Tema 3. Dinámica interna terrestre

Antonio Campo Buetas
Biología y Geología 4º ESO
0. La estructura interna de la
Tierra
1. La energía interna y la
Tectónica de Placas
2. Dinámica de la Tectónica de
Placas
3. Procesos geológicos internos
• Volcanes
• Terremotos
• Pliegues y Fallas
TEMA 3. DINÁMICA INTERNA TERRESTRE

0. LA ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA
1.- Indica los grandes fenómenos geológicos que están relacionados con la dinámica interna de la Tierra y
que estudiaremos en este tema.
• Formación de cordilleras y del relieve submarino
• Origen, evolución y destrucción de placas tectónicas
• Deriva continental y Tectónica de placas
• Volcanes
• Terremotos
• Pliegues
• Fallas
• Formación de rocas Magmáticas y Metamórficas.

2.- a) Estudia esta gráfica y describe la evolución de la velocidad de las ondas sísmicas S y P en función
de la profundidad. b) ¿Qué es una discontinuidad? c) ¿Cómo se justifica la estructura en capas del
planeta Tierra?
a) Cuando se produce un terremoto se producen dos tipos de ondas sísmicas: las
ondas superficiales L y R y las ondas internas P y S que se desplazan desde el
hipocentro en todas direcciones atravesando el interior de la Tierra.
• Las ondas P viajan a mayor velocidad y se registran en primer lugar por lo que
se les denomina ondas primarias. Se transmiten por todo tipo de medios,
sólido rígidos y plásticos que tienen un comportamiento fluido.
• Las ondas S viajan a menor velocidad y se registran en segundo lugar por lo
que se les denomina ondas secundarias. Sólo se transmiten por materiales
sólido rígidos.

planeta Tierra?
En esta gráfica observamos como varía la velocidad de las ondas P y S en
función de la profundidad desde la superficie de la Tierra hasta el centro de
la misma. Apreciamos caídas de la velocidad y aceleraciones. Esto es
debido a que las ondas sísmicas atraviesan discontinuidades en el interior
de la Tierra que separan medios con características diferentes en cuanto a
composición y/o estado físico de los materiales. Estas superficies se
denominan discontinuidades y en ellas se produce una refracción de la
onda que provoca un cambio en su dirección de propagación y en su
velocidad.
• Entre 8-100 km de profundidad hay una discontinuidad que se
conoce como discontinuidad de Mohorovicic. Separa la corteza
del manto.
• A unos 700 km está la discontinuidad de Repetti que separa el
manto superior del inferior.
• A 2900 km encontramos la discontinuidad de Gutemberg que
separa el manto del núcleo.
• A 5100 km encontramos la discontinuidad de Lehman-Wiechert
que nos separa el núcleo externo del núcleo interno.

planeta Tierra?
El modelo de
estructura interna de la
Tierra en capas se
justifica a partir de las
discontinuidades en
profundidad que
observamos en el
diagrama de las ondas
sísmicas internas P y
S.

0. LA ESTRUCTURA
INTERNA DE LA TIERRA
3.- Haz un dibujo esquemático
de la estructura interna de la
Tierra que incluya los siguientes
aspectos: discontinuidades en
profundidad; capas y subcapas;
composición de los materiales;
densidad y temperatura de las
capas; estado físico de los
materiales; y nombres de las
capas desde el punto de vista
dinámico.
El modelo químico y el modelo
dinámico se complementan. Debido
a que en la Tierra hay una energía
interna esta es la responsable de la
dinámica interna de la Tierra que se
manifiesta en la Tectónica de Placas.
Es como si consideraramos un
coche recien salido de fábrica y el
mismo con el depósito de
combustible lleno siendo conducido
en la pista de pruebas.
MODELO ESTÁTICO MODELO DINÁMICO

0. LA ESTRUCTURA
INTERNA DE LA TIERRA
3.- Haz un dibujo esquemático
de la estructura interna de la
Tierra que incluya los siguientes
aspectos: discontinuidades en
profundidad; capas y subcapas;
composición de los materiales;
densidad y temperatura de las
capas; estado físico de los
materiales; y nombres de las
capas desde el punto de vista
dinámico.
La temperatura la densidad y la
presión de los materiales aumentan
con la profundidad.

3.- Haz un dibujo esquemático de la estructura interna de la Tierra que incluya los siguientes aspectos:
discontinuidades en profundidad; capas y subcapas; composición de los materiales; densidad y temperatura de
las capas; estado físico de los materiales; y nombres de las capas desde el punto de vista dinámico.
La temperatura la
densidad y la presión
de los materiales
aumentan con la
profundidad.

1.- LA ENERGÍA INTERNA Y LA TECTÓNICA DE PLACAS
4.- Explica: a) qué es la energía interna de la Tierra y de donde proviene. b) Cómo se transmite en la
Astenosfera.
El interior de la Tierra es fuente de energía que se conoce como energía internan de la Tierra. Su origen se
debe a dos factores:
• La energía remanente del proceso de formación y crecimiento de la Tierra por atracción gravitatoria y
colisión de los planetesimales que la rodeaban en su proceso de formación. Pasó por un estadío en el que
los materiales estaban fundidos, se enfrío en superficie pero todavía se encuentra a elevada temperatura en
su interior.
• La energía liberada en los procesos de desintegración de los elementos radioactivos de las rocas del
interior de la Tierra.
La energía interna de la Tierra se transmite en el manto a través de corrientes de convección.

5.- ¿Qué son las corrientes de Convección y cuáles son sus consecuencias en la litosfera?
La energía se transmite por conducción,
radiación y, cuando alcanza materiales que
tienen un comportamiento fluido como las
rocas fundidas o parcialmente fundidas, por
convección dando lugar a corrientes de
convección.
Deforma la litosfera, la rompe en placas
litosféricas y las desplaza como si fueran
sobre una cinta transportadora.

Una placa litosférica es un
fragmento de la litosfera que se
desplaza arrastrado por las
corrientes de convección.
Los límites de placas son los
límites activos y vienen bien
marcados por la localización de
los terremotos y en muchos
casos por los volcanes activos.
6.- a) Define placa litosférica, indica los nombres de las principales y diferencia litosfera oceánica y continental.
b) Observa el mapa sobre los límites de placas, recuerda la animación y aclara cómo se conocen esos límites.

• La corteza continental
está formada por
silicatos alumínicos.
Es más gruesa
llegando a unos 100
km bajo las grandes
cordilleras. Es menos
densa.
• La corteza oceánica
está formada por
silicatos magnésicos.
Es más delgada 8-10
km. Es más densa.
Hay placas formadas
por corteza oceánica
como la Placa Pacífica y
otras mixtas como la
placa Euroasiática.
6.- a) Define placa litosférica, indica los nombres de las principales y diferencia litosfera oceánica y continental.
b) Observa el mapa sobre los límites de placas, recuerda la animación y aclara cómo se conocen esos límites.

La idea de que los continentes, sobre todo
Sudamérica y África, encajan como las piezas de un
rompecabezas, se originó con el desarrollo de mapas
mundiales razonablemente precisos. Sin embargo,
se dio poca importancia a esta noción hasta 1915,
cuando Alfred Wegener, meteorólogo y geofísico
alemán, publicó El origen de los continentes y los
océanos. En este libro, que se publicó en varias
ediciones, Wegener estableció el esbozo básico de
su radical hipótesis de la deriva continental.
Wegener sugirió que en el pasado había existido un
supercontinente único denominado Pangea
(pan=todo, gea=Tierra). Además planteó la hipótesis
de que en la era Mesozoica, hace unos 200 millones
de años, este supercontinente empezó a
fragmentarse en continentes más pequeños, que
«derivaron» a sus posiciones actuales. Se cree que
la idea de Wegener de que los continentes pudieran
separarse se le pudo ocurrir al observar la
fragmentación del hielo oceánico durante una de sus
expedición a Groenlandia entre 1906 y 1908.
7.- Alfred Wegener es considerado el padre de la Teoría de la Deriva continental. Explica las pruebas que
apoyan esta teoría.

Alfred Wegener fue un
científico especializado en el
estudio del cambio climático
en el pasado que estableció
la Teoría de la Deriva
Continental. provocó una
auténtica Revolución en el
mundo de la Geología:
Esta teoría se sustentaba en
una serie de pruebas:
• Pruebas geográficas
• Pruebas geológicas
• Pruebas paleontológicas
• Pruebas paleoclimáticas

Alfred Wegener fue un científico
especializado en el estudio del
cambio climático en el pasado
que estableció la Teoría de la
Deriva Continental. Provocó
una auténtica Revolución en el
mundo de la Geología:
Esta teoría se sustentaba en una
serie de pruebas:
• Pruebas geográficas
• Pruebas geológicas
• Pruebas paleontológicas
• Pruebas paleoclimáticas
Como ocurre con las grandes
revoluciones científicas, pasaron
varias décadas hasta que sus
ideas fueron asumidas y
perfeccionadas por la comunidad
científica.
Fotografía de Alfred Wegener
(izquierda) en su cuarta expedición
a Groenlandia buscando
mediciones que avalaran su teoría
de la Deriva Continental

1.- LA ENERGÍA INTERNA Y LA TECTÓNICA DE PLACAS:
PRUEBAS DE LA DERIVA CONTINENTAL DE ALFRED WEGENER
PRUEBAS GEOGRÁFICAS
Algunos continentes como Sudamérica
y África encajan casi perfectamente
como si fueran piezas de un puzle y que
en el pasado estuvieron juntas.

PRUEBAS GEOLÓGICAS
Encontramos el mismo tipo y edad de rocas a ambos lados de los continentes hoy separados (Sudamérica y
África). También hay una coincidencia de las cordilleras que tienen la misma edad a ambos lados de los
continentes (Norteamérica, África y Europa)

PRUEBAS PALEONTOLÓGICAS
El registro fósil de estas cuatro
especies nos demuestra que esos
continentes estuvieron juntos en el
pasado y facilitaron la distribución
de la especie. De otra forma
hubiera sido imposible el explicar
su distribución hoy separada por
muchos miles de kilómetros de
océano de por medio. Ninguna de
ellas podría haber cruzado esas
distancias de forma natural.

PRUEBAS PALEOCLIMÁTICAS
La distribución de depósitos glaciares de finales del Paleozoico y estrías en las rocas, que nos marcan la dirección
de los mismos, en Sudamérica , Sudáfrica, India, Australia y la Antártida no se puede explicar si no estuvieron
juntos en el pasado en torno al polo sur.

PRUEBAS PALEOCLIMÁTICAS
La distribución de depósitos glaciares de finales
del Paleozoico y estrías en las rocas, que nos
marcan la dirección de los mismos, en Sudamérica ,
Sudáfrica, India, Australia y la Antártida no se puede
explicar si no estuvieron juntos en el pasado en
torno al polo sur con un clima polar.
Además, en este dibujo apreciamos la distribución
de otros cinturones climáticos que nos dejan
carbón y arrecifes en áreas tropicales en torno al
ecuador, depósitos salinos y arenas en áreas más
secas de clima desértico.

La publicación de Wegener “El origen de los continentes y los océanos” en 1915 sacudió como un
terremoto los cimientos de las ciencias de la Tierra. Pero ni esta primera edición ni las siguientes revisadas de
1920, 1922 y 1929, con múltiples pruebas de la deriva continental, consiguieron mover y convencer a la
comunidad científica. Wegener perdió la vida en 1930 en su cuarta expedición a Groenlandia y en las dos
décadas siguientes se arrojó muy poca luz nueva sobre la hipótesis de la deriva continental.
Sin embargo, a mediados de la década de los años cincuenta, se iniciaron dos nuevas líneas de investigación,
que acabarían dando la razón a Wegener y su teoría de la Deriva Continental. Una línea procedía de las
exploraciones del relieve del fondo oceánico y la otra del paleomagnetismo. Comenzaba a fraguarse el
gran paradigma o modelo que unificará todos los fenómenos geológicos en las Ciencias de la Tierra: La
Tectónica de Placas. Presentamos a continuación los resultados de estas nuevas investigaciones.
• Estudio del relieve del fondo oceánico
• Estudio del paleomagnetismo del fondo oceánico
• Espesor de sedimentos y estudio de la edad de las rocas del fondo oceánico
• Expansión del fondo oceánico
• Corrientes de convección
• Distribución de terremotos y volcanes
• Litosfera, placas litosféricas y corrientes de convección
• Límites de placas: divergentes, convergentes y transformantes
• Teoría global de la Tectónica de placas
8.- Las investigaciones llevadas a cabo en la segunda mitad del siglo XX han permitido elaborar una nueva
teoría que se conoce como Tectónica de Placas. Explica las pruebas que la apoyan.

ESTUDIO DEL RELIEVE DEL FONDO OCEÁNICO
Tras la segunda guerra
mundial, el uso del sonar se
comienza a utilizar de forma
sistemática para investigar y
mapear el relieve del fondo
oceánico. El resultado de
todos esos años de trabajo
desvela un fondo marino
sorprendente: Cordilleras
submarinas (dorsales) de
miles de kilómetros de
longitud que se levantan
desde el fondo de los
océanos; fosas submarinas
de varios kilómetros de
profundidad y miles de
kilómetros de longitud que
yacen paralelas a algunas de
las costas de los continentes,
y numerosas islas volcánicas
alineadas o dispuestas en
forma de arco que tienen que
tener algún origen misterioso
por descubrir.

ESTUDIO DEL
RELIEVE DEL
FONDO OCEÁNICO
Todo un relieve
submarino, mucho
más espectacular y
sorprendente que el
terrestre, que habrá
que comprender y
explicar.

ESTUDIO DEL PALEOMAGNETISMO DEL FONDO OCEÁNICO
La Tierra funciona como un gran imán y
genera un campo magnético que
observamos en la orientación de la aguja
de una brújula.
Las átomos de los minerales magnéticos
de las rocas fundidas del interior de la
Tierra cuando se enfrían fosilizan el
campo magnético reinante en ese
momento y lo conservan
(Paleomagnetismo).
El campo magnético terrestre
experimenta inversiones de una forma
más o menos periódica a lo largo del
tiempo geológico. Estas inversiones
suponen que lo que hoy es el polo norte,
en la última inversión fue el polo sur y
viceversa.
Denominamos polaridad normal al campo
magnético actual e inversión al contrario

ESTUDIO DEL PALEOMAGNETISMO DEL FONDO OCEÁNICO
Al estudiar, desde un barco de
investigación, el paleomagnetismo de
las rocas del fondo oceánico del
Atlántico realizando un transecto al sur
de Islandia se observó un registro
simétrico a ambos lados del rift de la
dorsal. En este patrón de bandas
simétrico alternaban bandas de
magnetismo normal con otras en las que
estaba invertido.
Había que encontrar una explicación a
este fenómeno que era común a todas
las dorsales oceánicas.

ESTUDIO DEL
PALEOMAGNETISMO
DEL FONDO
OCEÁNICO
Al estudiar, desde un barco de
investigación, el paleomagnetismo de
las rocas del fondo oceánico del
Atlántico realizando un transecto al
sur de Islandia se observó un registro
simétrico a ambos lados del rift de la
dorsal. En este patrón de bandas
simétrico alternaban bandas de
magnetismo normal con otras en las
que estaba invertido.
Había que encontrar una explicación
a este fenómeno que era común a
todas las dorsales oceánicas.

ESPESOR DE SEDIMENTOS Y ESTUDIO DE LA EDAD DE LAS ROCAS DEL FONDO OCEÁNICO
La construcción de barcos de investigación que pudieron realizar sondeos del fondo marino fue fundamental para poder
calcular la edad de las rocas y los sedimentos del fondo marino. Se pensaban que las rocas del fondo serían tan
antiguas como algunas de la corteza terrestre de casi 4000 m.a. Sin embargo, la sorpresa fue que las rocas más antiguas no
sobrepasaban los 180 m.a. Además, la edad de las rocas magmáticas del fondo oceánico y el espesor de los sedimentos
que las cubren siguen un patrón, también, simétrico respecto al Rift o eje de las dorsales oceánicas. La edad aumenta
conforme nos alejamos del Rift o eje central de la dorsal.

La construcción de barcos de
investigación que pudieron realizar
sondeos del fondo marino fue
fundamental para poder calcular la
edad de las rocas y los
sedimentos del fondo marino. Se
pensaban que las rocas del fondo
serían tan antiguas como algunas
de la corteza terrestre de casi 4000
m.a. Sin embargo, la sorpresa fue
que las rocas más antiguas no
sobrepasaban los 180 m.a. Además,
la edad de las rocas magmáticas del
fondo oceánico y el espesor de los
sedimentos que las cubren siguen
un patrón, también, simétrico
respecto al Rift o eje de las dorsales
oceánicas. La edad aumenta
conforme nos alejamos del Rift o eje
central de la dorsal.

Esta simetría del Paleomagnetismo del fondo oceánico
y de la edad y espesor de los sedimentos a ambos
lados del Rift de la dorsal oceánica se explicaría desde
la Teoría de Hess de expansión del fondo oceánico,
según la cual, a lo largo del Rift de la dorsal oceánica
se inyecta magma que queda depositada y enfriada a
ambos lados del Rift. Cuando se enfría los átomos de
esos minerales fosilizan el campo magnético reinante
en ese momento. Cuando una nueva inyección de
magma se produce, desplaza a los materiales
anteriores a izquierda y derecha respectivamente y el
proceso se va repitiendo. Por este motivo la edad de
las rocas aumenta desde el Rift hacia las costas de los
continentes. Además, cuanto más antiguas son las
rocas y lejos del Rift se encuentran, mayor es la capa
de sedimentos que presentan. Recuerda que, el
paleomagnetismo de las rocas del fondo, va
alternando a ambos lados del Rift conforme se van
produciendo inversiones del campo magnético a lo
largo del tiempo.

EXPANSIÓN DEL
FONDO OCEÁNICO
• La Teoría de Wegener no
explica el origen de la Deriva
Continental.
• Holmes propone la teoría de
las corrientes de convección.
• Hess propone la Teoría de
expansión del fondo
oceánico que compagina el
relieve, la edad de las rocas y
el paleomagnetismo del fondo
marino.

CORRIENTES DE CONVECCIÓN
La energía se transmite desde el núcleo
externo fundido a lo largo del manto inferior y
astenosfera (parte del manto superior) por
medio de corrientes de convección.
Estas corrientes calientes ascienden a través
sobre el Rift de las dorsales oceánicas
(límites divergentes), deforman la litosfera y
la rompen en placas litosféricas. Las
corrientes de convección las arrastran como
si fueran sobre una cinta transportadora
hasta los límites convergentes. Allí colisionan
y se destruyen (subducción) para volver al
interior del manto y fundirse de nuevo.

CORRIENTES
DE
CONVECCIÓN

Modelo clásico
de las corrientes
de convección
propuesto por
Harry Hess para
explicar la
expansión del
fondo oceánico
CORRIENTES DE
CONVECCIÓN

Las fuerzas responsables
de la convección son:
En primer lugar, y más
importantes, las fuerzas de
arrastre que ejercen las
placas frías de litosfera que
subducen y se hunden por
mayor densidad hacia el
manto profundo.
En segundo lugar, las
fuerzas de la gravedad que
mueven las placas desde
las dorsales oceánicas
elevadas en torno al Rift,
donde se forma nueva
placa por las plumas de
magma que ascienden y
empujan hacia las zonas
más bajas y alejadas del
Rift.
Además de esas dos fuerzas impulsoras existen otras que se oponen al movimiento, como son la resistencia de
fricción que ejerce la litosfera con el manto sobre el que descansa y la resistencia de fricción que ejerce la placa
con la que ha colisionado y bajo la que subduce.

Actualmente los científicos debaten sobre cual de estos dos modelos de convección en el manto
se ajusta mejor a lo que ocurre en la Tectónica de Placas

DISTRIBUCIÓN DE TERREMOTOS Y VOLCANES
Los terremotos no se distribuyen al
azar sino que se localizan en
cinturones que corresponden con los
límites de placas, los bordes activos
de las mismas, en los que las placas
se fracturan y se alejan en
direcciones contrarias (límites
divergentes), chocan frontalmente
(límites convergentes) o rozan
lateralmente (límites transformantes).
En este mapa se representan
además de los epicentros, la
profundidad a la que se sitúan los
hipocentros.

Los volcanes activos no se
distribuyen al azar, sino que
también los encontramos a lo
largo de cinturones (cinturón de
fuego del pacífico) que vienen a
coincidir con muchos de los
límites activos o bordes de
placas, especialmente los
límites convergentes y
divergentes.

Aunque la coincidencia no es perfecta, la distribución de terremotos y volcanes
nos delimita, perfectamente, los límites de las placas, puesto que estos
se localizan en los bordes activos de las Placas litosféricas.

LITOSFERA, PLACAS LITOSFÉRICAS Y CORRIENTES DE CONVECCIÓN
La litosfera está constituida por la corteza y una parte del manto
superior. Tiene un comportamiento rígido y se encuentra
fracturada en Placas Litosféricas que se mueven lentamente
gracias a las corrientes de convección que se generan en la
astenosfera (capa del manto superior que se encuentra por debajo
de la litosfera y que tiene un comportamiento plástico o fluido
debido a que la temperatura es mayor)

LÍMITES DE PLACAS: DIVERGENTES, CONVERGENTES Y TRANSFORMANTES

TEORÍA GLOBAL DE LA TECTÓNICA DE PLACAS
EL CICLO DE WILSON
El Ciclo de Wilson nos explica de forma
global el proceso de creación de una
nueva Placa Tectónica, su evolución y
destrucción.
1. En esta etapa el interior de una
placa se ve afectada por una
corriente ascendente de magma
que la levanta y fractura generando
un Rift.
2. Se deposita corteza oceánica de
forma progresiva.
3. Se produce la expansión del fondo
oceánico. Los bordes son pasivos.
4. Uno de los bordes se convierte en
activo y comienza la destrucción de
placa en la zona de subducción.
5. Finalmente se consume la corteza
oceánica de la placa y terminan
colisionando las dos placas
constituidas por corteza continental
y se levanta una gran cordillera.

TEORÍA GLOBAL DE LA TECTÓNICA DE PLACAS
2
1
3
4
5
6
EL CICLO DE WILSON
El Ciclo de Wilson nos explica de forma
global el proceso de creación de una nueva
Placa Tectónica, su evolución y destrucción.
1. En esta etapa el interior de una placa
se ve afectada por una corriente
ascendente de magma que la levanta y
fractura generando un Rift. (Rift Valley
Africano)
2. Se deposita corteza oceánica de forma
progresiva. (Mar Rojo)
3. Se produce la expansión del fondo
oceánico. Los bordes son pasivos.
(Océano Atlántico)
4. Uno de los bordes se convierte en
activo y comienza la destrucción de
placa en la zona de subducción.
(Océano Pacífico en la costa de Chile)
5. Se va consumiendo la corteza oceánica
de la placa. (Proceso intermedio en la
formación del Pirineo o los Alpes)
6. Colisionan finalmente las dos placas de
corteza continental. (El Himalaya)

2.- DINÁMICA DE LA TECTÓNICA DE PLACAS
9.- Observa en el mapa las flechas y haz una primera clasificación de los tipos de límites entre placas.
En este mapa podemos observar las Placas
tectónicas separadas por sus límites que
podemos clasificar en tres grandes tipos:
• Límites divergentes en los que las
placas se alejan una de otra como,
por ejemplo, entre la P.
Norteamericana y la P. Euroasiática.
• Límites convergentes en los que
las placas colisionan frontalmente
como, por ejemplo, entre la P. de
Nazca y la P. Sudamericana.
• Límites transformantes en los que
las placas rozan lateralmente como,
por ejemplo, la falla de San Andrés
en la península de California en
Estados Unidos.

Tenemos tres tipos de límites: Divergentes (cuando dos placas se alejan una de otra); Convergentes (cuando
colisionan dos placas frontalmente) y pueden ser de tres tipos (placa oceánica contra placa oceánica; placa
continental contra placa oceánica y dos placas continentales); y Transformantes (cuando dos placas rozan
lateralmente)

10.- Consulta el mapa y los recursos y explica desde la Tectónica de Placas lo que ocurre en Islandia: El archipiélago de origen volcánico está
recorrido por una fractura de norte a sur; la superficie está salpicada por numerosos volcanes activos que coinciden frecuentemente con la
fractura; son frecuentes los terremotos de intensidad media o baja. Di a qué tipo de borde o límite de placas corresponde. Acompaña la
explicación del dibujo apropiado.
ISLANDIA: EJEMPLO DE LÍMITE DIVERGENTE SOBRE EL RIFT DE LA DORSAL ATLÁNTICA
Islandia se encuentra sobre un límite divergente en la Dorsal Medioatlántica. De hecho, en esa zona, La dorsal aflora e Islandia se
encuentra atravesado por una serie de fracturas que corresponden al Rift de la Dorsal. Es un ejemplo de límite constructivo porque se
genera nueva corteza oceánica. Islandia es una tierra de hielo (se encuentra a latitudes muy altas) y fuego (presenta un vulcanismo muy
activo). Los movimientos de magma en las cámaras magmáticas son frecuentes y provocan muchos terremotos de baja intensidad.

EXISTEN RIFT CONTINENTALES EN
DIFERENTES MOMENTOS DE SU
EVOLUCIÓN A PARTIR DE LOS CUALES
SE GENERA NUEVA CORTEZA OCEÁNICA
La secuencia de dibujos nos deja ver la existencia
de límites divergentes en el interior de placas
litosféricas que evolucionan desde el primer nivel de
fracturas, vulcanismo y formación del Rift Valley
(como el Rift Valley Africano), la formación de la
primera corterza oceánica y la separación de las
placas (como en el actual Mar Rojo ) y si la situación
se extiende en el tiempo nos puede dar lugar a
grandes océanos como el Atlántico donde los
bordes todavía son pasivos y no hay subducción
(destrucción de la corteza formada)
Si acercas tu móvil con un lector QR puedes ver un
vídeo explicativo del proceso. Puedes activar los
subtítulos en inglés para seguirlo mejor.

10.- Consulta el
mapa y los
recursos y explica
desde la Tectónica
de Placas lo que
ocurre en Islandia:
El archipiélago de
origen volcánico
está recorrido por
una fractura de
norte a sur; la
superficie está
salpicada por
numerosos
volcanes activos
que coinciden
frecuentemente
con la fractura;
son frecuentes los
terremotos de
intensidad media
o baja. Di a qué
tipo de borde o
límite de placas
corresponde.
Acompaña la
explicación del
dibujo apropiado.

11.- Consulta el mapa y los recursos y explica desde la Tectónica de Placas lo que ocurre en la costa de Chile en Sudamérica: una cordillera
importante, los Andes, recorre de sur a norte todo el país; está salpicada de numerosos volcanes activos; el país es sacudido frecuentemente
por terremotos de intensidad media alta; paralela a la costa aparece una fosa submarina. Di a qué tipo de borde o límite de placas corresponde.
Acompaña la explicación del dibujo apropiado.
CHILE: EJEMPLO DE
LÍMITE CONVERGENTE.
COLISIÓN PLACA
OCEÁNICA-
CONTINENTAL
Chile se encuentra en un límite
convergente en el que
colisionan una placa de
corteza oceánica (la Placa de
Nazca) y una placa de corteza
continental (la Placa
Sudamericana). La placa de
corteza oceánica, que es más
densa, en la colisión pliega los
materiales del borde de la placa
continental y se introduce por debajo de ella (subducción a lo largo de un plano de unos 45 grados que se conoce como plano de Benioff). En la
zona de colisión se genera una fosa oceánica paralela a la línea de costa (la fosa de Perú y Chile). Los materiales replegados paralelos a la línea
de costa levantan una cordillera perioceánica (los Andes). Los materiales, arrastrados en profundidad por el peso de la placa, aumentan su
temperatura y se funden generando bolsas de magma. El rozamiento que sufren las placas en profundidad eleva, también, la temperatura de los
materiales. Los materiales fundidos tienden a ascender generando abundante vulcanismo en la cordilleras. Los materiales deformados en
profundidad se fracturan y la energía liberada desencadena terremotos o seísmos de intensidad media y alta. En Chile se ha registrado, hasta
ahora, el terremoto de mayor magnitud en la escala de Ritcher (9,5).

11.- Consulta el mapa y los recursos y explica desde la Tectónica de Placas lo que ocurre en la costa de Chile en Sudamérica: una cordillera
importante, los Andes, recorre de sur a norte todo el país; está salpicada de numerosos volcanes activos; el país es sacudido frecuentemente
por terremotos de intensidad media alta; paralela a la costa aparece una fosa submarina. Di a qué tipo de borde o límite de placas corresponde.
Acompaña la explicación del dibujo apropiado.
CHILE: EJEMPLO
DE LÍMITE
CONVERGENTE.
COLISIÓN
PLACA
OCEÁNICA-
CONTINENTAL

CHILE: EJEMPLO
DE LÍMITE
CONVERGENTE.
COLISIÓN
PLACA
OCEÁNICA-
CONTINENTAL

12.- Consulta el mapa de las placas y los recursos y explica desde la Tectónica de Placas lo que ocurre en Japón: Se trata de un archipiélago de
islas con forma de arco, que está salpicado de volcanes activos; son frecuentes los terremotos de intensidad media y alta; en la costa este se
encuentra una profunda fosa marina. Di a qué tipo de borde o límite de placas corresponde. Acompaña la explicación del dibujo apropiado.
JAPÓN: LÍMITE CONVERGENTE. EJEMPLO DE COLISIÓN PLACA OCEÁNICA-OCEÁNICA
Japón se encuentra en un límite convergente donde colisionan dos placas de corteza oceánica, la Placa Euroasiática y la Placa Pacífica.
En la colisión se genera una fosa oceánica (fosa de Japón) y la placa Pacífica subduce por debajo de la placa Euroasiática. Al igual que
ocurría en el caso anterior la placa se calienta conforme desciende y junto al rozamiento se genera la temperatura suficiente para fundir
los materiales en profundidad. Este magma tiende a ascender y a provocar un vulcanismo muy abundante que si genera suficiente
magma puede aflorar y constituir arcos islas volcánicos. Al otro lado del arco encontramos un mar interior, el mar de Japón. Los
materiales deformados se fracturan generando terremotos superficiales o más o menos profundos. La magnitud de los mismos suele ser
media o alta. En el 2011 se produjo uno de los terremotos de mayor magnitud en la escala de Ritcher (9)

JAPÓN: LÍMITE
CONVERGENTE.
EJEMPLO DE
COLISIÓN PLACA
OCEÁNICA-
OCEÁNICA

13.- Consulta el mapa de las placas y los recursos y explica desde la Tectónica de Placas lo que ocurre en la cordillera del Himalaya: esta
impresionante cordillera es frecuentemente sacudida por violentos terremotos como el último de Pakistán y la India; y no son raros los volcanes
activos. Di a qué tipo de borde o límite de placas corresponde. Acompaña la explicación del dibujo apropiado.
EL HIMALAYA: LÍMITE
CONVERGENTE.
COLISIÓN PLACA
CONTINENTAL-
CONTINENTAL
La cordillera del Himalaya se ha
formado por la colisión
finalmente de dos placas de
corteza continental en un límite
convergente (la placa Índica
contra la placa Euroasiática). En
primer lugar se consumió por
subducción la parte de corteza
oceánica de la Placa Indica para
luego colisionar frontalmente las
placas de corteza continentales.
El resultado es la formación de
una cordillera superplegada con
numerosos mantos de
corrimiento. El vulcanismo en la
actualidad es escaso pero los
seísmos son frecuentes y de
intensidad media y alta.

CONVERGENTE.
COLISIÓN PLACA
CONTINENTAL-
CONTINENTAL
primer lugar, se consumió por
oceánica de la Placa Indica, para
numerosos mantos de
corrimiento. El vulcanismo, en la
actualidad, es escaso pero los

CONVERGENTE.
COLISIÓN PLACA
CONTINENTAL-
CONTINENTAL
primer lugar se consumió por
oceánica de la Placa Indica para
numerosos mantos de
corrimiento. El vulcanismo en la
actualidad es escaso pero los

14.- Consulta el mapa de las placas y los recursos y explica el temor que existe en la zona de California a sufrir un terremoto de gran intensidad:
la zona está atravesada por la falla de S. Andrés que la recorre de sur a norte; en algunos lugares de la falla hay volcanes activos. Di a qué tipo
de borde o límite de placas corresponde. Acompaña la explicación del dibujo apropiado.
CALIFORNIA: LÍMITE TRANSFORMANTE. LAS PLACAS ROZAN LATERALMENTE
En la península de California nos encontramos con el límite lateral o transformante más estudiado de la Tierra. En este límite las
placas rozan lateralmente. En la zona de roce se produce una cicatriz alargada acompañada de un cierto relieve. Las rocas al
rozar se deforman y acaban rompiéndose liberando la energía acumulada en forma de terremotos o seísmos de intensidad
media.

CALIFORNIA: LÍMITE
TRANSFORMANTE.
LAS PLACAS ROZAN
LATERALMENTE
En la península de California
nos encontramos con el
límite lateral o transformante
más estudiado de la Tierra.
En este límite las placas
rozan lateralmente. En la
zona de roce se produce una
cicatriz alargada
acompañada de un cierto
relieve. Las rocas al rozar se
deforman y acaban
rompiéndose liberando la
energía acumulada en forma
de terremotos o seísmos de
intensidad media.

PUNTOS CALIENTES
Algunas islas volcánicas
como las Islas Hawai y otros
fenómenos relacionados con
el vulcanismo se producen
por lo que se conoce como
puntos calientes.
Cuando el interior de una
placa se desplaza sobre una
pluma ascendente del manto
superior se produce
vulcanismo sobre ella. Al
desplazarse la placa se van
generando toda una serie de
islas volcánicas más viejas
cuanto más alejadas están
del punto caliente.
PUNTOS CALIENTES

PUNTOS CALIENTES
Algunas islas volcánicas
como las Islas Hawai y otros
fenómenos relacionados con
el vulcanismo se producen
por lo que se conoce como
puntos calientes.
Cuando el interior de una
placa se desplaza sobre una
pluma ascendente del manto
superior se produce
vulcanismo sobre ella. Al
desplazarse la placa se van
generando toda una serie de
islas volcánicas más viejas
cuanto más alejadas están
del punto caliente.

EVOLUCIÓN DE LAS PLACAS EN
LOS ÚLTIMOS 200 M.A.

EVOLUCIÓN DE LAS PLACAS
EN LOS PRÓXIMOS 250 M.A.

15.- a) Define volcán. b) Haz un dibujo esquemático de un volcán señalando con flechas sus partes. c) Clasifica y describe los materiales
arrojados por un volcán. d) ¿Dónde se localizan los volcanes?
3.- PROCESOS GEOLÓGICOS INTERNOS
VOLCANES
Un volcán es una fractura en la litosfera a través de
la cual aflora en la superficie el magma constituido
por rocas fundidas (lava) y gases. Esa fractura
puede encontrarse bajo el mar y entonces tratarse
de un volcán submarino que puede llegar a aflorar si
emite suficiente cantidad de lava.
En el dibujo observamos las partes principales de un
volcán:
• La cámara magmática: más o menos profunda
es alimentada por las corrientes de convección
del manto. En ella las rocas fundidas están
acompañadas de gases a mayor o menor
presión.
• La chimenea principal y otras secundarias.
Ocluidas o taponadas en las etapas inactivas, se
liberan cuando el volcán entra en erupción
permitiendo la salida de la lava y los gases.
• El cráter típicamente con forma de cono
invertido.
• El cono volcánico principal, y otros adventicios
o secundarios, de tamaño y altura variable

MATERIALES EMITIDOS POR LOS VOLCANES
Los podemos clasificar en tres grandes grupos:
• Gases: vapor de agua, SO2, CO2, H2, CH4,
NH3 Óxidos de Nitrógeno…
• Lava: rocas fundidas más o menos densas
en función de la cantidad de sílice que
contienen. A mayor cantidad de sílice (más
ácidas) son más viscosas y densas, a
menor cantidad de sílice (más básicas) son
más fluidas y se desplazan a mayor
velocidad.
• Materiales piroclásticos:
• Bombas volcánicas: de gran tamaño.
• Lapilli: tamaño gravilla
• Cenizas volcánicas, de tamaño
microscópico, pueden permanecer
bastante tiempo en suspensión en la
atmósfera.

3.- PROCESOS GEOLÓGICOS INTERNOS: VULCANISMO

Colada lava ácida Colada lava básica
Lapilli
Bomba volcánica
Columnas basálticas
Cenizas volcánicas y gases

DISTRIBUCIÓN DE LOS
VOLCANES
Los volcanes activos no se
distribuyen al azar, sino que los
encontramos a lo largo de
cinturones (cinturón de fuego
del pacífico) que vienen a
coincidir con muchos de los
límites activos o bordes de
placas, especialmente los
límites convergentes y
divergentes. También se
localizan sobre los puntos
calientes como ocurre en las
islas Hawái.

16.- Utiliza la experiencia de agitar una botella gaseosa y de abrir el tapón para explicar la dinámica de una erupción volcánica.
ERUPCIÓN VOLCÁNICA
Para comprender la dinámica de una erupción volcánica
podemos utilizar el modelo casero de una botella de bebida
con gas (bebida carbónica). En el ejemplo vemos la típica
entrega de premisos en una final de fórmula 1. Los ganadores
además de levantar la copa, agitan las botellas de champán y al
abrirlas mojan al ganador y se mojan entre ellos. El champán
sale a presión porque se han mezclado las fases gaseosa y
líquida que están separadas en el estado de reposo. Al destapar
la botella se forman grandes burbujas de gas que ascienden
rápidamente arrastrando parte de la fase líquida que sale con
gran presión.
En muchos volcanes, que entran en erupción, ocurre algo
parecido. En el interior del manto superior tenemos rocas
fundidas y gases a alta presión. Cuando esta presión consigue
liberar la chimenea taponada o la roca encajante que las
confina, se produce una salida violenta y explosiva de las rocas
fundidas mezcladas con gases que salen disparadas en todas
las direcciones. Este magma arrojado violentamente se enfría
rápidamente y nos da lugar a los piroclastos que se clasifican
en función del tamaño en cenizas volcánicas, lapilli y bombas
volcánicas. Si la lava es más fluida forma coladas de lava.

16.- Utiliza la experiencia de agitar una botella gaseosa y de abrir el tapón para explicar la dinámica de una erupción volcánica.

Volcán Hawaiano

Etna (Sicilia) Italia

Lahar en el volcán
Sta. Helena USA
Nube ardiente
Volcán Pinatubo

17.- Señala los lugares de nuestro territorio español que presentan signos de actividad volcánica en el presente o en el pasado.
VULCANISMO EN ESPAÑA
El vulcanismo más reciente en España lo
encontramos en las Islas Canarias. El
volcán Teneguía entró en erupción en a
Isla de la Palma en 1971. Mientras que
entre los años 2011-12 se formó un volcán
submarino al sur oeste de la isla de Hierro
que creció varios centenares de metros
sobre el fondo marino a lo largo de seis
meses.
El vulcanismo más reciente en la
Península Ibérica lo encontramos en la
zona de Olot en Gerona. Se trata de una
cuarentena de conos volcánicos y una
veintena de coladas de lava. El más joven
de los volcanes, el Croscat, tuvo una
última erupción hace unos 11.500 años.
En el Campo de Calatrava (Ciudadreal),
en el cabo de Gata (Almería) y en
algunas islas del mediterráneo como las
Columbretes y la de Alborán,
encontramos ejemplos de vulcanismo.

Teide

Volcanes de Lanzarote Caldera de Taburiente (La Palma)

18.- El Vulcanismo en la zona de Olot (Gerona).
VULCANISMO EN OLOT
El vulcanismo más reciente
en la Península Ibérica lo
encontramos en la zona de
Olot en Gerona. Se trata de
una cuarentena de conos
volcánicos y una veintena de
coladas de lava.
En la fotografía destaca el
volcán de Sta. Margarida en
primer plano con un cráter
típico sobre el cono volcánico,
y el Croscat, a su izquierda,
con un cráter de herradura. El
Croscat tuvo su última
erupción hace unos 11.500
años y es el más joven de la
Península Ibérica. Se explotó
para extraer lapilli para
construcción y el corte nos
deja ver su estructura interna
en capas de piroclastos.

18.- El Vulcanismo en la zona de Olot (Gerona).
VULCANISMO EN
OLOT
El vulcanismo más reciente
en la Península Ibérica lo
encontramos en la zona de
Olot en Gerona. Se trata
de una cuarentena de
conos volcánicos y una
veintena de coladas de
lava.
En la fotografía
observamos el pueblo de
Castellfollit de la Roca
construido sobre varias
coladas de lava. Se
observan las columnas de
basalto de base poligonal.

18.- El magmatismo en la provincia de Huesca.
ANDESITAS EN LA
PROVINCIA DE HUESCA
En la provincia de Huesca
encontramos el pitón
volcánico del Anayet, entre
Formigal y Canfran.
Al otro lado de la frontera
con Francia, observamos el
pitón volcánico del Midi
d´Ossau.
Estos pitones volcánicos,
de rocas andesitas, forman
parte del interior de edificios
volcánicos de la era
primaria.
Midi d´Ossau
Anayet

GRANITOS EN LA
PROVINCIA DE HUESCA
En la provincia de Huesca
encontramos en el Pirineo rocas
magmáticas intrusivas o plutónicas
que corresponden a batolitos de
granito del paleozoico
(Carbonífero). Se localizan en los
siguientes macizos del Pirineo de
oeste a este:
1. Balaitus
2. Panticosa
3. Bielsa
4. Poset
5. Maladeta
Los granitos son rocas que
estuvieron fundidas pero nunca
llegaron a aflorar en superficie. Se
enfriaron en el interior y
posteriormente el plegamiento
alpino que formó los Pirineo y la
erosión los han dejado a la
intemperie.
1
2 3 4
5
1-5 Granitos
Granitos de Panticosa

OFITAS EN LA PROVINCIA DE
HUESCA
Las ofitas son un tipo de rocas
subvolcánicas que corresponden
a rocas que estuvieron fundidas
en el interior de la tierra y
ascendieron por fracturas sin
llegar a aflorar en superficie.
Son bastante frecuentes en el
Pirineo y prepirineo en materiales
del triásico (era Mesozoica). Por
ejemplo, aparecen en la Sierra de
la Carrodilla en Fonz, Gabasa,
Estada...
Se caracterizan por su color
oscuro y gran densidad.
En estopiñan se encuentra el
mayor afloramiento explotado
para balastro de las líneas del
AVE.
Con las ofitas aparecen dos
minerales raros como son la
escolecita y la aerinita.
Ofita Aerinita Escolecita
(OFITAS)

3.- PROCESOS GEOLÓGICOS INTERNOS: TERREMOTOS
Este terremoto ocurrió en Santa Fe, un pueblo de Granada (España) el 23 de Enero de 2021. Su magnitud es de 4,3 en la escala
adaptada de Ritcher. Aún siendo un terremoto poco potente ha provocado algunos daños menores como pequeñas grietas en edificios
y caídas de falsos techos y objetos inestables. Sólo una persona ha resultado herida pero todas las que lo han vivido han
experimentado miedo o pánico y no lo olvidarán durante mucho tiempo. Esto es sólo un aperitivo de los daños que puede causar un
terremoto. En el pasado ha habido terremotos destructores en nuestro país que han provocado muchos centenares de muertos y la
destrucción de pueblos enteros. En otros lugares del mundo las muertes se llegan a contar por decenas o centenares de miles.

19.- Explica qué es un terremoto utilizando los siguientes conceptos: hipocentro, epicentro, ondas sísmicas, magnitud, sismógrafo y
sismograma.
TERREMOTOS
Un terremoto se produce cuando las rocas del interior de la tierra deformadas y sometidas a
tensiones o presiones se fracturan y liberan súbitamente la energía acumulada haciendo
vibrar a los materiales. Esta energía se transmite desde la superficie de rotura (hipocentro)
en forma de trenes de ondas sísmicas en todas las direcciones. El punto sobre la superficie
a menor distancia del hipocentro se denomina epicentro y allí se suele registrar la mayor
energía del terremoto o seísmo. Los terremotos son registrados por aparatos sensibles y
especializados que se denominan sismógrafos. Al registro le denominamos sismograma.

TERREMOTOS
Los terremotos se pueden cuantificar y
comparar:
• Escala de Mercalli. Es la primera
escala utilizada y es cualitativa,
clasifica a los terremotos en función
de los daños provocados en la
superficie o la percepción que han
tenido las personas que lo han
sentido. Es una escala cualitativa
que mide la intensidad del terremoto
y va de I – XII.
• Escala de Ritcher. Esta escala es
cuantitativa pues se basa en la
energía liberada por los terremotos.
Es una escala logarítmica que mide
la magnitud del seismo y va de 1 –
10. La fórmula es compleja y supone
que cada vez que aumentamos una
unidad estamos hablando que
supone unas 32 veces más energía
liberada.
• Actualmente se utilizan escalas
adaptadas de la escala de Ritcher.
ESCALA DE MERCALLI

ESCALA DE RICHTER
TERREMOTOS
Los terremotos se pueden cuantificar y
comparar:
• Escala de Mercalli. Es la primera
escala utilizada y es cualitativa,
clasifica a los terremotos en función
de los daños provocados en la
superficie o la percepción que han
tenido las personas que lo han
sentido. Es una escala cualitativa
que mide la intensidad del terremoto
y va de I – XII.
• Escala de Ritcher. Esta escala es
cuantitativa pues se basa en la
energía liberada por los terremotos.
Es una escala logarítmica que mide
la magnitud del seismo y va de 1 –
10. La fórmula es compleja y supone
que cada vez que aumentamos una
unidad estamos hablando que
supone unas 32 veces más energía
liberada.
• Actualmente se utilizan escalas
adaptadas de la escala de Ritcher.

20.- ¿Dónde se localizan los terremotos? ¿Cuáles son las zonas de la Península Ibérica con mayor riesgo de sufrir un terremoto?
TERREMOTOS
Los terremotos se localizan en los
límites de placas divergentes,
convergentes y transformantes.

TERREMOTOS
Los terremotos se
localizan en los
límites de placas
divergentes,
convergentes y
transformantes.

RIESGO SÍSMICO
En este mapa
podemos apreciar
las zonas de
mayor riesgo
sísmico de Europa.

3.- PROCESOS GEOLÓGICOS INTERNOS: MAREMOTOS Y TSUNAMIS

3.- PROCESOS GEOLÓGICOS INTERNOS: MAREMOTO Y TSUNAMI DE JAPÓN

3.- PROCESOS GEOLÓGICOS INTERNOS: PLIEGUES Y FALLAS
¿Cómo se pueden deformar estas rocas y fracturarse?

21.- Copia la función que representa como varía la deformación de un material con la presión o tensión. Ten presente el modelo del muelle y
saca las consecuencias aplicándolas al comportamiento de los materiales de la litosfera. Ponlas brevemente por escrito.
ESTUDIO DEL ESFUERZO DEFORMACIÓN
EN LAS ROCAS
Todo material sometido a un esfuerzo progresivo se comporta
dependiendo de su composición, estructura, presión, temperatura y
grado de confinamiento siguiendo una curva que pasa por:
• Un dominio elástico
• Un dominio de deformación
• Se fractura cuando se alcanza el punto de rotura.
Si pensamos en un modelo de estudio como un muelle de bolígrafo
que hemos manipulado alguna vez:
• Si lo estiramos o comprimimos levemente se deforma y luego
recupera su forma original. Estamos moviéndonos en el
dominio elástico.
• Si superamos el límite de elasticidad, el muelle ya no recupera
su forma original y queda deformado.
• Si lo estiráramos hasta hacer un hilo recto con el y
continuáramos aumentando la tensión podría llegar a
romperse una vez alcanzado el punto de rotura.
Las rocas se comportan de la misma manera. Se pliegan o deforman
una vez superado el límite elástico y se fracturan una vez alcanzado
el punto de rotura dando lugar a fallas o diaclasas, dependiendo de si
hay desplazamiento tras la rotura o no respectivamente.

Los esfuerzos provocan deformaciones en los materiales y las rocas

Las deformaciones dependen de los esfuerzos, la presión, la temperatura y el confinamiento

La presión de confinamiento explica el comportamiento de los materiales a los esfuerzos sometidos

21.- Copia la función que representa como varía la deformación de un material con la presión o tensión. Ten presente el modelo del muelle y
saca las consecuencias aplicándolas al comportamiento de los materiales de la litosfera. Ponlas brevemente por escrito.
ESTUDIO DEL ESFUERZO
DEFORMACIÓN
EN LAS ROCAS
Todo material sometido a un esfuerzo
progresivo se comporta dependiendo de su
composición, estructura, presión,
temperatura y grado de confinamiento
siguiendo una curva que pasa por:
• Un dominio elástico
• Un dominio de deformación
• Se fractura cuando se alcanza el
punto de rotura.
Si Las rocas se comportan de la misma
manera. Se pliegan o deforman una vez
superado el límite elástico y se fracturan
una vez alcanzado el punto de rotura dando
lugar a fallas o diaclasas, dependiendo de
si hay desplazamiento tras la rotura o no
respectivamente.

22.- Cuando los materiales se deforman sin fracturarse decimos que se pliegan. Señala con flechas los elementos que podemos distinguir
en un pliegue

23.- Utiliza dibujos para clasificar los pliegues en antiformes y sinformes; rectos, inclinados y tumbados.
TIPOS DE PLIEGUES
• En función de la forma del pliegue:
• Antiforme: con forma de cúpula (A)
• Sinforme: con forma concava (V)
• Según la edad de los materiales:
• Anticlinal: los materiales más
antiguos están en el núcleo del
pliegue
• Sinclinal: los materiales más
modernos están en el núcleo del
pliegue.
• Según la posición del plano axial:
• Recto
• Inclinado
• Tumbado
• Invertido
• Según su simetría
• Simétrico
• Asimétrico
• Según su tamaño
• Micropliegues
• Mesopliegues
• Megapliegues

Anticlinal recto y simétrico
Sinclinal recto y simétrico

Anticlinal inclinado asimétrico Pliegue tumbado simétrico

Micropliegues Mesopliegues

Megapliegues

24.- Cuando los materiales sometidos a esfuerzos superan el límite de rotura se fracturan dando lugar a diaclasas y fallas. Señala la
diferencia.
DIACLASAS Y FALLAS
• Las diaclasas son
fracturas que afectan a
las rocas sin que los
bloques respectivos
sufran desplazamiento.
• Las fallas son fracturas
que afectan a las rocas y
van acompañadas de
desplazamiento relativo
de un bloque respecto al
otro.
Diaclasas Fallas

25.- Señala con flechas los elementos que podemos distinguir en una falla.
ELEMENTOS DE UNA FALLA
Las fallas son fracturas que
afectan a las rocas y van
acompañadas de desplazamiento
relativo de un bloque respecto al
otro.
Se distinguen los siguientes
elementos:
• Labios o bloques de falla,
superior e inferior
• Plano de falla
• Espejo de falla
• Salto de falla

26.- Utiliza dibujos para clasificar las fallas en normal, inversa y horizontal o de desgarre.

Falla normal Falla normal

Falla inversa Falla inversa

26.- Utiliza dibujos para clasificar las fallas en normal, inversa y lateral o transformante.
Falla lateral o transformante Falla lateral o transformante

27.- A veces las fallas se asocian en sistemas de fallas constituyendo fosas tectónicas y macizos tectónicos. Selecciona unos dibujos que
los representen.
FOSAS Y MACIZOS
TECTÓNICOS
Este tipo de sistemas de
formaciones se producen
por sistemas de fallas
normales.
• Fosa tectónica o
graben: El bloque
central aparece
hundido.
• Macizo tectónico o
horst: El bloque central
queda elevado.

27.- A veces las fallas se asocian en sistemas de fallas constituyendo fosas tectónicas y macizos tectónicos. Selecciona unos dibujos que
los representen.
Fosa tectónica Horst o pilar tectónico

28.- Explica, ayudándote de dibujos, que son los pliegues-falla, los cabalgamientos y los mantos de corrimiento.
PLIEGUES-FALLA, CABALGAMIENTOS Y MANTOS DE
CORRIMIENTO
En las grandes cordilleras se producen pliegues tumbados que se fallan
y dan lugar a cabalgamientos en los que uno de los flancos se desplaza
a lo largo del plano de falla sobre el otro flanco. Cuando el
cabalgamiento se realiza a lo largo de grandes distancias hablamos de
mantos de corrimiento. Como veremos en la siguiente diapositiva, los
mantos de corrimiento se superponen unos sobre otros.

Mantos de corrimiento del Monte Perdido
(Cilindro de Marboré).

Tema 3. Dinámica interna terrestre

Tema 3. Dinámica interna terrestre

Recommended

Recommended

More Related Content

What's hot

What's hot (20)

Similar to Tema 3. Dinámica interna terrestre

Similar to Tema 3. Dinámica interna terrestre (20)

More from Colegio Salesiano Sto. Domingo Savio. Monzón. Huesca. Spain

More from Colegio Salesiano Sto. Domingo Savio. Monzón. Huesca. Spain (18)

Recently uploaded

Recently uploaded (20)

Tema 3. Dinámica interna terrestre