Teorías sobre la Evolución del Relieve Terrestre

Teorías Fijistas

Se clasifican como teorías fijistas todas aquellas explicaciones sobre el origen del relieve que suponían que los continentes siempre estaban en las posiciones que ocupan actualmente; es decir, no proponían movimientos horizontales de la corteza terrestre, sino tan solo movimientos verticales de ascenso y hundimiento.

Teoría de la Deriva Continental

En 1915, el meteorólogo Alfred Wegener publicó El origen de los continentes y océanos. En este libro exponía la llamativa coincidencia entre los bordes de los continentes. La explicación más simple era que hace unos 300 millones de años, todos los continentes formaban una única masa continental, que posteriormente se fragmentó y dispersó. Wegener llamó Pangea a ese supercontinente.

La idea de que los continentes pudieran desplazarse sobre la superficie terrestre era demasiado revolucionaria para ser aceptada fácilmente. Esta teoría de la deriva continental fue la primera teoría movilista y tuvo una fuerte oposición; resultaba inimaginable que hubiera algún mecanismo capaz de mover continentes enteros.

Evidencias de la Deriva Continental

El movimiento de los continentes parecía imposible, pero las evidencias de su movimiento parecían abrumadoras. Wegener aportó cuatro tipos de pruebas:

1. Pruebas geográficas: Los bordes de los continentes encajan entre sí como las piezas de un puzle. Aunque en una primera aproximación el encaje parecía muy imperfecto, si se tomaba el borde de la plataforma continental en vez de la actual línea de la costa, el encaje era prácticamente perfecto.
2. Pruebas geológicas: La edad de las rocas graníticas que se encuentran en África, Suramérica y la Antártida son coincidentes, y sus afloramientos se continúan de un continente a otro. Lo mismo ocurre con algunas cadenas montañosas que se continúan entre los continentes australiano y antártico.
3. Pruebas paleoclimáticas: Wegener analizó también los depósitos glaciares, las tillitas*, y las estrías dejadas por el paso de los glaciares en Suramérica, África, la India, la Antártida y Australia. Si se disponían los continentes juntos formando una Pangea, aquella distribución de las tillitas se correspondía con un casquete glaciar que se formó en el hemisferio sur durante el Carbonífero.
4. Pruebas paleontológicas: Desde el siglo XIX se conocían especies fósiles que se encontraban a ambos lados del Atlántico, como *Glossopteris*, *Lystrosaurus*, *Mesosaurus* y *Cynognathus*. Al reunir los continentes, formando Pangea, estas extrañas distribuciones biogeográficas dejaban de ser un enigma.

Wegener estaba en lo cierto al afirmar que los continentes cambiaron de posición, pero no acertó al explicar cuál era la fuerza que los empujaba y sobre qué materiales se desplazaban. Tanto el mecanismo como las fuerzas motrices propuestas eran inverosímiles, por lo que la teoría fue rechazada y prácticamente quedó en el olvido.

De la Deriva Continental a la Tectónica de Placas

Investigación de los fondos oceánicos. Las dorsales

El sonar, desarrollado durante la Segunda Guerra Mundial para detectar submarinos, permitió, una vez terminado el conflicto, realizar mapas detallados de los fondos oceánicos. Esto llevó al descubrimiento de las dorsales oceánicas, unas alineaciones montañosas que recorren el fondo oceánico, con una altitud, sobre las llanuras abisales, de entre 2000 y 3000 m. Se trata de un relieve que recorre el océano Atlántico de norte a sur y que continúa por el sur de África hacia el océano Índico y por el sur de Suramérica hacia el océano Pacífico. Las dorsales presentan algunas características que resultaron sorprendentes:

• Son relieves de origen volcánico. En toda su longitud presentan fisuras en las que hay una intensa y continua actividad volcánica que emite enormes volúmenes de lava basáltica.
• No están cubiertas de sedimentos. En las dorsales la ausencia de sedimentos era casi total. Sin embargo, al alejarse del eje de la dorsal, el espesor de sedimentos iba en aumento.
• Presentan un bandeado paleomagnético simétrico. A ambos lados del eje de la dorsal, el magnetismo remanente de las rocas basálticas conserva un registro de las inversiones del campo magnético terrestre. La sorpresa fue que este registro paleomagnético formaba bandas paralelas al eje de la dorsal, y simétricas a ambos lados.
• La edad de los basaltos oceánicos aumenta con la distancia a la dorsal. Las rocas situadas en el eje de la dorsal son muy recientes, mientras que las que se encuentran más lejos tienen una edad mayor. Las más antiguas son las situadas en la proximidad de los continentes, pero en ningún caso la edad de los basaltos oceánicos supera los 190 millones de años de antigüedad.

Extensión del fondo oceánico

En 1962 el geólogo Harry Hess propuso la teoría de la extensión del fondo oceánico para explicar todas estas observaciones. Según esta teoría, las dorsales son fracturas de la litosfera por las que escapa el material del manto en forma de coladas de lava basáltica que, al solidificarse, produce nueva corteza oceánica que empuja hacia ambos lados, obligando al océano a hacerse cada vez más ancho, y a los continentes a separarse.

Teoría de la Tectónica de Placas

La teoría propuesta por Harry Hess sobre la extensión de los fondos oceánicos explicaba que los continentes tenderían a separarse, como ocurre entre Norteamérica y Europa, o entre Suramérica y África, pero si constantemente se creaba nueva corteza oceánica en las dorsales, la Tierra estaría aumentando de volumen.

Era inevitable pensar que necesariamente debía haber zonas en las que la corteza se introducía en el manto, a la misma velocidad que era creada, pero ¿cómo podría hundirse la corteza oceánica poco densa en el manto de mayor densidad?

La respuesta es que la corteza oceánica puede hundirse si está adherida a la parte superior del manto. La litosfera, formada por esta corteza basáltica junto con los primeros kilómetros del manto, sí puede tener la densidad suficiente para hundirse espontáneamente en el manto superior situado bajo ella cuando se separa de la dorsal y el manto sublitostérico está más frío y contraído.

Surgió así la teoría de la tectónica de placas que establece:

1. La litosfera está dividida en placas, que pueden ser de dos tipos:
   • Oceánicas: formadas por litosfera oceánica (Ej: La Pacífica).
   • Mixtas: formadas por litosfera oceánica y continental (La mayoría).
2. Las placas litosféricas escurren sobre el manto sublitostérico. Se desplazan tanto los continentes como los fondos oceánicos.
3. Los bordes entre placas son las zonas más activas del planeta. Presentan gran sismicidad, vulcanismo y en ellos se forman los relieves debido a las colisiones entre placas litosféricas. Hay distintos tipos de bordes:
   • Constructivos: En ellos se forma litosfera oceánica (dorsales y valles de rift).
   • Destructivos: En ellos se destruye litosfera oceánica (zonas de subducción).
   • De colisión: En ellos colisionan dos litosferas continentales (por cierre de una zona de subducción).
   • Pasivos: En ellos la litosfera se desplaza lateralmente (fallas transformantes).
4. Las fuerzas que impulsan el movimiento de los continentes son las corrientes de convección del manto y la gravedad (“efecto toalla”). La expansión del fondo oceánico en las dorsales empuja a los continentes y la subducción en los bordes destructivos puede juntar continentes.

Litosfera oceánica y continental

Según la composición de la corteza, se pueden distinguir dos tipos de litosfera:

• Litosfera oceánica: Constituye los fondos de los océanos y está formada por corteza oceánica, de composición basáltica, unida a un manto litosférico cuyo grosor y densidad aumentan a medida que se alejan de la dorsal.
• Litosfera continental: Está formada por corteza de composición granítica adherida a un manto litosférico grueso, rígido y frío. Forma los continentes.

A pesar de que el manto de la litosfera continental es más grueso que el oceánico, esta litosfera no puede hundirse en el manto, porque el granito que forma su corteza tiene una densidad notablemente menor que la del basalto. Por eso sobre los continentes se encuentran rocas muy antiguas, mientras que en los océanos no hay basaltos de más de 190 millones de años de antigüedad.

La Subducción

El hundimiento de una placa oceánica en el manto sublitostérico recibe el nombre de subducción. Se inicia cuando el extremo de una placa oceánica se engrosa y enfría, haciéndose cada vez más denso, lo que ocurre a medida que este extremo se aleja de la dorsal donde se formó.

La subducción es un proceso que una vez iniciado se acelera a sí mismo, ya que la litosfera que subduce se ve sometida a una presión cada vez mayor, se comprime y su densidad aumenta aún más, lo que acelera el hundimiento (“efecto toalla”). Es un proceso comparable al de un barco que se hunde y en el que entra agua inundándolo, esto aumenta cada vez más su densidad y le hace perder su flotabilidad.

Bordes de placa

En las zonas de subducción, la litosfera oceánica se hunde en el manto superior y desaparece de la superficie terrestre, por lo que estas zonas reciben el nombre de bordes de placa destructivos.

En algunos casos puede llegar a hundirse toda la litosfera oceánica y provocar la colisión de dos continentes (bordes de colisión). Las dorsales oceánicas, por el contrario, son zonas donde la actividad volcánica produce nueva litosfera oceánica. Son, por tanto, áreas de creación de litosfera, y por ello reciben el nombre de bordes de placa constructivos.

Las dorsales oceánicas son enormes zonas de fractura, a menudo de cientos o miles de kilómetros de longitud, por las que sale el magma basáltico a presión. Sin embargo, estas zonas de fractura son a menudo irregulares y discontinuas; por ejemplo, una fractura que discurre en dirección norte-sur puede verse interrumpida y continuar unos kilómetros más al este u oeste.

Como la extensión del fondo oceánico se origina a partir de cada zona de fractura, cuando dos tramos de la dorsal están separados entre sí, se produce una zona de falla en la que hay un movimiento de cizalla. Esa zona de fractura es una falla transformante.

Dado que en estas fallas no se produce creación ni destrucción de litosfera, estos bordes de placa se llaman también bordes de placa pasivos, aunque en ellos sí se dan procesos geológicos, como sismicidad, actividad volcánica e hidrotermal, y deformaciones de los materiales debidas a esfuerzos de compresión y distensión.

Los Movimientos de las Placas Litosféricas

El manto superior sublitostérico, aunque aparentemente presenta gran rigidez, se comporta de forma plástica, como un fluido muy viscoso, cuando los esfuerzos se mantienen a la escala del tiempo geológico. Esta fluidez permite que las placas litosféricas presenten movimientos en vertical y desplazamientos horizontales.

Movimientos verticales. La isostasia

El término isostasia fue introducido por el geólogo Clarence E. Dutton, en 1892, para explicar los movimientos verticales de hundimiento y levantamiento de la corteza terrestre. Dutton postulaba que la corteza flotaba sobre el manto subyacente, que estaba en un estado líquido muy viscoso. La corteza terrestre podía así hundirse cuando se sobrecargaba con un peso, tal como la acumulación de sedimentos o la gruesa capa de hielo de una glaciación, o levantarse al despojarse de carga, por erosión del relieve o al derretirse el hielo.

Este modelo de equilibrio isostático, que era simplemente la aplicación del principio de Arquímedes a la corteza y al manto terrestres, permitía explicar el notable levantamiento de algunas zonas, como la península de Escandinavia, que tras quedar despojada de la capa de hielo que la cubrió durante el último periodo glaciar, se vio levantada más de cien metros en los últimos 10000 años.

El concepto de isostasia sigue teniendo aplicación, aunque actualmente se sabe que es la litosfera y no la corteza la que se hunde o se levanta, y que es el manto sublitostérico el que ejerce el empuje de Arquímedes sobre ella.

Movimientos horizontales de las placas

Los movimientos horizontales de las placas determinan que en sus bordes se puedan establecer tres tipos de desplazamientos relativos:

• Movimiento divergente: Es el que presentan dos placas que tienden a separarse; se produce en los bordes constructivos (dorsales y valles de rift).
• Movimiento convergente: Se produce cuando dos placas tienden a aproximarse. En los bordes destructivos (zonas de subducción) se produce este tipo de movimiento.
• Movimiento de cizalla: Ocurre en los bordes pasivos, que se encuentran en las fallas transformantes.

Causas del movimiento horizontal de las placas

A Actividad en los Bordes de Placa

Los bordes de placa son las zonas de la litosfera donde la actividad geológica es más intensa. Esta actividad se manifiesta en:

• Vulcanismo: Tanto en los bordes de placa como en las zonas próximas a los bordes destructivos y en las grandes fracturas de la litosfera se produce una intensa actividad volcánica.
• Sismicidad: Los terremotos se originan por el rozamiento entre las placas, especialmente en los bordes con movimientos convergentes o de cizalla.
• Deformaciones de las rocas: En las zonas donde se produce convergencia entre placas, los materiales de la placa cabalgante son intensamente deformados, presentando pliegues y fracturas.
• Metamorfismo: Las rocas afectadas por la compresión y por el incremento de temperatura experimentan cambios en su estructura y composición mineralógica.
• Magmatismo: La fusión de las rocas formando magmas, ya sea dentro de la corteza o en la parte superficial del manto, está ligada a los bordes de placa.
• Formación de relieves: En las zonas de subducción, la placa cabalgante está sometida a una fuerte compresión, que produce un acortamiento de su extensión y un aumento de su grosor. Este engrosamiento se manifiesta en la superficie como cadenas montañosas.

Bordes de Placa Convergentes

Convergencia entre dos placas oceánicas

Cuando la litosfera oceánica se va enfriando y engrosando a medida que se aleja de la dorsal, llega un momento en que la subsidencia térmica produce su ruptura y su subducción espontánea. Con frecuencia la ruptura se produce a cierta distancia del continente, por lo que se establece una subducción de litosfera oceánica bajo litosfera oceánica. Este es el caso de la placa Pacífica, que subduce bajo la placa Filipina. Estas zonas de subducción presentan las siguientes características:

• La placa subducente se hunde en el manto con una gran inclinación, ya que es su peso el que la arrastra hacia el interior.
• Se produce un intenso magmatismo que origina un rosario de islas volcánicas (arco de islas) en la placa cabalgante. Los arcos de islas, como Japón y Filipinas, son zonas muy volcánicas y de elevado riesgo sísmico.
• El roce de la placa subducente arranca trozos de la cabalgante, que son arrastrados en la subducción. Este proceso recibe el nombre de erosión tectónica.
• A medida que entra en el manto sublitostérico, la corteza oceánica de la placa subducente experimenta la fusión de sus minerales más fácilmente fusibles. Esta fusión parcial es la que alimenta las cámaras magmáticas*, que al ascender, se manifiestan en superficie como actividad volcánica.
• La presión que ejerce la placa subducente sobre la cabalgante no es muy grande, lo que determina a su vez dos características:
  • Los sedimentos son subducidos con facilidad y no se forma un prisma de acreción grande.
  • Se forma una fosa oceánica muy profunda, como el caso de la fosa de Japón (10554 m), la de las islas Tonga, en la Polinesia (a 10800 m) y la de las islas Marianas (11032 m), en la zona de subducción entre las placas Índica y Filipina.

Convergenica entre litosfera oceánica y continental

La subducción puede comenzar también directamente bajo el borde de una placa continental. Estas zonas se caracterizan por:

• La placa subducente se hunde con un ángulo menor en el manto sublitostérico.
• El magmatismo origina vulcanismo y también produce la intrusión de rocas graníticas en la corteza continental.
• Cuando la placa subducente arrastra un arco de islas u otros relieves oceánicos, pueden ser arrancados fragmentos de la litosfera oceánica, que quedan cabalgados sobre la litosfera continental. Este proceso recibe el nombre de obducción. Los fragmentos de litosfera oceánica que aparecen cabalgados sobre un continente se llaman ofiolitas.
• La placa subducente ejerce mucha presión sobre la cabalgante, por lo que:
  • Los sedimentos no son subducidos con facilidad, desarrollándose por ello un extenso prisma de acreción sobre la fosa oceánica, que no es muy profunda. Este prisma de acreción tiene sus materiales fuertemente comprimidos y plegados en las proximidades de la placa continental.
  • La sismicidad es muy elevada. Estas zonas son las de mayor riesgo sísmico del planeta.
  • Se produce un engrosamiento de la placa continental, lo que da lugar a un orógeno* o cordillera en el borde del continente, como los Andes.

Convergenica entre dos placas continentales

Cuando la litosfera oceánica que hay entre dos continentes subduce por completo, estos colisionan entre sí. Esta convergencia presenta las siguientes características:

• Como la litosfera continental es demasiado ligera para hundirse en el manto, la subducción se interrumpe tras la colisión continental.
• La placa oceánica se desprende y se hunde en el manto, mientras que las dos litosferas continentales quedan incrustadas y cabalgadas una sobre otra.
• En la sutura entre ambas placas continentales se forma un orógeno formado por el aumento de grosor de la litosfera y por el apilamiento de los sedimentos que se acumularon entre ambos continentes antes de la colisión.
• Entre estos sedimentos pueden encontrarse ofiolitas, procedentes de la obducción de fragmentos de la litosfera oceánica que había entre ambas placas continentales antes de que estas colisionaran.
• La colisión produce la rotura de la litosfera continental con la formación de grandes fallas que pueden producir sismicidad en zonas alejadas de la sutura. Este es el origen de los terremotos en la India y en el interior de Asia.
• En la zona de sutura, el roce y la compresión entre las placas producen una intensa deformación y metamorfismo de las rocas. Se puede producir también la fusión de parte de la corteza continental, con formación de rocas graníticas.

Orógenos de colisión en España. Los Pirineos y las Béticas

Hace 60 millones de años, a comienzos del periodo Terciario, la Península Ibérica era una isla separada de Europa por un brazo de mar estrecho y profundo, cuyo fondo estaba recorrido por la falla Norpirenaica. Por el sur de la Península pasaba otra falla equivalente: la falla de Gibraltar.

Deslizándose a favor de ambas fallas, la placa Ibérica se desplazaba lentamente hacia el este, pero el continente africano la empujaba también hacia el norte. Finalmente, la pequeña extensión de litosfera oceánica situada entre Iberia y Europa comenzó a subducir bajo Europa, y seguidamente la placa Ibérica se incrustó bajo el continente europeo. La colisión dio origen a los Pirineos, en los que podemos encontrar las rocas sedimentarias plegadas, procedentes de los sedimentos que se acumularon en aquel mar situado entre Iberia y Europa.

Cuando los Pirineos ya se habían levantado, hace unos 25 millones de años, la placa Ibérica experimentó otra colisión por el sureste. Un fragmento de litosfera continental, la placa de Alborán, situada en el Mediterráneo, derivaba en dirección oeste.

Alborán terminó por colisionar contra Iberia, cabalgando sobre ella. Los sedimentos acumulados en las plataformas continentales de ambas placas, convertidos hoy en rocas sedimentarias fuertemente plegadas por la colisión, forman las cordilleras del Prebético y del Subbético, mientras que los materiales que formaban la placa de Alborán, constituyen Sierra Nevada.

El riesgo sísmico en la Península Ibérica

Actualmente, tanto los Pirineos como las Béticas han terminado su movimiento convergente, pero están aún en proceso de reajuste isostático. En ambas colisiones la placa Ibérica fundió su extremo en el manto sublitostérico, cuyo empuje está produciendo un ascenso de los relieves, acelerado por la intensa erosión que le quita peso a los orógenos. Este levantamiento isostático produce esfuerzos distensivos, como si ambas cadenas de montañas tendieran a desmoronarse al ser empujadas desde sus raíces, y el régimen distensivo generalizado produce fallas, cuyo movimiento origina ocasionalmente pequeños terremotos. Por eso en el mapa de riesgo sísmico de la Península Ibérica las zonas de mayor riesgo se sitúan en los Pirineos y las Béticas, coincidiendo con las zonas de sutura de las placas.

La Dinámica Sublitostérica

Las placas oceánicas que subducen representan corrientes de material frío que se hunden en las profundidades del manto. En el proceso, las altas temperaturas y presiones del manto producen sobre la placa subducente dos efectos:

• Deshidratación: La placa pierde casi toda el agua que empapa los sedimentos que subducen y es captada por algunos minerales componentes del basalto, que se hidratan mientras la placa forma el fondo del océano.
• Fusión parcial: Los minerales más fácilmente fusibles, como el sílice, las micas y algunos feldespatos, pasan a estado líquido y forman un magma de composición parecida al granito que, debido a su baja densidad, tiende a ascender hacia la superficie.

La deshidratación y la fusión parcial, así como la compresión que aumenta la densidad de los minerales que quedan en el basalto, puede durar unos millones de años, tiempo durante el cual la placa puede quedar apoyada sobre la discontinuidad de Repetti, pero cuando su densidad aumenta hasta permitirle hundirse en el manto inferior, la placa subducente se funde en dirección al fondo del manto.

Capa D» y penachos térmicos

En su base, el manto inferior está recalentado por el núcleo líquido, cuya temperatura supera los 3000 °C. Es en esta zona donde los restos de la placa subducida se acumulan formando la capa D» (D doble prima, o D segunda).

Los estudios sísmicos más recientes parecen indicar que la capa D», debido a que está apoyada sobre el núcleo, es muy activa. No es únicamente un «depósito de escombros», sino una capa de espesor variable de la que periódicamente se desprenden columnas de material que, por perder densidad, ascienden atravesando el manto inferior formando penachos térmicos. Cuando uno de estos penachos térmicos llega a la base de la litosfera, la calienta y no tarda en manifestarse en la superficie como un punto caliente, una zona en la que se produce vulcanismo.

Mesetas basálticas

El vulcanismo producido en un punto caliente arroja lavas de composición basáltica a alta temperatura; la cantidad de lava producida depende de la envergadura del penacho térmico.

En la historia de la Tierra hubo momentos en los que el manto estuvo agitado por penachos térmicos muy activos, que arrojaron gigantescas cantidades de lava al exterior, recubriendo áreas muy extensas. Estas zonas recubiertas de lava reciben el nombre de provincias basálticas o mesetas basálticas.

Actualmente, la Tierra tiene una actividad volcánica bastante moderada, pero hubo épocas en las que el vulcanismo se desató con una violencia insólita. Para poder establecer una comparación, la erupción que en 1730 sepultó varios pueblos en Lanzarote, originando lo que hoy en día es el Parque Nacional de Timanfaya, arrojó algo menos de un kilómetro cúbico de lava. No es fácil imaginar una actividad volcánica como la que originó la meseta de Ontong-Java, unos 36 millones de veces mayor que la de Lanzarote, que emita coladas de lava capaces de colmatar valles enteros y recubrir un paisaje de relieves abruptos convirtiéndolo en una llanura estéril de oscuro basalto. Si la cantidad de lava que se emitió en ese episodio se extendiera sobre Europa, este continente quedaría sepultado bajo una capa de basalto de tres kilómetros y medio de espesor.

Los Procesos Intraplaca

Los procesos geológicos intraplaca en la litosfera oceánica

En la actualidad, se reconocen más de una docena de puntos calientes en la litosfera oceánica. Las islas Hawái, las Reunión, Cabo Verde…, son archipiélagos de origen volcánico formados sobre un penacho térmico. Cuando el punto caliente está situado en la litosfera oceánica, que es delgada, flexible y fácil de atravesar por los magmas que ascienden atravesando la corteza, se inicia el vulcanismo, que puede originar islas volcánicas o lo que puede dar lugar a una meseta basáltica si el penacho térmico es de gran magnitud. Si el penacho térmico permanece fijo, mientras la placa oceánica se mueve sobre él, en la superficie se forma un rosario de volcanes que se van apagando a medida que se alejan del punto caliente en el que se formaron. Este esquema se repite en todos los archipiélagos originados por este proceso: en las islas más antiguas el vulcanismo está extinguido, mientras que las más recientes tienen un vulcanismo basáltico activo.

Vulcanismo intraplaca ligado a fallas. Las islas Canarias

El archipiélago canario fue considerado tradicionalmente un punto caliente más, como las Azores, pero hay algunos hechos que no encajan con esta interpretación:

• La actividad volcánica es muy discontinua, lo que no sería posible si realmente hubiera bajo las islas un penacho térmico aportando calor de forma continua.
• Aunque a grandes rasgos tiene forma lineal, la actividad volcánica está distribuida irregularmente y no se ajusta al modelo de volcanes extinguidos en el extremo más antiguo y volcanes muy activos en el más reciente.
• Los estudios sísmicos no detectan la presencia de materiales calientes y poco rígidos bajo las islas, lo que sí aparece en los puntos calientes. ¿Cuál es entonces la explicación para el origen de este archipiélago? La hipótesis más aceptada es que el vulcanismo canario se produjo a favor de un conjunto de fallas que recorren la litosfera del Atlántico.

Estas fallas tienen su origen en la zona de colisión entre la placa Africana y la Magrebí, que dio origen a la cordillera del Atlas. Esta colisión se produjo en la misma época que la colisión entre Iberia y Alborán que dio origen a las cordilleras Béticas, y viene a coincidir con el momento en que comenzó el vulcanismo que terminó por formar las islas Canarias.

Los procesos geológicos intraplaca en la litosfera continental

Cuando un penacho térmico se sitúa bajo la litosfera continental, mucho más gruesa, fría y rígida que la oceánica, no puede perforarla fácilmente. También se forman magmas, pero su ascenso hacia la superficie es muy lento, y el calor se acumula bajo el continente. La litosfera continental pierde densidad al dilatarse, y al ser empujada desde abajo por la presión del penacho térmico comienza a abombarse. El levantamiento puede ser de cientos de metros y produce una distensión de la corteza, que empieza a fracturarse. En la zona fracturada, el rift, pronto empiezan a inyectarse magmas basálticos, que forman corteza oceánica. El rift se convierte así en un océano incipiente que comienza su proceso de extensión.

El ciclo de Wilson

El geólogo John Tuzo Wilson propuso a finales de la década de 1960 que, puesto que un océano tarde o temprano acaba cerrándose al comenzar la subducción por sus bordes y al colisionar entre sí los continentes que lo flanquean, el rifting era en realidad la primera fase de un ciclo que comenzaría con la rotura de un continente y la formación de un océano entre sus fragmentos, y que terminaría con la desaparición del océano y la colisión de nuevo de los fragmentos del continente.

Rifting en la Península Ibérica

La Península Ibérica está actualmente sometida a un levantamiento generalizado que puede observarse tanto en las costas, en las que es fácil ver playas y plataformas de abrasión marina levantadas, como en el interior, donde las terrazas de los ríos y las llanuras erosivas levantadas son un claro indicio de que las redes fluviales tienden a encajarse al ascender las llanuras por las que circulaban.

Se puede apreciar también una tendencia clara a la fracturación. Los principales ríos circulan por los valles formados a favor de fallas, que a menudo producen escarpes visibles de decenas de metros de desnivel.