Clases

La Teoría de la Deriva Continental

La Teoría de la Deriva Continental, propuesta por Alfred Wegener en 1915 en su obra "El origen de los continentes y océanos", es el precedente de la moderna Teoría de la Tectónica Global, y el primer gran modelo científico que ha tratado de explicar buena parte de las características estructurales de nuestro planeta a partir de procesos relativos a su dinámica interna.

Dicha teoría afirmaba que hasta hace unos 200 m.a. todas las masas emergidas de la Tierra estaban unidas en un único supercontinente, la Pangea, hasta que, hacia la fecha citada, el supercontinente se comenzó a fragmentar para acabar dando lugar a los continentes actuales, los cuales se fueron desplazando de forma lenta y progresiva hasta sus posiciones actuales. Esta reubicación de las tierras emergidas incluyó, según Wegener, algunas colisiones entre ellas, lo que resulto en la aparición de procesos orogénicos: esta era, en concreto, su idea de la formación de la cordillera del Himalaya.

Para idear y defender su teoría, Wegener se apoyó en distintas clases de pruebas, entre las que destacan las siguientes:

1. Geográficas: los contornos de algunos continentes encajan como las piezas de un rompecabezas allí donde Wegener suponía que se había fracturado la Pangea. La primera constatación de esta realidad se debe a Francis Bacon, quien dio cuenta de las semejanzas entre las costas de África y Sudamérica en 1620 en su obra Novarum Organum. Hoy se sabe que si se toma como línea de contacto la que marca la profundidad media del borde de los taludes continentales, el encaje resulta casi perfecto de muchos casos.
2. Paleontológicas: en el registro fósil correspondiente a las fechas anteriores a la supuesta para la fragmentación de la Pangea (entre 200 y 180 m.a., aprox.), se observa una coincidencia muy amplia, tanto en especies animales como en vegetales, a uno y otro lado de las supuestas líneas de fractura de la Pangea, es decir cerca de algunos de los márgenes actuales de continentes que pueden estar tan separados como África y América del Sur; sin embargo, tras la fecha de ruptura de la Pangea, cesan tales coincidencias paleontológicas. Este hecho correspondería a una evolución por selección natural en contextos ecológicos diferentes a partir de la ruptura de la Pangea, y por tanto, de carácter divergente. Este tipo de semejanzas paleontológicas, entre Europa y Norteamérica, fue ya observado en 1858 por Antonio Snider-Pellegrini.
3. Litológicas: igualmente se aprecian coincidencias muy significativas en las litologías y edades de algunas series estratigráficas y formaciones rocosas en general situadas a uno y otro lado de las supuestas líneas de fractura de la Pangea en las fechas anteriores a la supuesta para su fragmentación (las cuales se manifiestan de modo especialmente evidente en tres ubicaciones diferentes del oeste de África y del este de Sudamérica), coincidencias que dejan de aparecer tras dicha fecha.
4. Tectónicas: la dirección de los ejes de plegamiento de las cadenas montañosas formadas antes de la fractura de la Pangea coincide a ambos lados del Atlántico para Europa y América del Norte; y coincide también para el este de Australia, Sudáfrica y Argentina.

Hacia la Teoría de la Tectónica de Placas

Sin embargo la aceptación de las ideas de Wegener fue bastante limitada en su tiempo, lo que se debió (a) a la renuencia a aceptar la idea de una dinámica terrestre de este tipo, en un tiempo en que aún se prefería una idea más estática de nuestro planeta de la que tenemos hoy en día, y (b), a que hasta la elaboración de la Teoría de la Tectónica Global a comienzos de los años 70, no se pudo contar con una hipótesis razonable acerca del mecanismo que permitía moverse a los continentes.

En el ínterin, sin embargo, surgieron nuevas pruebas en favor de la TDC, pruebas que, por otra parte, contribuyeron a allanar el camino que acabó concluyendo con la elaboración de la TTG. Estas pruebas fueron las siguientes:

1. La constatación, gracias a los métodos paleomagnéticos, de que las rocas de la corteza continental habían cambiado de posición a lo largo de su existencia: concretamente el magnetismo remanente en las rocas con minerales ferromagnesianos se manifiesta, entre otros parámetros, en la inclinación magnética (la inclinación respecto de la superficie del terreno de tales minerales), la cual permite deducir la latitud magnética (la latitud respecto de los polos magnéticos) a la que se formó la roca (ya que la inclinación magnética de los minerales ferromagnesianos es inducida por las líneas de fuerza del campo magnético, las cuales presentan una inclinación que va variando progresivamente con la latitud: las líneas de fuerza son perpendiculares a la superficie de la Tierra en los polos magnéticos y paralelas en el ecuador magnético) y verificar que en muchos casos es bien distinta de su latitud magnética actual. Evidentemente este dato podría ser explicado por la idea que los que se han movido, más o menos a la deriva, han sido los polos magnéticos y no las rocas corticales, pero ocurre que tal deriva polar aparente sigue una trayectoria bien distinta si los estudios paleomagnéticos los hacemos en un continente o en otro, lo que viene a probar que no son los polos magnéticos, sino los continentes, los que han cambiado de posición. Y no sólo eso: los estudios paleomagnéticos han permitido averiguar también cuáles han sido las trayectorias concretas que han seguido los continentes en sus desplazamientos.
2. Otra prueba adicional en favor de la idea de que los continentes han ido cambiando de posición a lo largo de la Historia de la Tierra sería de carácter paleoclimático, que consiste en la existencia de regiones tropicales y desiertos cálidos en dónde se sitúan actualmente las zonas polares norte y sur, y en la existencia de restos de glaciaciones en la situación actual de las regiones tropicales y ecuatoriales. Si consideramos estos hechos conjuntamente con el resto de las evidencias al respecto, la única hipótesis razonable que los explica sería la del desplazamiento de los continentes, y no la del cambio de posición de las zonas climáticas a lo largo del tiempo.
3. Los avances en la ciencia oceanográfica permitieron iniciar un estudio sistemático de los fondos oceánicos, y descubrir, a finales de los años 50, la existencia del sistema de cordilleras submarinas o dorsales oceánicas, que se extienden y ramifican a lo largo de más de 65.000 km por todos los océanos del mundo, con anchuras medias de unos 1.000 km y alturas de entre 1 y 4 km respecto del fondo marino; se constató además que las depresiones que presentan tales cordilleras en su zona central están asociadas a una importante actividad volcánica y sísmica.
4. El desarrollo de la Teoría de la Expansión del Fondo Oceánico, propuesta por H. H. Hess en 1962, y que afirmaba que ciertos movimientos convectivos de los materiales del manto terrestre daban lugar a la expulsión de magma de origen mantélico en el rift central de las dorsales oceánicas, a su acumulación subsiguiente en la corteza oceánica, al desplazamiento divergente de ésta a uno y otro lado de las dorsales, y a su destrucción posterior en las fosas cercanas a los continentes. Es evidente que una de las consecuencias de esta teoría es que la orientación de los minerales ferromagnesianos incluidos en la corteza oceánica, que depende de la orientación del eje del campo magnético terrestre en el momento en que los materiales extruyeron, habría de reflejar los cambios de polaridad magnética que se han sucedido desde la extrusión de la corteza oceánica más vieja de cualquier océano a la expulsión de la más reciente. Y efectivamente, los estudios paleomagnéticos del fondo oceánico (F. Vine y D. Matthews, 1963) muestran la existencia de bandas alternantes de polaridad magnética normal o inversa, dispuestas simétricamente a uno y otro lado de las dorsales oceánicas.

Otra de las consecuencias de la teoría de Hess es que la corteza oceánica sería tanto más joven cuanto más cerca esté de una dorsal oceánica. Y las pruebas en favor de este hecho han llegado a ser concluyentes: 5. El espesor de la capa de sedimentos sobre la corteza oceánica es tanto mayor cuanto más lejos se está de la dorsal: es evidente que las zonas corticales más jóvenes han tenido menos tiempo para recibir y acumular sedimentos que las zonas más viejas, las cuales serían por tanto las más lejanas de la dorsal; no obstante este hecho también se puede explicar porque es en la zonas costeras (en los geosinclinales) donde se produce una mayor acumulación de sedimentos, por el simple hecho de que estos tienen un origen mayoritariamente continental. 6. Además los estudios radiométricos y paleomagnéticos confirman que la edad del basalto de la corteza oceánica y de los materiales sedimentarios depositados sobre ella es tanto mayor cuanto más lejos está de las dorsales; la edad máxima se alcanza en las fosas oceánicas y llega a ser de hasta 180 m.a. 7. En último lugar se ha constatado que la mayor parte de la actividad volcánica y sísmica se concentra a lo largo de bandas estrechas situadas en el borde de los continentes y en medio de los océanos, lo que, como se descubrió posteriormente, se corresponde con las zonas de contacto de las placas litosféricas.

La Teoría de la Tectónica de Placas

La Teoría de la Tectónica Global o de la Tectónica de Placas, elaborada por diversos autores a comienzos de los años 70 en desarrollo de la Teoría de la Deriva Continental, es el gran paradigma (modelo explicativo) de la Geología moderna. La TTP es un modelo teórico de gran poder explicativo que se refiere a un conjunto muy amplio de hechos que suceden en nuestro planeta en su conjunto y que se refieren a su estructura y, a partir de esta, a su dinámica interna. A continuación se exponen los elementos teóricos de carácter tanto estructural como dinámico que constituyen las bases de la TTP.

Estructura de la parte superior de la Geosfera

La Geosfera es la parte mineral del planeta Tierra. La Geosfera está afectada por procesos de cambio de dos tipos: los de origen externo (erosión, transporte y sedimentación) y los de origen interno. Estos últimos se basan en el carácter dinámico, no estático, de la estructura de la superficie de la Geosfera, la cual presenta dos capas de diferente comportamiento físico: la litosfera (rígida y más ligera) y la astenosfera (fluida y más densa).

• La Litosfera es una región formada por la corteza terrestre y por la zona más externa del manto superior. Tiene un espesor medio de unos 65 km en los océanos, y de unos 120 km en los continentes. Según averiguaron Le Pichon y Morgan en 1968, está dividida en placas litosféricas o tectónicas, que son grandes bloques rígidos y estables de rocas sólidas de baja densidad que se puede considerar que "flotan" sobre la astenosfera y que están delimitados por franjas geológicamente inestables (con gran actividad tectónica y/o volcánica y/o sísmica). Las placas pueden ser oceánicas (formadas exclusivamente por corteza oceánica) y continentales o mixtas (formadas por corteza oceánica y continental). Hay ocho placas litosféricas principales (Pacífica, Nazca, Africana, Eurasiática, Norteamericana, Sudamericana, Indoaustraliana y Antártica) y muchas más pequeñas, entre las que destacan la Arábiga, la Iránica, la Filipina, la del Caribe y la de la Isla de Cocos; existen también fragmentos de placas de límites algo imprecisos. De las ocho macroplacas, sólo la Pacífica y la de Nazca son oceánicas; el resto son mixtas.

• La Astenosfera ocupa desde el límite con la litosfera hasta unos 250 a unos 350 km de profundidad. Es una región del manto que tiene una densidad mayor que la litosfera y que se comporta como un fluido en la escala del tiempo geológico, ya que está formada por un cierto porcentaje de rocas fundidas o próximas al punto de fusión. Bajo la astenosfera está la Mesosfera.

Dinámica de la parte superior de la Geosfera

Aspectos generales

• En la astenosfera los materiales no están quietos, sino que se mueven en unos circuitos denominados células de convección, en los que se pueden diferenciar cuatro tipos de corrientes: corrientes ascendentes, corrientes horizontales superficiales, corrientes descendentes y corrientes horizontales profundas; las corrientes ascendentes y descendentes se ubican en las zonas de convergencia entre dos células contiguas. La razón de ser de las células de convección está en el comportamiento fluido de la astenosfera en la escala del tiempo geológico y en el calentamiento de los materiales de la astenosfera en determinadas zonas de su base por el calor interno de la Tierra que, como es sabido, se mueve a favor de gradiente térmico desde el núcleo hacia la superficie terrestre. Al igual que ocurre en cualquier otro fluido, este calentamiento diferencial de los materiales basales de la astenosfera provoca el ascenso de los materiales más calientes (menos densos) sobre los menos calientes (más densos); el ascenso de aquellos trae consigo su enfriamiento, lo que favorece su posterior descenso. De forma simplificada, es así como se originan las células de convección.

• Las células de convección de la astenosfera parecen ser la causa principal de la dinámica litosférica. Concretamente: cuando las corrientes de convección son ascendentes, los materiales de la astenosfera presionan contra la región de la litosfera que tienen justo encima y la acaban rompiendo, lo cual es más fácil en los lugares en los que la litosfera ofrece una menor resistencia, y esto suele suceder en la litosférica oceánica, bastante más delgada que la continental. En estos lugares, denominados contactos constructivos, el magma basáltico sale a la superficie (por la grieta que se forma en la litosfera) y acaba solidificando y pasando a formar parte de la corteza oceánica de una placa litosférica, por lo que se dice que en estas zonas se genera corteza oceánica. La incorporación de los materiales magmáticos a la corteza se manifiesta en la aparición de una dorsal oceánica que es una cordillera volcánica submarina muy larga, con una doble cresta y una fosa o grieta central por la que aflora el magma. De hecho, las dorsales oceánicas son las zonas de mayor actividad volcánica del planeta. Además, son las zonas donde el flujo de calor desde el interior hasta el exterior de la geosfera es más elevado, y son también zonas donde tiene lugar una gran actividad sísmica, localizada a profundidades inferiores a los 70 km (terremotos superficiales). Dos ejemplos de contactos constructivos, uno y otro en estadios bien diferentes del proceso anterior, son la Dorsal Mesoatlántica y el Rift Africano.

Ocurre también que los materiales que afloran y solidifican en las dorsales presionan contra las placas litosféricas que quedan a uno y otro lado de la grieta y las desplazan, provocando su divergencia (separación). A este proceso de divergencia también contribuirían las corrientes de convección horizontales superficiales, las cuales tienen carácter divergente respecto de las dorsales, y quizás una fuerza generada por el deslizamiento gravitatorio debido al desnivel topográfico que existe entre las dorsales y el resto del fondo oceánico. Por ello a este tipo de contactos se les denomina también bordes divergentes, bordes expansivos o zonas de abducción. Así, la Dorsal Mesoatlántica está separando las placas Norteamericana y Sudamericana de las placas Eurasiática y Africana, y el Rift africano es una fractura que está separando parte de la región oriental de África del resto del continente y que será una futura cuenca oceánica con dorsal submarina. Sin embargo estos esfuerzos a que se ven sometidos las placas litosféricas a partir de las dorsales oceánicas no implica apenas su deformación interna, ya que son capaces de transmitir tales esfuerzos a lo largo de grandes distancias horizontales: su deformación, por lo tanto, solo tiene lugar en las zonas de contacto con otras placas. La divergencia de las placas litosféricas a uno y otro lado de las dorsales trae consigo la expansión de los fondos oceánicos y la separación de los continentes a uno y otro lado del contacto constructivo; naturalmente el carácter esférico, limitado y constante de la superficie terrestre es causa de que este mismo proceso de lugar a los efectos contrarios en otras regiones del globo: reducción de la superficie oceánica y acercamiento de los continentes (o, para ser más exactos, de las placas litosféricas). Es decir, la divergencia de las placas litosféricas en las zonas de abducción trae consigo que en otros lugares las placas sufran presiones unas con otras, lo que da lugar a tres nuevos tipos de contactos entre placas:

• Convergente con subducción. Tiene lugar cuando una placa litosférica oceánica es presionada contra una placa continental y subduce bajo esta hacia el manto. Al fenómeno de la subducción también podrían contribuir las corrientes de convección descendentes. Además se piensa que la zona subducente podría ejercer una fuerza de tracción que arrastraría al resto de la placa, favoreciendo una mayor velocidad en su movimiento, lo que explicaría el hecho de que algunas de las placas con zonas de subducción muy desarrolladas, como la placa Pacífica, están entre las que se mueven a mayor velocidad. El proceso de la subducción da lugar (a) a la formación de una fosa oceánica (depresión cortical muy larga y de hasta 11 km de profundidad), (b) a la destrucción de la corteza oceánica que subduce hacia el manto, contribuyendo así a cerrar el ciclo que permite el continuo (pero enormemente lento) reciclaje de la corteza oceánica y, (c) por deformación compresiva de los materiales de la litosfera, a la formación de cordilleras (orogénesis) perioceánicas, (d) en un marco de intensa actividad metamórfica, sísmica (con hipocentros situados entre los 70 y los 700 km: terremotos profundos e intermedios) y volcánica (se expulsan lavas andesíticas en la cordillera que se está formando paralelamente a la costa). Un ejemplo (a la vez pretérito y actual) de este proceso es el contacto en el que la placa de Nazca subduce bajo la placa Sudamericana originando la cordillera de Los Andes. El mismo proceso puede ocurrir entre dos placas oceánicas, subduciendo una bajo la otra, tal como ocurre en la zona de la Fosa de las Aleutianas donde la placa Pacífica subduce bajo la placa Norteamericana.

• Convergente con obducción. Tiene lugar cuando una placa litosférica continental es presionada contra otra placa litosférica continental, dando lugar (a) al cabo del tiempo, a la fusión de las masas continentales convergentes y, (b) por deformación compresiva de los materiales de la litosfera, a la formación de cordilleras (orogénesis) intercontinentales o intracontinentales, (c) en un marco de intensa actividad metamórfica y sísmica (con hipocentros situados entre los 0 y los 300 km: terremotos superficiales e intermedios). La actividad volcánica en este tipo de contactos es escasa, aunque se ve bastante favorecido el proceso de la intrusión de rocas plutónicas. Y, aunque una de las dos placas puede introducirse ligeramente hacia el manto, la diferencia de densidades entre éste y la litosfera continental impide que se desarrolle un auténtico proceso de subducción. Dos ejemplos de este proceso son (a) el contacto en el que la placa Indoaustraliana choca contra la placa Euroasiática originando la cordillera intercontinental del Himalaya, y (b) el contacto en el que la placa Africana choca contra la placa Euroasiática originando la cordillera intracontinental de los Pirineos.
• Transformante. Tiene lugar cuando una placa litosférica es presionada contra otra placa litosférica con el resultado de que se produce un desplazamiento lateral relativo entre las dos placas, produciéndose una fricción lateral que se manifiesta en la aparición (a) de una gran falla longitudinal en la zona de contacto, cortada por numerosas pequeñas fallas más o menos ortogonales, y (b) de una importante sismicidad (con hipocentros situados entre los 0 y los 70 km: terremotos superficiales). La actividad volcánica en este tipo de contactos es escasa o nula. En consecuencia, en los contactos transformantes no se genera ni se destruye litosfera. Un ejemplo (a la vez pretérito y actual) de este proceso es el contacto en el que las placas Pacífica y Norteamericana chocan originando la Falla de San Andrés (en California).

El ciclo de Wilson

Como resultado de la comprensión conjunta de todos los procesos anteriores, se ha podido diseñar un modelo científico que trata de explicar de forma global los procesos relativos a la dinámica de las placas litosféricas y, de este modo, explicar su continua redistribución a lo largo de la Historia de la Tierra. Este modelo se denomina ciclo de Wilson o ciclo del supercontinente y, resumidamente, da cuenta de como todas las tierras emergidas (toda la corteza continental) se agrupan en determinados momentos de la Historia de la Tierra en un único supercontinente (una Pangea, como la que existió hace unos 200 m.a.), rodeado por un único océano, para después fragmentarse y dispersarse, y finalmente volver a unirse unos 500 m.a. después.

El Ciclo de Wilson se puede estructurar en tres grandes fases:

1. Un supercontinente se fragmenta a lo largo de una fractura más o menos continua a causa de la rotación de la Tierra y de la acción de las corrientes de convección de la astenosfera, que se manifiestan en una intensa actividad volcánica que, inicialmente, es epicontinental, pero que al abrirse definitivamente la fractura y transformarse esta en una cuenca oceánica, termina siendo submarina, es decir, se forma una dorsal oceánica en medio de la cuenca abierta entre los dos fragmentos continentales. La continua expulsión de materiales mantélicos por la dorsal, que pasan a acumularse en la corteza oceánica que se está formando, produce la progresiva expansión de la cuenca oceánica y la separación de los continentes situados a uno y otro lado de la misma. Este proceso afecta varias veces y en diferentes lugares al supercontinente original.
2. Pero el carácter esférico, limitado y constante de la superficie terrestre impide que la divergencia de las masas continentales sea indefinida: de hecho, la divergencia de las placas continentales es la causa inmediata de su convergencia; de forma muy simplificada, si un supercontinente se separa en dos grandes placas continentales divergentes, estas mismas placas acabarán convergiendo por los bordes opuestos a los divergentes (no obstante la realidad es algo más compleja: lo normal es que haya varias placas continentales, varias placas mixtas y varias dorsales oceánicas, entre las que cabe establecer unas relaciones de dominancia: de todas las dorsales que afectan al movimiento de una placa continental, será la que expulse más materia y energía la que determine la dirección del movimiento de dicha placa). El hecho es que la convergencia de las placas continentales da lugar a que la litosfera oceánica situada entre dos continentes que se acercan subduzca bajo la litosfera continental de al menos una de las dos placas mixtas convergentes; como consecuencia de ello la cuenca oceánica comienza a cerrarse (además de producirse fenómenos orogénicos en la zona de subducción por deformación compresiva de la litosfera y por ascensión de magma).
3. La prolongación en el tiempo del proceso anterior da lugar a que finalmente toda la litosfera oceánica situada entre dos continentes que se acercan acabe subduciendo bajo litosfera continental, a que la cuenca oceánica se termine de cerrar, y a que los propios continentes choquen frontalmente, fusionándose en una única placa continental de mayor tamaño (además de intensificarse los fenómenos orogénicos por plegamiento y fractura de los materiales situados en la zona de obducción). Si este proceso afecta de forma más o menos simultánea a todas las placas mixtas del globo, se formará un nuevo supercontinente.

Una consecuencia que se puede extraer de todo lo anterior es que, tras finalizar el proceso de creación de corteza continental más o menos en la transición del eón Arcaico al eón Proterozoico (hace unos 2.500 m.a.), resulta que el conjunto de masas continentales ha permanecido constante, aunque no su disposición sobre la corteza terrestre o sus estructuras tectónicas, manteniéndose sólo las zonas interiores (los cratones) más o menos estables estructuralmente desde hace largo tiempo. Sin embargo la corteza oceánica sí se renueva de forma lenta pero continua, creándose en las dorsales oceánicas y destruyéndose en las fosas oceánicas.

La dinámica actual de las placas litosféricas

Como se ha señalado anteriormente, existen en la actualidad ocho placas litosféricas principales (Pacífica, Nazca, Africana, Eurasiática, Norteamericana, Sudamericana, Indoaustraliana y Antártica) y muchas más pequeñas, entre las que destacan la Arábiga, la Iránica, la Filipina, la del Caribe y la de la Isla de Cocos; existen también fragmentos de placas de límites algo imprecisos. De las ocho macroplacas, sólo la Pacífica y la de Nazca son oceánicas; el resto son mixtas. A continuación se exponen los aspectos más relevantes en relación con la distribución y dinámica actual de las placas litosféricas:

• La placa Pacífica es la más grande de todas, ocupa una quinta parte de la superficie terrestre, abarcando la mayor parte del océano Pacífico. Esta placa incorpora nuevos materiales a partir de la dorsal del Pacífico Sudoriental, separándose a partir de la citada dorsal de la placa de Nazca y desplazándose hacia el NO hasta el sistema de fosas oceánicas del Pacífico noroccidental (como demuestra el análisis del proceso de formación del archipiélago de las islas Hawai, con un punto caliente en su extremo sudoriental), donde subduce hacia el manto (bajo la placa Eurasiática a la altura de las Islas Aleutianas, de la Península de Kamchatka, de las Islas Kuriles y del Japón; y bajo la placa Filipina, la cual, presionada hacia el oeste por la propia placa Pacífica, subduce a su vez bajo la placa Eurasiática).
• Las placas Norteamericana y Sudamericana están ingresando nuevos materiales corticales que se forman en la dorsal Mesoatlántica, por lo que se desplazan eminentemente hacia el oeste (hacia el Pacífico), interaccionando, de norte a sur, con las placas Eurasiática, de Juan de Fuca (que subduce bajo la Norteamericana), Pacífica (que mantiene un contacto transformante con la Norteamericana a la altura de California), de la Isla de Cocos (que subduce bajo la placa Norteamericana y la del Caribe), de Nazca (que incorpora nuevos materiales a partir de la dorsal del Pacífico Sudoriental, por lo que se desplaza hacia el este y subduce bajo la placa Sudamericana) y de nuevo con la placa Pacífica.
• La placa Eurasiática incluye a toda Europa, a casi toda Asia (salvo el Indostán y parte del Oriente Medio) y, más imprecisamente, a parte del Pacífico Norte. Esta placa se desplaza desde la parte norte de la dorsal Mesoatlántica (donde ingresa nuevos materiales corticales) hacia el este. Interacciona hacia el este con las placas Norteamericana, Pacífica y Filipina, y hacia el sur con las placas Africana (que subduce bajo la Eurasiática), Iránica e Indoaustraliana.
• La placa Indoaustraliana comprende Australia, la India y la parte oriental del océano Índico. Esta placa incorpora nuevos materiales en su borde occidental y meridional, por lo que se desplaza hacia el NE, motivando su obducción con la placa Eurasiática, contacto que ha dado lugar a la formación del Himalaya.
• La placa Africana está formada por el continente africano, por la región sudoriental del océano Atlántico y por la región occidental del océano Índico, y recibe aportes de materiales por el oeste (a partir de la dorsal Mesoatlántica, que la separa de las placas norteamericana y sudamericana), por el sur (a partir de la dorsal que la separa de la placa Antártica) y por el este (a partir de la dorsal Mesoíndica, que la separa de la placa Indoaustraliana), y en conjunto se mueve hacia el nordeste, por lo que colisiona con la placa Eurasiática a lo largo del Mediterráneo.
• La placa Antártica está formada por el continente Antártico y la franja oceánica pericontinental que lo rodea. Toma contacto, a través de un sistema de dorsales oceánicas, con las regiones oceánicas meridionales de las placas Pacífica, Sudamericana, Africana e Indoaustraliana.
• Por su parte las placas más pequeñas se forman principalmente cerca de los bordes convergentes de las grandes placas, allí donde se produce la colisión entre dos continentes o entre un continente y un arco de islas, y que suelen presentar movimientos más rápidos y complejos que las macroplacas.

Por último hay que decir que la individualidad de las distintas placas litosféricas, así como sus dimensiones, distribución y movimientos, han variado considerablemente a lo largo de la Historia Geológica de la Tierra, y es de esperar que siga sucediendo lo mismo en el futuro. Concretamente, algunos de los sucesos en que previsiblemente se manifestará la evolución futura de la litosfera terrestre serían los siguientes:

• La placa de Nazca, y en general todas las placas formadas por litosférica oceánica, pueden ser totalmente consumidas en las zonas de subducción, y por lo tanto, acabar desapareciendo.
• Las placas Eurasiática e Indoaustraliana, que actualmente están colisionando de modo más o menos frontal, podrían llegar a unirse en una única placa de mayores dimensiones; lo mismo se puede decir de las placas Eurasiática y Africana.
• El proceso contrario podría suceder dentro de la placa Africana: esta placa está sufriendo un lento proceso de fracturación a lo largo del Valle del Rift, una franja sudoriental del continente que en el futuro podría pasar a ser una zona invadida por el océano, con dorsal incluida, que separaría dos placas litosféricas mixtas, cada una de ellas con un fragmento del actual continente africano.

Manifestaciones de la geodinámica interna

Actividad sísmica

• Qué es: la perturbación de las rocas de la corteza terrestre debida a la descarga instantánea de la tensión acumulada en ellas y originada por el choque (lateral o frontal) entre dos placas litosféricas.
• Elementos de un seísmo: Hipocentro, Epicentro y Ondas sísmicas P, S y L.

Actividad volcánica

• Qué es: el afloramiento de materiales magmáticos parcialmente fundidos en las zonas de menor resistencia de la litosfera (como en los fondos oceánicos) o de mayor presión del magma (como en las zonas de subducción).
• Clasificación de los volcanes según el cráter: puntuales (con cono, chimenea y cráter) y fisurales.
• Materiales volcánicos:
  • Sólidos: cenizas, lapilli (grava), bombas (fusiformes) y bloques volcánicos (angulosos).
  • Líquidos: Lava, que se solidifica en rocas volcánicas.
  • Gases: H₂O, H₂, N₂, CO, CO₂, etc.
• Erupciones volcánicas:
  • Volcanes vulcanianos: lava viscosa: cono elevado, explosiones y emisión de cenizas.
  • Volcanes peleanos: lava muy viscosa: chimenea y cráter obstruidos por bombas volcánicas.
  • Volcanes hawaianos: lava fluida: cono achatado.
• Vulcanismo atenuado:
  • Son manifestaciones del volcanismo diferentes de las erupciones.
  • Tipos: fumarolas, géiseres y fuentes termales.

Los pliegues

• Qué son: plegamientos de las rocas sedimentarias, dispuestas estratificadamente, a causa de fuerzas horizontales compresivas en la corteza terrestre.
• Tipos de pliegues simples según la curvatura: anticlinal (convexo) y sinclinal (cóncavo).
• Elementos de un pliegue simple: charnela, plano axial, flancos y buzamiento.
• Tipos de pliegues simples según la inclinación del plano axial: rectos, inclinados y tumbados
• Asociaciones de pliegues: isoclinorio, sinclinorios y anticlinorios.

Las fallas

• Qué son: roturas de las rocas de la corteza terrestre, a causa de la acción de fuerzas horizontales compresivas o distensivas, que originan un desplazamiento relativo de los materiales fracturados.
• Elementos de una falla: labios de falla (un labio hundido y un labio levantado), plano de falla y salto de falla.
• Tipos de fallas: vertical, directa, inversa y horizontal.
• Asociaciones de fallas:
  • inversas: cadena cabalgante y
  • directas: serie de horsts y de fosas tectónicas..

Las cordilleras

• Características de las rocas de las cordilleras:
  • Presencia de rocas plegados.
  • Presencia de rocas fracturadas.
  • Presencia de fósiles marinos entre las rocas sedimentarias.
  • Presencia de rocas magmáticas.
• Formación de las cordilleras:
  • Se denominan orogenias:
  • Son causados por movimientos horizontales de las placas litosféricas, denominados movimientos orogénicos, de dos formas diferentes:
    • Por plegamiento progresivo de los materiales sedimentarios situados en la zona oceánica de convergencia sita entre dos placas continentales, denominado geosinclinal (p.e. el Himalaya).
    • Por ascensión progresiva mediante volcanismo de materiales magmáticos en una zona de subducción (p.e. los Andes).