Estructura y composición de la Tierra. Tectónica

Transcripción

1 Tema 9 Estructura y composición de la Tierra. Tectónica Modelo geoquímico y modelo dinámico La geosfera es la parte sólida del planeta. Está estructurada en una serie de capas más o menos concéntricas cuya densidad aumenta hacia el interior y con un espesor que, para las capas más profundas, puede considerarse aproximadamente constante. Esta estratificación se observa tanto considerando su composición química como las propiedades mecánicas. Así, a partir de la composición química (modelo geoquímico), distinguimos la corteza, el manto y el núcleo, mientras que según sus propiedades mecánicas (modelo dinámico) destacamos la litosfera, astenósfera, mesosfera y endosfera. Modelo geoquímico Por su composición química, la Tierra se encuentra diferenciada en: Corteza: es la capa más externa y fina de la geosfera. Tiene un espesor variable, entre 6 y 70 km. Se extiende desde la superficie sólida hasta la discontinuidad de Mohorovicic. Está constituida por dos unidades diferentes: Corteza continental: su espesor varía entre 25 y 70 km, aunque localmente pueda alcanzar valores superiores (80 km en el Himalaya). Es más gruesa y ligera, formada por diferentes rocas sedimentarias, magmáticas y metamórficas. Corteza oceánica: es más delgada y densa. Su espesor varía entre 6 y 12 km, y está formada por rocas más densas (gabros, basaltos) y jóvenes. Manto: se extiende desde la base de la corteza hasta la discontinuidad de Gutenberg que lo separa del núcleo terrestre. Alcanza hasta los km de profundidad. Su composición química es peridotítica. Se distinguen dos partes: Manto superior: alcanza hasta los km de profundidad. Formado mayoritariamente por rocas pobres en silicio y más ricas en hierro y magnesio. Manto inferior: formado por rocas ricas en hierro y magnesio. Núcleo: es la capa más interna, desde los a los km de profundidad. La parte más externa en estado líquido está formada por hierro y níquel, mientras que la parte más interna sólida está formada básicamente por hierro puro. compuesta por hierro metálico mezclado con una pequeña proporción de níquel y otros elementos. Contiene dos partes, en diferente estado: un núcleo externo líquido, y un núcleo interno que se comporta como un sólido. En el núcleo tiene su origen el campo magnético terrestre. Modelo dinámico Basado en el comportamiento mecánico de los materiales, considera las siguientes capas: Litosfera: es la capa sólida y rígida más externa de la Tierra, que engloba a la corteza y parte del manto superior por encima de la zona de baja velocidad. Su espesor es mayor en los continentes que en los océanos, mientras que en las dorsales puede alcanzar espesores mínimos (5-10 km). Se encuentra fragmentada en placas que interaccionan entre sí por efecto de las corrientes convectivas de la astenósfera. 1

2 Astenosfera: capa blanda y plástica, que comprende parte del manto superior, donde las condiciones de presión y temperatura determinan una fusión parcial de los materiales. Así, sus rocas se encuentran en un estado especial, ni sólido ni líquido, pudiendo fluir como la miel, por lo que experimentan movimientos convectivos. La porción más blanda de la astenosfera se sitúa en su parte superior, en torno a una profundidad de unos 150 km, y representa un nivel de despegue que permite el desplazamiento horizontal de las placas litosféricas suprayacentes. Sin embargo, algunos científicos cuestionan la existencia de la astenosfera como capa diferenciada, atribuyendo el comportamiento plástico a todo el espesor del manto subyacente a la litosfera. Mesosfera: se corresponde con la porción del manto situado bajo la astenósfera. Se comporta como una zona rígida y relativamente estable sometida a lentos procesos convectivos. Hacia los km se localiza una zona (nivel D) donde se originan las plumas o penachos térmicos. Son zonas de roca parcialmente fundida que transportan calor desde el núcleo al manto inferior. Esto hace que el manto sólido, localizado por encima de esas zonas parcialmente fundidas, se pueda calentar lo suficiente como para ascender hacia la superficie originando los puntos calientes. Endosfera: se corresponde con el núcleo. Consta de una zona interna que se comporta rígidamente y otra externa que se comporta como un fluido en el que se generan corrientes de convección responsables del origen del campo magnético terrestre. Energía interna de la Tierra: origen y transmisión Nuestro planeta acumula gran cantidad de energía, existiendo en su interior temperaturas extremadamente altas. El origen del calor interno es triple: Calor liberado al formarse la Tierra. La baja conductividad térmica de las rocas y el efecto aislante que ejerce la corteza terrestre han conservado parte del calor generado en la formación de planeta por el impacto de los planetésimos. Parte de este calor permanece aún en el núcleo y es transferido lentamente hacia las capas exteriores. Calor liberado en la solidificación del núcleo interno al cristalizar el hierro. Calor liberado en la desintegración de isótopos radiactivos, especialmente de uranio, torio y potasio. La producción de este calor radiogénico, si bien va disminuyendo con el tiempo, aún sigue activa y se considera la fuente básica de la energía interna terrestre o energía geotérmica. El calor interno no se distribuye de manera uniforme, sino que es mayor en las capas profundas y disminuye hacia la superficie. Así, la temperatura aumenta con la profundidad, pero dicho cambio, denominado gradiente geotérmico, no es uniforme: en la corteza el ritmo de aumento es muy rápido, con un valor medio de 30 ºC/km, aunque existen lugares denominados zonas de anomalías geotérmicas donde este gradiente es muy variable. Este aumento no es progresivo ya que, de ser así, el centro de la Tierra estaría a unos ºC, lo que equivaldría a un estado gaseoso explosivo. Este gradiente es mucho menor en el manto y núcleo. A pesar de las altas temperaturas reinantes en su interior, la geosfera no es una bola fundida sino que, a excepción del núcleo externo, sus materiales son sólidos. La causa es que también la presión aumenta con la profundidad y este factor determina un incremento de la temperatura necesaria para que las rocas se fundan. A 100 km de profundidad, se considera que la temperatura de la Tierra es superior a 1.200ºC, mientras que en la base del manto rondaría los 4.500ºC y en el centro del planeta podría superar los 6.700ºC. 2

3 Mecanismos de transmisión: Nuestro planeta es un foco térmico que irradia calor al espacio, denominándose flujo térmico a la cantidad de energía calorífica que la Tierra libera por unidad de superficie y unidad e tiempo. El flujo promedio mundial es de 2 x cal/año. La transmisión de este calor interno hasta la superficie se debe a tres mecanismos: a) Radiación: mecanismo por el cual cualquier cuerpo sólido y rígido transmite su calor mediante radiación de onda corta. El calor que conserva la Tierra en su interior se transmite hacia la superficie, lo que hace descender su temperatura interna de forma progresiva. b) Convección: es la forma en que los fluidos transmiten el calor, por variaciones de su densidad causadas por la temperatura. En las zonas más profundas y más calientes, los materiales son más ligeros y ascienden, mientras que en las zonas más superficiales, al estar más fríos, los materiales son más densos y descienden. Así se establecen corrientes cíclicas o corrientes de convección. c) Conducción: es una transferencia de calor a través de los materiales por una diferencia de temperatura entre dos puntos. De esta manera se transmite el calor en las zonas más superficiales de la geosfera muy lentamente, por lo que se dice que la corteza actúa como aislante térmico. Las corrientes de convección El modelo que la tectónica de placas propone para la evolución de la litosfera terrestre implica unos movimientos laterales de casquetes esféricos de escaso espesor relativo ( km) y comportamiento mecánico rígido sobre una capa que está a mayor temperatura, y que tiene capacidad para fluir. Las corrientes convectivas son el motor de la tectónica de placas: la astenósfera es una capa fluida que en su parte inferior está en contacto con materiales más clientes (mesosfera) y, en su parte superior, con materiales más fríos (litosfera). Este desequilibrio térmico motiva la formación de las corrientes de convección, que fuerzan el desplazamiento horizontal de las placas litosféricas. Los levantamientos pueden producirse por otro tipo de flujo convectivo del manto distinto al que mueve horizontalmente las placas. A este flujo se le denomina plumas o penachos y consiste en una enorme corriente de material fundido y ligero, procedente del límite superior del núcleo externo, denominado zona D que asciende por el manto, levantando la litosfera que hay por encima. El origen de estas plumas o penachos parece deberse a: La alta temperatura a la que se encuentra la zona de contacto entre el núcleo externo y el manto, que favorece el ascenso de penachos térmicos o plumas convectivas, que pueden perforar la litosfera (puntos calientes). El enfriamiento del manto superior a causa de la subducción. La placa que subduce en unos casos puede llegar hasta el núcleo externo, provocando el ascenso de los materiales. Puntos calientes: desde la zona D del manto ascienden materiales fundidos a la superficie (plumas o hot spot), que dan origen a volcanes y a islas volcánicas. Al moverse la placa y permanecer el punto caliente fijo, las islas y montes submarinos se van originando alineados. Las islas más antiguas, que ya están lejos del punto caliente, no tienen volcanes en actividad, mientras que las más jóvenes, las que se sitúan justo encima de éste, presentan un vulcanismo activo (Islas Hawai). 3

4 Deformación de las rocas. Deformación frágil: fallas Como consecuencia del calor interno terrestre y de las corrientes de convección, las rocas sufren deformaciones y dan lugar a estructuras geológicas reconocibles, como son: Pliegues, cuando la deformación sufrida por las rocas es de tipo plástica (se mantiene aunque la fuerza desaparezca). Elementos de los pliegues figura: Flancos: o lados. Charnela: la línea de unión de los dos flancos (línea de máxima curvatura del pliegue). Plano axial: plano imaginario formado por la unión de las charnelas de todos los estratos que forman el pliegue. Eje del pliegue: línea imaginaria formada por la intersección del plano axial con un plano horizontal. Su orientación geográfica indica la orientación del pliegue. Los pliegues se pueden clasificar por la disposición de las capas en: Anticlinal: los materiales más antiguos están situados en el núcleo del pliegue. Anticlinal Sinclinal Sinclinal: son los materiales más modernos los que se sitúan en el núcleo o centro del pliegue. Como es lógico suponer, los pliegues no son estructuras aisladas, sino que suelen darse en asociaciones: Series isoclinales: los planos axiales de los pliegues que intervienen en la asociación son paralelos Anticlinorios: los planos axiales convergen hacia el centro de la Tierra, formando el conjunto una gran estructura anticlinal. Sinclinorios: los planos axiales convergen hacia el exterior de la Tierra. El conjunto forma como un gran sinclinal. Fallas y diaclasas son deformaciones frágiles. Las rocas aparecen rotas y, generalmente, hay separación entre las partes fracturadas. Elementos de las fallas: Bloques o labios: cada una de las partes divididas y separadas por la falla Labio hundido: el que queda en posición inferior con respecto al otro. 4

5 Labio levantado: se mantiene elevado con respecto al hundido. Plano de falla: el plano de rotura por el que se ha producido el desplazamiento. Sirve para orientar la falla. Salto: es la magnitud del desplazamiento. Tipos de fallas o o o Falla normal o directa: el labio hundido se apoya sobre el plano de falla. Su origen es por fuerzas distensivas, dado que hay un aumento de superficie. Falla inversa: el labio levantado se apoya sobre el plano de falla. Se originan por fuerzas compresivas. Hay disminución de superficie. Falla de desgarre: falla vertical en la que el movimiento de los bloques es horizontal debido a un esfuerzo de cizalla. Este tipo de fallas son típicas de límites transformantes de placas tectónicas. o o Horst o macizo tectónico: asociación de fallas en la que la zona central aparece levantada con respecto a los laterales. Graben o fosa tectónica: la zona central aparece hundida con respecto a los laterales Tectónica de placas Las manifestaciones de la dinámica interna terrestre se explican por la teoría de la Tectónica de Placas o Tectónica Global, que establece que la litosfera está formada por una serie de placas contiguas que se mueven unas respecto de otras separándose, chocando o deslizándose lateralmente. Esta teoría, que describe las interacciones que ocurren entre las placas y las consecuencias de estas interacciones se basa en las siguientes consideraciones: La formación de nueva litosfera ocurre por expansión del suelo oceánico; es decir, en las dorsales oceánicas se genera nueva litosfera oceánica. La litosfera oceánica generada en estas zonas, una vez creada, pasa a formar parte de una placa litosférica que puede o no incluir litosfera continental. La superficie de la Tierra permanece constante. Esto implica que la litosfera nueva, generada en las dorsales, debe compensarse por destrucción de la misma en las zonas de subducción. El movimiento relativo entre las placas se hace patente, básicamente, en los límites de placas., y es allí donde se localizan los terremotos, fenómenos volcánicos y orógenos. 5

6 Movimiento entre las placas: límites de placas Podemos distinguir tres tipos de límites o bordes de placas: divergentes (constructivos), convergentes (destructivos) y transformantes (pasivos o conservativos). 1. Límites divergentes o constructivos: en ellos se genera litosfera oceánica y se forman grandes cadenas montañosas submarinas o dorsales, situadas en el centro de los océanos. Las dorsales oceánicas son cadenas montañosas submarinas de perfil muy abrupto y con una anchura de unos 1000 km..su altura oscila entre 1500 y 2000 metros, y en algunos casos la dorsal se eleva sobre el nivel del mar, como ocurre en Islandia. El centro de la dorsal está recorrido por una gran depresión llamada fosa tectónica o rift, por la que fluye material procedente de la astenosfera. A ambos lados del rift se originan grandes elevaciones que a veces emergen y forman islas volcánicas como las Azores. Se ha comprobado que sobre estos fondos de lava no existen sedimentos, lo que demuestra que son muy recientes y no ha habido tiempo suficiente para que se depositen sedimentos sobre ellos. Junto a estas lavas encontramos también abundantes chimeneas volcánicas que emiten fluidos a altas temperaturas. Todas estas observaciones indican que las dorsales son zonas de crecimiento de la corteza oceánica, por lo que se les denomina bordes constructivos. 2. Límites convergentes o destructivos: en ellos tiene lugar la convergencia de dos placas litosféricas, introduciéndose una bajo la otra y destruyéndose la litosfera oceánica en la zona de subducción que coincide con las fosas oceánicas. En dicha convergencia se desarrolla una gran actividad sísmica debido a la fricción entre las placas y una intensa actividad magmática, debido a que en estas zonas hay un aporte de calor por la fricción y compresión de los materiales, lo que hace que en estas zonas se originen magmas que afloran a la superficie como volcanes. En estas zonas la litosfera oceánica desciende para introducirse en el manto en un proceso denominado subducción. En ellas se encuentran los relieves más importantes del planeta, tanto negativos (fosas) como positivos (cinturones montañosos). Durante este movimiento, cuando la placa se curva arrastrando los sedimentos hacia el interior, origina una fosa oceánica (hasta 11 km en la fosa de las Marianas Pacífico- ). En el plano de la placa que subduce, llamado plano de Benioff, se acumulan tensiones, por lo que en esta zona se localizan focos sísmicos a diferentes profundidades, pudiendo darse terremotos profundos 6

7 (hasta 700 km). La mayor parte de las cadenas montañosas u orógenos se genera en estos contactos de choque de placas.. Las más recientes ocupan largas y estrechas bandas en los bordes de los continentes. Se encuentran repartidas en dos grandes zonas: el cinturón peripacífico y la zona alpino-himalaya, que se extiende por Europa y Asia. La convergencia de dos placas es diferente según sea la naturaleza de sus límites, bien sea oceánica o continental, de esta forma, existen tres tipos de convergencia: a) Convergencia océano-océano: cuando dos placas oceánicas convergen, se produce la subducción de una con respecto a la otra. La placa que subduce penetra hacia el interior por debajo de la fosa oceánica. Durante este descenso se produce, primero la génesis de focos sísmicos y, más tarde, la fusión de la placa, produciendo un magma andesítico. Este magma asciende a la superficie y forma una cadena de volcanes paralelos a la costa, denominada arco insular. Entre éste y la costa se encuentra el prisma de acreción, conjunto de sedimentos oceánicos y continentales muy deformados. Entre el arco insular y el continente se halla la cuenca marginal, que se forma por un proceso divergente de adelgazamiento litosférico parecido al de las dorsales. El Mar del Japón, entre Asia y el archipiélago japonés, es un buen ejemplo. Existen unos veinte arcos insulares activos, localizados en la costa asiática del Pacífico, desde las islas Aleutianas, Japón, Filipinas, etc. En el Atlántico destacan los arcos insulares del caribe. b) Convergencia océano-continente: cuando una placa oceánica choca con una continental, la oceánica, que es más densa, subduce bajo la continental. El descenso de la placa provoca la fusión parcial de la misma y la generación de magmas que ascienden a la superficie y originan en el continente manifestaciones volcánicas y plutónicas. Debido a la fuerte compresión, los sedimentos se encuentran deformados en amplios pliegues asociados a fallas inversas. El roce de la placa genera focos sísmicos. Los mayores cinturones orogénicos se forman según este modelo, cuyo ejemplo más conocido es la cordillera de los Andes. En este caso, chocan la placa de Nazca y la Sudamericana, colisión que aún continúa a una velocidad de unos 6 cm/año, lo que indica que se trata de un erógeno activo. c) Convergencia continente-continente: cuando dos placas continentales convergen, se produce el choque frontal entre ambas. Previamente a este proceso, los continentes estaban separados por una 7

8 litosfera oceánica, que fue subduciendo bajo uno de los continentes. Cuando el proceso finaliza, se produce la colisión y obducción de los dos continentes. Al tener ambas placas similar densidad, no subducen y chocan entre sí. La compresión acaba por fusionarlas en un solo bloque, originando una cadena montañosa en la que a veces se reconoce una línea de sutura marcada por la presencia de restos de litosfera oceánica (ofiolitas). La zona se caracteriza por estar intensamente deformada y metamorfizada con presencia de intrusiones graníticas.. El choque entre la placa Índica y al Euroasiática, que comenzó hace unos 45 millones de años, originó la cordillera del Himalaya en Asia. 3. Límites pasivos o transformantes: en este tipo de contacto entre placas se producen fuerzas tangenciales por lo que no se forma ni se destruye litosfera y presentan una intensa actividad sísmica. Se localizan en las fallas transformantes, de las cuales, la más cercana a España es la de las Azores, que va desde la dorsal centroatlántica hasta la región del estrecho de Gibraltar. Este tipo de fallas está íntimamente ligado a las dorsales oceánicas, a las que corta transversalmente formando un sistema de fracturas paralelas y perpendiculares a la dorsal que compensan la expansión. Se originan por las diferencias en la velocidad de desplazamiento de los diferentes sectores de las placas, ya que se mueven sobre una superficie esférica en rotación y, por tanto, con mayor velocidad lineal cuanto más alejados están del eje rotacional. Como ejemplo tenemos la falla de San Andrés en la que la placa pacífica se desliza respecto a la placa Americana. Ciclo de Wilson Los continentes se fragmentaron y separaron hace 200 m.a., pero también se aproximan y chocan entre sí. Hay, pues, unos movimientos cíclicos, el ciclo de Wilson, en el que se distinguen las siguientes fases: Fase 1: Fragmentación continental. La fracturación de una placa ocurre cuando, bajo un continente, se instala una alineación de puntos calientes, debido a su grosor, la corteza continental disipa muy mal el calor interno, que se va acumulando bajo el continente. Ello produce unos abombamientos o domos térmicos, que se fracturan, originándose una profunda fosa o rift continental, y se crean dos nuevas placas. Al ser una región deprimida, es ocupada por lagos, como ocurre en el sistema de valles de rift del Este de África (zona de los Grandes Lagos africanos). Fase 2: Separación de los márgenes continentales y formación entre ellos de una dorsal: por el rift sale magma procedente del manto y, al solidificar, origina nueva litosfera oceánica entre los bloques fracturados y 8

9 comienza a separarlos. La fosa es invadida por el mar y el rift continental se va transformando en una dorsal oceánica. Entre los dos fragmentos continentales se instala una mar lineal y estrecho, como el actual mar Rojo. Fase 3: Expansión del nuevo océano y separación continental: el proceso continúa y los continentes se separan progresivamente. Entre ellos aparece una cuenca oceánica ancha, con una dorsal bien desarrollada. Tal ocurre en el actual océano Atlántico. Fase 4: Formación de una zona de subducción: cuando los márgenes continentales están muy alejados de la dorsal, se vuelven fríos e inestables, sometidos a fuertes presiones, causa de que la placa se fragmente. Se crean dos placas separadas por una fosa, por donde la litosfera oceánica subduce bajo el borde continental de la otra placa. Así se origina una cordillera montañosa bordeando al continente, por lo que recibe el nombre de orógeno de borde continental o de tipo andino pues los Andes son su ejemplo más ilustrativo. Fase 5: La acreción se hace más lenta que la subducción y los continentes se aproximan: además, estarán actuando simultáneamente otras dorsales, en diferentes partes de la Tierra. El resultado es que la cuenca oceánica se estrecha progresivamente, como acontece en el mar Mediterráneo. Fase 6: Obducción o colisión continental: cuando desaparece la litosfera oceánica interpuesta, las dos masas continentales chocan, se interpenetran y forman una masa continental única, se cierra el océano que había entre ellas y, sobre la sutura, se origina un orógeno de colisión o de tipo himalayano, por ser el Himalaya su ejemplo más ilustrativo. El desplazamiento de las placas se realiza sobre una superficie esférica y, por ello, los continentes terminan por chocar y soldarse, formándose una gran masa continental. Esto ha ocurrido varias veces en la historia de la Tierra, y la última culminó con la formación del supercontinente Pangea de Wegener. El supercontinente impide la disipación del calor interno, por lo que se fractura y comienza un nuevo ciclo. Las zonas inestables del planeta Tanto las erupciones volcánicas como los movimientos sísmicos constituyen importantes manifestaciones superficiales de la energía interna terrestre. Su distribución geográfica no es aleatoria y, en líneas generales, las zonas de volcanismo activo coinciden con las de sismicidad reciente; además se corresponden con la localización de cordilleras de plegamiento jóvenes y con grandes líneas de fractura. Tales coincidencias son reflejo de su origen común: el movimiento de las placas tectónicas. Las principales zonas inestables son: El círculo circumpacífico: alrededor del Pacífico. Corresponde a una zona de subducción, relacionada con las cordilleras que bordean las costas de América (Andes, Rocosas) y los arcos de islas volcánicas de las Aleutianas, Japón, Filipinas, etc. En la placa que subduce los materiales se fuerzan hasta romperse, lo que da lugar a intensas vibraciones causantes de terremotos. Al mismo tiempo, la fricción genera calor y se produce una fusión parcial de los materiales, con las consiguientes erupciones volcánicas. La franja mediterráneo-asiática: a lo largo del Mediterráneo, Turquía, Himalaya e Indonesia, donde se cruza con el cinturón de fuego. También es una zona de subducción, relacionada con cordilleras como los Alpes, Cárpatos, Cáucaso e Himalaya. Las dorsales oceánicas: destacan la centroatlántica y la pacífica. Son zonas de separación entre placas, por donde sale lava de la astenosfera. En estas regiones, los terremotos se localizan preferentemente en las fallas de transformación. 9

10 Fenómenos intraplaca: además de la actividad ígnea relacionada con los límites entre placas, también se producen erupciones en zonas localizadas en el interior de una placa. Están asociadas a puntos calientes aislados, que no producen la fracturación de la placa pero que dan lugar a estructuras volcánicas, situadas en zonas intraplaca tanto continentales como oceánicas. Al moverse la placa y permanecer el punto caliente fijo, las islas y montes submarinos se van originando alineados. Las islas más antiguas, que ya están lejos del punto caliente, no tienen volcanes en actividad, mientras que las más jóvenes, las que se sitúan justo encima de éste, presentan un vulcanismo activo (Islas Hawai). Estructura y composición de la Tierra. Tectónica de placas Modelo geoquímico y modelo dinámico. Dinámica de placas. Energía interna de la Tierra. Origen y transmisión. Deformación de las rocas. Deformación frágil: fallas. Conceptos básicos: corteza terrestre (corteza continental y corteza oceánica), manto, núcleo, litosfera, astenosfera, placa litosférica, expansión oceánica, corrientes de convección, dorsales, fallas transformantes, zonas de subducción, puntos calientes, orógenos, gradiente geotérmico, falla normal, falla inversa, falla de desgarre. 10

11 Actividades Preguntas largas 1) Estructura y composición de la geosfera: modelos geoquímico y dinámico. 2) Estructura y composición de la geosfera. 3) Energía interna de la Tierra: origen y mecanismos de transmisión energética. Deformación de los materiales terrestres: pliegues y fallas. Preguntas cortas 4) Explica brevemente el origen del calor interno terrestre 5) Define gradiente geotérmico. 6) Qué es la litosfera?. 7) Diferencias entre un pliegue y una falla. 8) Cuáles son las diferencias entre la litosfera y la corteza terrestre? 9) Diferencias entre bordes constructivos y bordes destructivos. 10) Qué se entiende por zona de subducción?. Cita algún ejemplo. 11) Qué es una dorsal oceánica?. 12) Qué es una falla transformante?. 13) Cómo varía la edad de las rocas conforme nos retiramos de una dorsal oceánica? Razona la respuesta. 14) Aumenta la edad de las rocas conforme nos retiramos de una dorsal oceánica? Razone la respuesta. 15) Qué es la expansión oceánica?. 16) Explica brevemente qué es una placa litosférica. 17) Qué diferencias existen, desde el punto de vista geológico, entre las islas de Islandia, Hawai y Japón?. 18) Qué relación se puede establecer entre los seísmos y el plano de Benioff?. Razona tu respuesta. 19) Qué es un punto caliente?. Qué efectos tiene sobre la litosfera?. 20) Qué es un punto caliente? Cita algún ejemplo 21) Qué es un arco isla o arco insular?. Preguntas de aplicación 22) La figura siguiente ilustra diversos procesos geológicos en relación con los movimientos de las placas litosféricas. a) Describe los tipos de límites de placas que se observan en la figura. b) Qué otros procesos de intraplaca se ilustran en la figura?. c) Cuántas placas litosféricas observas en el esquema?. Justifica tu respuesta. d) Indica las causas de la formación de las cordilleras que se observan en la parte derecha de la ilustración. e) Por qué debajo de las montañas es más gruesa la corteza continental?. 11

12 23) El mapa adjunto es un esquema de las placas tectónicas en la mitad occidental del planeta. A partir de él, responde razonadamente a las siguientes cuestiones: a) Pon nombre a cada una de las situaciones geológicas marcadas con a, b, c, d y e. b) En cuál de las zonas anteriores habrá actividad sísmica y volcánica?. Razona la respuesta. c) Explica el tipo de límite marcado con la letra f. 12