TECTONICA DE PLEGAMIENTO Y FALLAMIENTOPLEGAMIENTOS Y GRANDES ESTRUCTURAS TECTÓNICAS DE LA TIERRA

ESTRUCTURAS TECTÓNICAS

Existen distintos tipos de estructuras dependiendo de la antigüedad de los materiales. Así pues, nos encontramos con:>> ESTRUCTURAS FALLADAS.- Son aquellas que se producen con los materiales más antiguos, (los materiales pertenecientes a la era primaria), los bloques de rocas se rompen y desplazan uno con respecto a otro.Los elementos de una falla son:a) El plano de falla - Es la superficie sobre la que se produce la rotura.b) Los labios de falla - Son los bloques desplazados según el plano de falla.c) El salto de la falla - Es el desplazamiento entre dos puntos que estaban unidos antes de producirse la

fractura. A veces se reconoce en el terreno como un desnivel más o menos brusco denominado escarpe de falla.

Hay distintos tipos de fallas según el sentido del desplazamiento de los bloques de la dureza que las produce.a) Fallas normalesb) Fallas inversasc) Fallas en direcciónLas grandes fallas se encuentran frecuentemente asociadas, dando lugar a sistemas complejos de grandes dimensiones. Estas asociaciones pueden ser:a) Fosas tectónicas - Son las zonas hundidas.b) Horst - Las zonas elevadas.c) El tiempo durante el que actúa la fuerza deformante, debe ser de varios millones de años para que se

forme un pliegue.d) La presencia de agua y gases entre los sedimentos, favorece la deformación, al dar más plasticidad a

la roca.Los elementos de un pliegue son:a) La charrera - Es una zona de flexión del estratob) Los flancos - Son las partes laterales del pliegue, a uno y otro lado de la charrela.c) El núcleo - Es la zona más interna del pliegue.d) El plano axial - Es el plano imaginario que pasa por las charrelas de los estratos que constituyen el

pliegue.e) El eje del pliegue - Es la intersección del plano axial con la superficie del terreno.f) La dirección - Es el ángulo que forma el eje del pliegue con el norte geográfico.Cuando un pliegue es cóncavo hacia abajo y los materiales más antiguos están situados en el núcleo se le denomina anticlinal. Si la concavidad es hacia arriba y en el núcleo están los materiales más modernos, es un sinclinal.>> ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS.- Están constituidas por grandes llanura formadas por rocas cristalinas que se han hundido y rellenado posteriormente de materiales blandos (arenas, arcillas, etc...) muchas veces cubiertos por capas de rocas más duras, tales como calizas, yesos, etc... Posteriormente son erosionadas labrándose campiñas en las que aparecen cerros testigos y anticerros.Pueden darse dos casos:a) Estructuras horizontales.b) Inclinadas.Ejemplo de páramo, es el de la foto, de arena y arcilla, está en resistasia pero ha sido repoblado por el hombre. Está cortada por un río.

MODELADO TERRESTRE

Antes de hablar de los distintos modelados hay que definir que es la morfología y la morfogénesis, así pues, la morfología estudia las formas actuales mientras que la morfogenésis estudia los agentes, los procesos y los sistemas de erosión, junto con la crisis climáticas.Los tipos de modelados pueden ser:>> MONOGÉNICOS.- Son aquellos modelados producidos por un solo sistema erosivo.>> POLIGÉNICOS.- Producidos por varios sistemas erosivos, éste es del tipo más generalizado.

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La foto nº 2 es la continuación del páramo de la foto 1, esto es, por que ha habido una erosión fluvial que ha cortado el páramo en dos. También es ejemplo de un modelado poligénico (primero modelado fluvial y después un modelado mediterráneo). Se puede hablar por tanto de morfogénesis.El arroyo que produjo la erosión anteriormente dicha se trata del que se ven en la foto, el Arroyo del Torrija, que el cual es torrencial, lo que significa que en ocasiones llevaba mucho agua.

En la foto 4, se observa la campiña. Una de las partes de una estructura sedimentaria, que junto con la foto 5, que representa un cerro (no se puede observar muy bien, por lo que ha sido recuadrado para facilitar el trabajo), quedan representados por partes importantes de una estructura sedimentaria

TIPOS DE MODELADO TERRESTRE

>> MODELADO FLUVIAL.- Es aquel que se produce por la acción de un río. Eso mismo ha ocurrido en el caso del Arroyo del Torrija (fig. 6) el cual ha erosionado el páramo.Las partes de un río son tres: Curso alto, el río tiene su máximo poder de erosión y de transporte en la cabecera situada en las montañas, donde la pendiente es mayor.La fuerza del agua y los materiales que transporta erosionan el fondo excavando un cruce profundo, lo cual produce un valle en forma de “V”. Si las rocas son duras, el cruce es estrecho y se pueden formar gargantas y desfiladeros. Si las rocas son blandas, el valle es más amplio.Curso Medio, cuando el río abandona la montaña y discurre por zonas de menor pendiente, lleva más caudal y más carga de sedimentos, pues recoge el agua de los afluentes. El cruce es más ancho y el valle tiene forma de artesa. El agua sólo ocupa una parte del lecho, llamada canal de estiaje y situada en un cruce mayor, el lecho ordinario, que se llena de agua durante las crecidas.El resto del cruce, lecho de inundación, sólo es ocupado por el agua en las grandes avenidas.En el este curso de río, se producen los meandros, debido a la escasa pendiente, el río puede divagar y describir amplias curvas llamadas meandros. En la parte cóncava del meandro, se da la máxima velocidad del agua en la parte convexa del meandro, la velocidad del agua es mínima y por tanto se produce sedimentación. La erosión puede aumentar tanto la curvatura que el meandro puede llegar a estrangularse, dando lugar a un meandro abandonado.

Curso bajo, el río deposita gran parte de su carga y discurre sobre sus propios sedimentos. El valle es muy ancho y el rio puede dividirse en varios brazos. Predominan las arcillas y los iones.La carga puede ser arrastrado por las corrientes marinas lejos de la desembocadura, pero si la cantidad de material es muy grande o la intensidad de las corrientes es pequeña, se pueden producir tres tipos de accidentes: deltas, estuarios y marismas.Si se produce un descenso del nivel del agua del mar por un ascenso del continente o por una glaciación, el nivel de base del río, respecto al nivel del mar, varía.

Entonces la pendiente del río aumenta, por lo que se acelera la velocidad del agua y comienza una mayor erosión desde la desembocadura hacia arriba, excavando un nuevo cauce más profundo que el anterior, es a lo que llamamos terrazas fluviales.Ejemplo de terraza de río, la tenemos en la fotografía.>> MODELADO INTERFLUVIAL.- En el tipo de modelado, se dan dos situaciones: Biostasia que se caracteriza por la pedogénesis y el descanso morfológico y la Resistasia, que se caracteriza por una gran fuerza erosiva y una morfogénesis.Las formas de erosión son dos:a) Disgregación mecánica - Consistente en la erosión por gelivación, es decir, por la acción de la

lluvia, por los cambios de temperatura y por la acción de los seres orgánicos.b) Descomposición química - Consistente en la disolución de las rocas por el agua y la alteración del

estado físico. Producto de esta erosión se produce los derrubios de laderas.Ejemplo de un derrubio de ladera, es el que hay en Patones, producida por gelifracción.Dentro de los países en resistasia, hay distintos tipos de erosión:

GLACIARISMO.- Es la erosión del hielo, las grandes masas de hielo acumuladas no son rígidas, y se desplazan por acción de la gravedad hacia cotas más bajas formándose un glaciar.

Las partes de un glaciar son:a) Circo - Zona donde se acumula la nieve.b) Lengua - Verdadero río sólido que se origina el descender el hielo acumulado en el circo.c) Frente - Zona donde se funde la lengua y se depositan los materiales arrastrados

Los glaciares son un poderoso agente erosivo. Esta acción la realizan la fuerza del hielo y las rocas que transporta.

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Los valles en forma de “V” son paredes verticales y fondos planos. El desplazamiento del hielo produce estrías longitudinales en las rocas del fondo, son llamadas rocas aborregadas.El transporte se realiza dentro, sobre y debajo de la masa de hielo, el conjunto de materiales transportados se denomina morrena.Existen distintos tipos:

a) Morrenas Laterales - Son rocas arrancadas de las paredes del valle y transportadas a ambos lados de la lengua del glaciar.

b) Morrenas Frontales - Son depósitos de materiales que se origina en el frente del glaciar al fundirse el hielo

PERIGLACIARISMO.- La erosión se produce por la acción del hielo y del deshielo, esto provoca distintos tipos de erosión:

a) Suelos Poligonales - Hay un abombamiento por el hielo, posteriormente se forman unas grietas de contracción.

b) Derrubios de Ladera - Se producen al erosionarse el terreno.c) Rocas Aborregadas - La erosión se da de manera desigual, provocando montículos redondeados que

de lejos recuerdan lomos de ovejas.d) Pieds de Vaches

MEDITERRÁNEO.- La erosión se produce por la torrencialidad. Son característicos los torrentes mediterráneos. Tiene tres partes diferenciadas: Cuenca de recepción Canal de desagüe Cono de deyección

Fig. 9 – Cuenca de recepción y canal de desagüeFig. 10 – Canal de desagüe y cono de deyecciónEn ambas figuras se trata del torrente de Patones.Las cárcavas son otra forma de erosión dentro del modelado mediterráneo, en arcillas.En la foto se puede ver las cárcavas producidas por la erosión, además de un canal de desagüe y una cuenca de recepción. Se trata de un cerro testigo.

DESÉRTICO.- La erosión se produce principalmente por el viento y a las partículas sólidas que lleva en suspensión. Dependiendo de si actúa sobre materiales sueltos o compactados, se denomina deflacción o corrosión. La Deflacción - Es el efecto de barrido que afecta a las partículas sueltas que se

encuentran sobre la superficie del suelo. La principal forma de erosión producida por la defracción son cuencas de pequeña profundidad denominadas superficies de deflacción.

La Corrosión - Es el efecto de desgaste producido por el viento, cargado de arena, sobre materiales compactos. En rocas más blandas y heterógeneas se origina una erosión diferencial llamada alveolar denominada así por las oquedades que se producen en las rocas al impactar los granos de arena.

La arena se acumula al encontrar algún obstáculo y origina un primer núcleo que crece a medida que se producen sucesivos aportes de arena.

Las dunas presentan una pendiente suave en la dirección al viento, llamada barlovento, que es por donde ascienden los granos de arena y una pendiente más pronunciada en sentido opuesto al viento, llamada sotavento, por donde se desliza la arena formando remolinos.

>>. INFLUENCIAS DE LAS ROCAS EN EL MODELADO

Dependiendo del tipo de rocas y de su dureza, aparecen los distintos tipos de modelado anteriormente explicados. Así pues, podemos distinguir tres tipos distintos de rocas:

CRISTALINAS.- También llamadas magmáticas. Los iones, átomos o moléculas se ordenan según formas geométricas definidas. Pueden ser plutónicas o vulcanitas. Plutonitas - El magma se solidifica en el interior de la tierra, se enfría lentamente, ha

cristalizado bien y forman tres tipos de minerales: cuarzo, feldespato y mica. Vulcanitas - El magma se solidifica en el exterior, se enfría rápidamente dando lugar al

relieve volcánico.La estructura de un volcán consta de las siguientes partes: LA CÁMARA MAGMÁTICA - Es el lugar del interior de la tierra, situado a una profundidad que

varía entre 10 y 70 km, donde se acumula el magma. EL CONDUCTO DE SALIDA O CHIMENEA - Es la fractura a través de la cual sale el magma

al exterior.

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EL CONO VOLCÁNICO - Es la elevación del terreno constituida por los materiales arrojados por el volcán, con un orificio de salida o cráter.

El magma antes de ascender por los conductos de emisión tenía en disolución una serie de gases o productos volátiles, gracias a las elevadas presiones del interior, pero se acerca a la superficie, al disminuir la presión, se desprenden los gases facilitando la ascensión del magma y los que son inflamables, en contacto con él oxigeno de la atmósfera originan las llamaradas que suelen acompañar a las erupciones volcánicas. Los tipos de erupción que existen son:

Hawaianas - Lavas muy fluidas que se desparraman rápidamente, son las menos peligrosas Strombólico - Lavas moderadamente fluidas Vulcaniano - Lavas muy viscosas Peleano - Lava tan viscosa que se solidifica en la chimenea del volcán, formando un

auténtico tapón, es el tipo más peligroso.Los materiales que se expulsan, son principalmente de tres tipos, productos gaseosos, líquidos y sólidos:Los gases que expulsan los volcanes son principalmente CO2, dióxido de azufre y vapor de agua. Los productos líquidos o lavas están constituidos por el magma desprovisto de la mayor parte de gases. Dentro de las lavas se distinguen dos grupos, las lavas ácidas (muy viscosas) y las lavas básicas (muy fluidas).

Los productos sólidos, también llamados piroclastos, están formados por lava solidificada o que se solidifica en el aire al ser lanzada por el volcán. Los piroclastos se clasifican según su tamaño, en:

Cenizas - Están constituidas por las partículas más finas Piedra Pómez - Son resultantes de explosiones violentas en lavas ácidas Escorias - Lavas básicas Bombas - Son fragmentos que adquieren la forma esférica al solidificarse en el aire. Lognimbritas - Ciertos materiales ácidos son proyectados a elevadas temperaturas

soldandose en el suelo antes de enfriarse.Los relieves que forma se pueden clasificar en: RELIEVES DE CONSTRUCCIÓN, que a su vez se clasifican en:

Colada - Está constituida por lava que se extiende a partir del cráter. Pueden ser lineales, de manto o masivas.

Campos de Escoria - Formados por acumulaciones de escorias volcánicas que posteriormente pueden desaparecer ante vegetación.

Cumulvolcanes - Las lavas se acumulan en el cráter formando masas compactas Conos - Formados por acumulaciones de lapillis, cenizas, etc ... Existen tres tipos escorias,

barrancos y volcanes escudos o hawaianos. Lago Volcánico Extravolcanes

RELIEVES DE DESTRUCCIÓN - Destacan los cráteres, y las calderas, debidas a explosiones fuertes del cráter.

RELIEVES DE EXCAVACIÓN - Destacan el Espigón de los Digues.Una vez producida la erupción del volcán, se produce una serie de fenómenos postvolcánicos.

Solfateno - Gases que salen después del una erupción. Fumarola Geiser - Agua caliente. METAMÓRFICAS.- Tienen una estructura, pero por presión, cambian. Las rocas

metamórficas más frecuentes son: Pizarras, Esquidos o Gneises - Una roca sedimentaria como la arcilla puede dar lugar

a distintas rocas metamórficas dependiendo de la intensidad del metamorfismo. Las pizarras se forman cuando las condiciones de presión y temperatura no son muy altas. Los esquistos se forman en condiciones de mayor presión y temperatura que las pizarras. Los gneises se forman cuando el grado de metamorfismo es muy alto. Si la presión y la temperatura siguiera aumentando, el gneis se fundiría y se formaría un granito de anatexia.

El Mármol - Se forma al metamorfizarse la caliza. Al aumentar la temperatura se produce la recristalización de la caliza y la roca se hace mucho más compacta.

La Cuarcita - Se origina por metamorfismo de las areniscas. Ambas tienen la misma composición química y mineralógica.

SEDIMENTARIAS.- Las rocas sedimentarias se forman en amplias cuencas de sedimentación, situadas casi siempre en el mar. Se disponen en capas horizontales denominadas estratos. Existen dos tipos diferentes:

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CON GRANO NO CEMENTADO - Es decir, están disueltas. Éstas pueden ser: Arenas Arcillas - Topografía ondulada y suave. Margas - Arcilla y caliza. Pizarras

CON GRANO CEMENTADO CONGLOMERADOS - Erosión vertical, es típica la topografía de torreones ARENISCAS - Erosión horizontal, son las llamadas tablas. CALIZAS - Procede de las grandes transgresiones marinas de la era secundaria. Es una

roca permeable. Deja distintos tipos de relieves:- Lapiaz Olenar – Se va erosionando en función de que la roca lleve más o menos sílice.

Ejemplo de lapiaz olenar, lo encontramos en la foto correspondiente a la excursión realizada entre otros lugares a Patones.El lapiaz es la primera forma, pero según se va erosionando el terreno, va dando lugar a callejones, calles y plazas.

- Dolina - Pequeña depresión, cuando hay un hundimiento de varias dolinas, se produce el Polje.

En general, las calizas si contienen sílice, hace formas al erosionarse como por ejemplo en forma de cueva, ya que el silice es más fácil de erosionar.En el caso de la excursión, la caliza tenía un buzamiento de 30º hacia el norte.Su perfil de relieve es el siguiente.

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1.1 TEORÍA DE LA DERIVA CONTINENTALEsta hipótesis fue planteada por Wegener, según la cual, los continentes no están fijos en una posición, sino que se han desplazado y se están desplazando por la superficie de la Tierra.Para Wegener; debió haber existido una única y gran masa de la Tierra, a la que llamo Pangea (toda la Tierra), estando el resto del globo cubierto por un océano llamado Panthalassa. Esta gran masa de Tierra después de evolucionar 20 millones de años y debido a la acción centrifuga originada por la rotación de la Tierra, se fragmentó e inició un movimiento de deriva o traslación. Esta rotura de Pangea se produjo simultáneamente al norte y al sur del bloque África-Sudamérica formándose dos continentes:Al norte quedó lo que hoy es Norteamérica y Asia, que Wagener llamó Laurasia, al sur, Gondwana, formada por Antártida, Australia e India. Asimismo producto de la deriva continental se dio la formación de las cadenas montañosas. Los principales argumentos en las que Wegener fundamentó sus hipótesis fueron1:

Los continentes proceden de una sola y única masa continental que se fragmentó, iniciándose un movimiento de traslación relativo entre ellos. Los continentes se habían desplazado hacia el oeste por una lenta traslación denominada “deriva de los continentes”.

Las semejanzas entre las líneas de las costas de ciertos océanos como el atlántico. Por ejemplo, se observa la fractura en forma de “s” en los contornos de la costa occidental de África y la costa oriental de América del Sur, donde América, Europa y África podrían encajar perfectamente, como un rompecabezas.

La separación de la Pangea y la deriva continental, ocurrió por las fuerzas de atracción de la Luna y del Sol, a las que se unió la fuerza de rotación de la Tierra.

Fósiles de animales semejantes, entre los litorales del Océano Atlántico. Simultaneidad de las glaciaciones que se produjeron en América del Norte, como en Europa y Asia.

1.2 TEORÍA DE LAS CORRIENTES CONVECTIVAS.Sostiene que la diferencia de temperaturas y densidad de las rocas plásticas del manto originan corrientes convectivas (transporte de calor de un fluido), las cuales expulsan hacia la superficie nuevos materiales que agrandan y mueven la corteza oceánica y continental.Se cree que esta teoría da origen a la teoría de la tectónica de placas. 1.3 TEORÍA DE LA EXPANSIÓN DE LOS FONDOS OCEÁNICOS.

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Expuesta por Hess en 1960 y por Dietz en 1961. Esta teoría afirma que la Tierra está en proceso de expansión, por lo que su corteza se rompe a lo largo de las líneas de fractura, por donde sale material a grandes presiones para formar nuevas montañas. Los estudios realizados en los fondos oceánicos han demostrado que las rocas situadas en los centros de los océanos son más jóvenes que aquellas que se encuentran cerca de los continentes, lo cual origina la creación de una nueva corteza oceánica.1.4 TEORÍA DE LA CONTRACCIÓN DE LA CORTEZA TERRESTRE.Sostiene que, a causa del enfriamiento del manto (capa sobre la que reposa la litosfera o corteza terrestre), se producen facturas en la corteza terrestre, por donde sale nuevo material que forma montañas y cordilleras paralelas a la costa litoral.Estas dos últimas teorías están todavía en proceso de investigación y, al igual que las demás, no pasan de ser una idea sobre la cual giran numerosos procesos científicos para verificarla o desecharla.1.5 TEORÍA DE LA TECTÓNICA DE PLACASEl estudio de la hipótesis de Hess, sobre la expansión de los fondos oceánicos, y la de Alfred Wegener, sobre la deriva de los continentes fueron la base para elaborar la teoría de la tectónica de placas, que ha sido estudiada por numerosos científicos, entre los que destacan: G. Hess, Dietz, Holmes y otros.Esta teoría, parte de que la corteza terrestre está dividida en grandes fragmentos o placas distintas, que flotan en la capa móvil y superior del manto llamada astenósfera, de aspecto viscoso, debido a la elevada temperatura por la cual las placas pueden moverse libremente. Estas placas, cuyo espesor varía entre 160 a 150 Km, se encuentran en construcción y destrucción continua, cuyos límites son las dorsales oceánicas y las zonas de subducción donde se forman las trincheras o fosas oceánicas . Aquí en ellas, la actividad volcánica es muy intensa.Las fosas son entalladuras estrechas y muy profundas que se encuentran al borde de los continentes o de un archipiélago. (ver figura ). La mayor parte se encuentra en el Océano Pacífico. La más profunda es la fosa de las Marinas a 10,910 m., de profundidad.

Relieve Submarino

A lo largo de los sistemas de dorsales oceánicos (grandes cordilleras volcánicas) se separan las placas y se forman grietas o rifts , que favorecen el desarrollo del vulcanismo, que es la salida del material ígneo; al enfriarse, se forma una nueva capa en el fondo del mar, lo cual provoca su expansión y la creación de nueva corteza terrestre. Las placas tectónicas están delimitadas por las zonas de subducción, por las dorsales oceánicas o zonas de renovación y por las zonas de fallas transformantes, donde una placa se desliza junto a la otra a lo largo de grandes fracturas. La separación de las placas es de 1 a 10 cm por año.Por otro lado en las regiones o zonas donde los fenómenos telúricos como los sismos (movimientos vibratorios de la corteza terrestre) y la actividad volcánica son muy intensa, coincide con el área de choque de las placas tectónicas.

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Principales placas de la superficie terrestre

Formación tectónica de fallas y plegamientos en la configuración de los continentes

La formación tectónica es producto de la acción tectónica que modifica el relieve terrestre. Estos movimientos de la corteza terrestre, son generalmente producto de movimientos diastróficos.2.1 EL DIASTROFISMO 2

Dislocación de la corteza terrestre debido a las fuerzas orogénicas, que alteran la disposición de los estratos que se hunden y elevan.El diastrofismo es un proceso geológico que comprende todos los movimientos de las rocas que forman la corteza terrestre. Provoca el desplazamiento, hundimiento o fractura.Está formado por dos tipos de movimientos:

2.1.1 Movimiento diastróficos epirogénicos.Son los movimientos de rocas, en sentido vertical, “formadores de continentes”, debido a que levantan o hunden gran parte de éstos. Por ejemplo, en el NE de Europa, la zona correspondiente a los Países Bajos, la costa desciende 10 centímetros, cada 100 años.

2.1.2 Movimiento diastróficos orogénicos.Son fuerzas más rápidas y de sentido horizontal, formadoras de montañas. De acuerdo con la elasticidad de las rocas, la compresión y la tensión que pueden soportar, llega a formar plegamientos o fallas.

a) LOS PLEGAMIENTOS Constituyen las montañas y las depresiones, como resultado de las fuerzas de comprensión, que es la acción ejercida por una fuerza sobre las rocas que al ser plásticas o flexibles, se pliegan. En todo plegamiento distinguimos las siguientes partes:

Anticlinal o cima, que es la parte más elevada. Sinclinal o sima, que es la región más profunda del plegamiento y que puede llegar a formar

valles. Monoclinal cuando todas las capas tienen la misma inclinación y dirección, y forman una

especie de escalón. Un plegamiento puede ser: simétrico, inclinado, recumbente o tumbado.

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Partes de un plegamiento

Los plegamientos pueden tener diferente origen: Contracción: encogimiento de la Tierra al enfriarse. Deriva continental: el choque de dos placas tectónicas origina plegamientos. Expansión: los dorsales que se encuentran en el fondo oceánico son formadas por el

movimiento de convección ascendente de manto, por lo que producen plegamientos en la corteza oceánica.

b) LAS FALLAS 3

Son producidas por las fuerzas de tensión que actúan sobre las rocas de la corteza terrestre y las fracturan, porque las rocas que han experimentado la tensión, son muy duras.Una falla resulta ser una ruptura de la corteza terrestre en dos o más bloques que se dislocan, se deslizan o se elevan horizontalmente: se presentan como desniveles o dislocaciones del terreno. Existen diversos tipos de fallas como:

Falla vertical, se origina cuando hay deslizamiento de arriba hacia abajo de los estratos de la corteza terrestre, o viceversa. (forma un escalón), gradería (varios escalones).

Falla inclinada y horizontal, cuando el deslizamiento es horizontal. Falla mixta, cuando el deslizamiento es en ambos sentidos, verticales y horizontales.

Tipos de fallas

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Intemperismo o meteorización: su importancia en la formación de suelos 4El intemperismo o meteorización se basa en la alteración de las rocas al estar en contacto con el agua, el aire, los cambios de temperatura y los seres vivos. Puede considerarse como el proceso en que se basa la acción erosiva, porque produce los primeros fragmentos de roca, que después el agua y el viento acarrean como elemento abrasivo. La importancia de este proceso para el hombre es obvia, pues suministra los ingredientes principales del suelo, elemento indispensable para el desarrollo de la flora y la fauna.

Los principales tipos de intemperismo o metereorización pueden ser: mecánica o físico, mediante la cual, los materiales son desintegrados a causa de los hielos, vientos, cambios de temperatura, etc., y metereorización química, que es producida principalmente por el agua, el oxígeno, el anhídrido carbónico y los seres vivos.

El intemperismo químico: También llamado de descomposición, da origen a minerales nuevos en lugar de los que se destruyen. Los gases de la atmósfera se combinan con los elementos de los minerales de las rocas y producen compuestos nuevos. Un ejemplo de ello es cuando el bióxido de carbono de la atmósfera y los vegetales se añaden a los minerales de las rocas (carbonación) y forman el ácido carbónico, que es mucho más efectivo que el agua pura al atacar a los feldespatos y a otros minerales.

intemperismo físico o mecánico: Es el que desintegra las rocas sin alterar su composición química. Los cambios de temperatura influyen en la destrucción de las rocas, que al calentarse se dilatan y al enfriarse se contraen, aunque en menor grado que otras sustancias. La repetición constante de este proceso a través del tiempo causa el desarrollo de pequeñas grietas que permiten la entrada de la humedad o el inicio del crecimiento de las plantas, las cuales son de acción más efectiva como agentes del intemperismo.El intemperismo físico actúa más apropiadamente en climas fríos y secos que en tropicales, puesto que en aquellos están casi ausentes el calor y la humedad, que son los que fomentan el intemperismo químico. En cambio, en las regiones tropicales lluviosas procede con rapidez el intemperismo químico, que actúa en forma más efectiva en determinados tipos de rocas.RELIEVE Relieve es la desigualdad vertical que tiene la corteza terrestre. El relieve es el resultado de un determinado modelado sobre una estructura concreta de la superficie terráquea.En el modelado intervienen varios factores, que combinados da lugar a su diferenciación en unidades estructurales. En un aspecto de la geografía física la geomorfología es la que estudia científicamente el relieve de la Tierra. Le corresponde la misión de describir los paisajes a la luz de los factores que originan deformaciones en el relieve terrestre.El relieve de un lugar se debe a su estructura, o sea, a la forma como están dispuestas las rocas en la litósfera. Así como la acción de las fuerzas internas que actúan sobre ella como son el tectónismo y el vulcanismo. Asimismo, el relieve sufre transformaciones por acción de fuerzas externas que como los hielos, aguas, vientos, etc., modelan las formas ya sea por desgaste de las rocas transportando los materiales y depositándolos en las partes bajas. Estas fuerzas externas y internas son las creadores del relieve: las externas constituyen las formas y las internas, lo modifican o modelan.

PRINCIPALES TIPOS DE RELIEVE5

Existen dos tipos de relieve, el continental y el submarino. Si se considera que la máxima elevación continental es la del Everest, situado en la cordillera del Himalaya en Asia, con 8,847m. de altitud, y la mayor profundidad oceánica es de 12,395 m. que corresponde a la fosa de Cook, cerca de Mindanao, Filipinas, en el Océano Pacífico, la diferencia es de 21,242 m., lo cual significa que las variaciones en el relieve terrestre, comparadas con las dimensiones de la Tierra, son muy pequeñas.

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Relieve continental y submarino

Las principales formas de relieve continental están constituidas por montañas, mesetas, llanuras y depresiones, colinas, lomas, desiertos y valles Montañas: son las formas de relieve de mayor elevación, cuyo origen, forma y altura son diversos. Se

clasifican en colinas, montañas medias y altas montañas; las primeras son elevaciones de poca altura y forman frecuentemente grupos; las segundas se elevan hasta 1,500 m. y algunas veces constituyen macizos, que son bloques montañosos de poca altura; las altas montañas tienen una altura mayor de 1,500 m. y se agrupan en cordilleras y sierras.Los principales tipos de montañas son: de pliegues, de falla, volcánicas y domo.

Las montañas de pliegues, tienen su origen en los plegamientos formados por las fuerzas de compresión de los movimientos tectónicos (orogénicos). Ejemplos de éstas son las Rocosas, Apalaches y Andes en América; Alpes en Europa; Himalaya en Asia y las sierras Madre Oriental, Occidental y del Sur en México.

Las montañas de falla, también se forman por movimientos orogénicos, cuando fuerzas opresivas del interior obligan a una masa rocosa a separarse completamente de otra. Tienen un patrón diferente de las montañas de plegamiento y se distinguen por sus escarpas rocosas. En un lado de la fractura se eleva un bloque de terreno que forma lo que se llama pilar u horst, mientras en otro se hunde para formar una fosa tectónica o graben. En Estados Unidos, los montes de Nevada y Utah son horsts, mientras que el valle de la Muerte es un graben o fosa tectónica. La Sierra Nevada de California, en el mismo país, es también ejemplo de montañas de esta clase. Es importante mencionar que el lago de Chapala, situado entre Jalisco y Michoacán, ocupan una fosa tectónica en México.

Las montañas volcánicas, tienen su origen en antiguos volcanes. Se forman cuando la erupción arroja suficiente material ígneo para crear en la corteza terrestre una montaña de enormes cantidades de lava. De esta manera se formaron el Kilimanjaro (entre Kenya y Tanzania, África), el Fujiyama (Japón) y el Aconcagua (entre Argentina y Chile). En México se observan varios ejemplos: Pico de Orizaba, Popocatépetl, Iztaccíhuatl, Nevado de Toluca y demás volcanes que en su conjunto constituyen la Cordillera Neovolcánica que se ubica a lo largo del paralelo de 19° latitud norte.

Las montañas domo, se formaron a partir de convulsiones volcánicas, pero no parecen ni actúan como volcanes; más bien resultan de una masa de roca fundida que pasó entre los estratos horizontales. Los domos, llamados también lacolitos , son redondos en la parte superior y planos en la inferior.

Estos diferentes tipos de montañas se presentan mezclados y además se erosionan de diferente manera, por lo cual la corteza terrestre está marcada por gran variedad de formas. Lo anterior se ejemplifica claramente mediante el monte Matterhorn, Suiza.

Mesetas: son regiones elevadas y relativamente planas, también llamadas altiplanicies o altiplanos, es decir, llanuras elevadas. En África predomina el relieve de mesetas, como la de los Grandes Lagos y Abisinia. En México, se ubica al centro la poblada Meseta de Anáhuac. Su origen puede ser el mismo que para las montañas.

Llanuras: Son extensiones de tierra casi planas situadas generalmente hasta 500 m. sobre el nivel del mar. Por su origen, las llanuras se clasifican en aluviales, de sedimentación marina y penillanuras. Las primeras se forman con los depósitos de los ríos; las segundas están constituidas por la elevación de terrenos cubiertos de sedimentos marinos, ya que fueron fondo de antiguos mares o lagos, y las últimas son restos de montañas niveladas por la erosión, como la Siberiana y la llanura costera del Golfo de México.

Colinas: son elevaciones de terreno que no llegan a 500m. En las regiones de colinas predominan el relieve abrupto (de gran pendiente), sobre el llano, pero las formas de las colinas son diferentes a las montañas, pues son más pequeñas y redondeadas.

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Lomas. Son también pequeñas elevaciones de terreno pero que presentan pendientes pequeñas y de escasa importancia.

Depresiones: son descensos bruscos de la corteza terrestre, y se dividen en absolutas y relativas. Las absolutas son las regiones continentales con altitud inferior al nivel del mar, la mayoría de las cuales constituyen mares o lagos. Las más notables son las siguientes:

Nombre Mar Muerto Lago Tiberiades Lago Assal Qattara Valle de la Muerte Mar Caspio

Altitud-394 m-212 m-172 m-135 m -85 m -26 m

LocalizaciónEntre Israel y Jordania en AsiaIsrael en AsiaDjibouti en ÁfricaRepública Árabe Unida en AsiaEstados Unidos de AméricaEntre Europa y Asia

Son depresiones relativas las regiones situadas sobre el nivel del mar, pero con altitud inferior a la de las comarcas vecinas. Ejemplo de ello son las cubetas del Congo y Níger, en África, el Bolsón de Mapimí, y la depresión del Balsas, en México.

Desiertos: Son grandes espacios de terreno sin agua, ni vegetación, cubierto de peñas y arena que, movidas o impulsadas por el viento, pueden sepultar caravanas enteras. Son notables los desiertos de Sahara en África; el de Gobi en China; el de Atacama en Chile y Bolivia; el de Sechura en el Perú. Los pequeños espacios que tienen vegetación en los desiertos, se llaman oasis.

Valles: Es una de tierras relativamente baja, flanqueadas por terreno más alto y generalmente recorridos por el río. En realidad, el valle es casi un sistema organizado para eliminar agua y sedimentos desde unos niveles altos a otros más bajos. Todos los valles que desembocan en otro valle principal, reciben el nombre de cuenca de drenaje o desagüe

PRINCIPALES RELIEVES DE AMÉRICA

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Placas Tectónicas y Cratones

1. Las Placas Tectónicas 2. Tectónica de placas 3. Mecanismo del movimiento de las placas 4. Imágenes de la tectónica de placas 5. Los Cratones, Núcleos de Pangea

Las Placas TectónicasEsta imagen fue desarrollada por la NASA de los Estados Unidos y es por ello que los nombres se encuentran en inglés.

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Tectónica de placasEn 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 Africa y América del Sur encajaban de manera casi perfecta, los patrones de distribución biogeográfica que relacionaban continentes tan disímiles y lejanos como Africa, 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.

Fig. 5.1 ( Continente único o Pangea )

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, atraida 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 perdia 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 mesooceánicas 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.

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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 lineas 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 denominano “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

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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 de el 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 esta 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 por que 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 las evidencia encontradas 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 si 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.

Mecanismo del movimiento de las placas

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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

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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 ( Fig. 6.1 ). 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.

IMÁGENES DE LA TECTONICA DE PLACAS

Fig. 1.1 ( Topografía de la Tierra debajo de los océanos )

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Fig. 1.2 ( Teoría de Alfred Wegener )

Fig. 1.3 ( Fondos oceánicos )

Fig. 3.1.1 ( Valle de Rift )

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Fig. 2.3 ( Puntos calientes de la Tierra )

Fig. 3.1.2 ( Distribución de las zonas sísmicas )

Fig. 4.1 ( Distribución de volcanes )

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Fig. 3.3.1 ( Esquema de una falla de desgarre )

Los Cratones, Núcleos De Pangea

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 llaman 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.

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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.

Figura 14. Estructura de un cratón

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 (Figura 14). 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, Africa, 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 Africa, tres en Australia (Figura 15).

Figura 15. Estructuras principales del relieve terrestre: 1) sistemas montañosos jóvenes; 2) sistemas montañosos antiguos. Cratones: 3) plataformas, 4) escudos; 5) margen continental submarina; 6) sistemas montañosos

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submarinos; 7) dorsales; 8) planicies abisales; 9) rift en los continentes; 10) trincheras. Los números en el mapa se refieren a las trincheras de la Lista No. 1 del siguiente capitulo VI: El piso océanico. 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 Africa 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, Africa y Australia y contrastan con los trópicos húmedos de los países cercanos al ecuador.

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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.

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