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INTRODUCCIÓN
TECTÓNICA: Parte de la Geología que estudia la estructura de la superficie terrestre. TECTÓNICA DE PLACAS: La superficie de la tierra se puede dividir en distintas placas relacionadas y con movimiento entre sí (los límites divergentes suponen separación, y los convergentes, acercamiento; también se puede dar deslizamiento). La Tectónica de Placas es el modelo que permite una serie de características que dan a la Geología una cierta lógica de razonamiento. Es un modelo global ya que explica toda la superficie de la Tierra, y que permite cuantificar en tiempo y espacio, los movimientos de la litosfera, y las deformaciones (estructuras) relacionadas con ellos. Es un modelo que puede predecir lo que va a ocurrir dentro de un largo período de tiempo.
LAS PLACAS Y LOS TIPOS DE BORDES
Las placas pueden tener bordes convergentes (zonas de subducción, que suponen acercamiento de las distintas placas. El vector desplazamiento es variable) y bordes divergentes (dorsales oceánicas, que suponen alejamiento de las placas. El material que crece, lo hace de forma simétrica a ambos lados; el vector desplazamiento, será perpendicular a la dorsal; el material crece paralelo al límite). Se pueden dar además, límites transformantes (en dos placas transformantes, los vectores que definen el movimiento de una con respecto a la otra, son paralelos. Los límites transformantes, pueden ser destros ( flecha del vector apuntando hacia el pie derecho ) o no destros). La velocidad de las placas , se indica con vectores seguidos de magnitudes en mm/año ; También se representan las velocidades de las placas con respecto a algún punto fijo que está debajo de las mismas. La división entre las distintas placas existentes se realizó por la observación de los lugares donde se han registrado terremotos. Entonces, la Tectónica de Placas, es un modelo necesario para explicar la sismicidad; los terremotos ocurren en los bordes de las placas, al irse rompiendo las rocas, lo que produce unas ondas que se registran en la superficie en forma de terremotos. Las placas tienen unas dimensiones medias de 10^6 Km^2 superficiales, por unos 100 Km de profundidad.
LAS PLACAS EN PROFUNDIDAS
Las placas están constituidas por litosfera. Tienen una cierta dureza, y están sobre una parte blanda ( astenosfera ). Se observa un límite entre la zona rígida y la blanda, debido a la variación de la velocidad de las ondas sísmicas. La separación, se denomina Moho , que en los continentes, tiene una profundidad de 30-35 Km; Por debajo del Moho, está el Manto Superior; Al conjunto, se le denomina Litosfera. El Moho, es un límite químico (se pasa de una composición ácida a una composición básica). El límite con la astenosfera es físico (se pasa de un medio rígido a uno plástico (mayor T)), y la composición es igual que la del Manto Superior; el límite será una isoterma que se aproxima a unos 1300 ºC. La corteza oceánica, en cambio, tiene unos 11 Km, que al sumar la capa de agua, obtenemos, que el Moho está a 15-17 Km de profundidad. La litosfera sube con respecto a la profundidad a la que se encontraba en los continentes. Por debajo se observa una pequeña franja, que no se apreciaba en los continentes, en la que las ondas sísmicas, todavía no se desplazan muy despacio.
Las ondas sísmicas , pueden ser p o s ; las p, son las que primero llegan; Tienen una velocidad de 20 m/s hasta el Moho, en que pasa a 8 m/s, y sigue descendiendo; por debajo de la astenosfera, vuelve a aumentar. El límite de los 1300 ºC, puede ascender hasta casi la superficie (dorsales) o descender (zonas de subducción). El campo magnético terrestre tiene unas ciertas anomalías en los fondos oceánicos, que son simétricas con respecto a las dorsales oceánicas (donde se produce suelo oceánico). A los lugares de igual edad, se les llama Isocronas ; las anomalías encontradas en el fondo oceánico, son isocronas.
PALEOMAGNETISMO
La Tierra posee un campo magnético bipolar; las líneas que definen el campo magnético son especiales: observamos que entran por el polo N y salen por el polo S. Este campo está algo perturbado por los rayos cósmicos que emite el sol.
Se da un dipolo magnético. El valor del polo dependerá de la latitud: tgI=ctg λλλλ Vamos a utilizar un dipolo geocéntrico:
La mayoría de los elementos no presentan variaciones debidas al campo magnético (se equilibran los spines); Pero en los metales, los spines no están equilibrados, y se puede producir pequeños campos magnéticos.
N
I
λλλλ
H
M
D I
Norte Geográfico Norte Magnético
11,5º
Ecuador geomagnético
Ecuador geográfico
Norte geomagnético Norte geográfico
Sur geomagnético
Ecuador magnético (I=0º)
Polo magnético Norte (I=90º)
Polo magnético Sur (I=-90º)
del campo actual propio de la época en que se habían formado dichas lavas. Las distintas anomalías se pueden datar según la escala cronoestratigráfica, sabiendo así cómo se ha ido expandiendo el fondo oceánico, y en definitiva, cómo se ha producido el movimiento de placas. Actualmente, se representan las isocronas correspondientes a cada anomalía; estas isocronas, son más o menos paralelas a la dorsal (por eso, el vector movimiento, se representa de forma perpendicular a la dorsal).
CINEMÁTICA
Dentro del estudio del movimiento de las placas, debemos saber qué casos son estables, y cuáles no lo son; Por ejemplo, en el siguiente caso, vemos como los límites evolucionan hacia una configuración totalmente inestable:
Como vemos, evoluciona hacia una configuración inestable; Dado que no es estable, sigue evolucionando hasta la siguiente configuración (que ya es estable):
Cuatro placas no pueden tener un punto en común, pero tres placas sí que se pueden unir en un punto triple. La diferencia de velocidades implica que se introduce una nueva placa. En la unión triple de tres placas, los límites pueden ser de varios tipos: 1)1)1)1)
Se pueden dar varios tipos de unión triple:
0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0
Siendo R, una dorsal, T una fosa, y F una falla transformante. Las dorsales centro-oceánicas van creando material según un eje de expansión, que no coincide con el eje de rotación terrestre; Observamos además como las fallas transformantes relacionadas, presentan una morfología curva, que se pasa a rectilínea, cuando las pasamos a representaciones en dos dimensiones:
CocosCocosCocosCocos
NazcaNazcaNazcaNazca
PacíficoPacífico PacíficoPacífico (^) PacíficoPacíficoPacíficoPacífico
FilipinaFilipinaFilipinaFilipina
EurasiaEurasiaEurasiaEurasia AméricaAméricaAméricaAmérica
CaribeCaribe^ CaribeCaribe CocosCocosCocosCocos
EuraEuraEuraEurasiasiasiasia
ArabiaArabiaArabiaArabia (^) Pacífico PacíficoPacíficoPacífico
AméricaAméricaAméricaAmérica
JuanJuanJuanJuan de Fuca
NazcaNazcaNazcaNazca
AntártidaAntártidaAntártidaAntártida
PachaPachaPachaPacha
R-R-R T-T-T T-T-F
T-F-F R-T-F R-F-F
3D 2 D
La rotación de las placas no tiene la propiedad conmutativa (el resultado final depende del orden en el que se realicen los distintos giros y movimientos) La relación entre la velocidad lineal (V) y la angular (ω), es V=(ω * R).
EJERCICIOS DE PRÁCTICAS Los ejes que vamos a utilizar en este tipo de ejercicios, son los siguientes:
En la Falsilla de proyección estereográfica, se representa el punto en cuestión. Ej.: A:30º, 30º:
Los puntos se suelen representar con símbolos rellenos, si están en la zona de la Tierra no visible, y con símbolos no rellenos, si están en la zona de la Tierra visible. Cada punto representado, tiene su antípoda (punto con las mismas coordenadas, pero cambiadas de signo). Una vez representado el punto, lo podremos girar. Para girarlo, se utiliza la regla de la mano derecha: Se coloca la mano derecha, siendo el eje de giro, el dedo pulgar, y se gira el punto hacia la derecha; si el dedo pulgar apunta hacia el Norte, entonces el giro es positivo, y si apunta hacia el Sur, será negativo. MÉTODO DE BUSK: Sabemos que en el campo se dan básicamente dos tipos de pliegues: redondeados y angulares. Se miden distintos buzamientos, y se trazan sus perpendiculares en el punto donde se ha medido el buzamiento. Donde se corten las distintas perpendiculares, se encuentra el centro del arco que marca el pliegue entre esos distintos buzamientos. Según vayamos tomando más buzamientos, más centros obtendremos y más completo será el dibujo. Ej.:
PN +
1 -
PS -
Corte viable: Corte del estado deformado que puede se restaurado de forma que la geometría de las fallas es admisible tras la deformación, la longitud de las capas o del área se conserva, y la longitud de las capas es constante. Corte compensado: Corte en el estado deformado, admisible y viable.
TERREMOTOS
Los terremotos son vibraciones que comienzan en un punto o fuente , y se extienden a la superficie de la Tierra mediante unas ondas sísmicas que siguen una determinada trayectoria. El movimiento se recoge en una estación sismológica.
Causas de los terremotos Las distintas causas que pueden producir terremotos, dan lugar a varios tipos de terremotos: Por formación de una falla: Son los sismos tectónicos. Se deben a las tensiones creadas por los movimientos alrededor de las placas que forman la corteza terrestre; La mayoría se producen en los bordes de dichas placas. Estos terremotos liberan el 75 % de la energía sísmica. Están concentrados en el Anillo de Fuego (banda de 38600 Km a orillas del Pacífico). Por desplazamiento de un magma: Son los sismos volcánicos. No suelen ser muy grandes o destructivos. Su principal importancia radica en que suelen anunciar erupciones volcánicas. Se originan cuando el magma asciende rellenando las cámaras inferiores de un volcán. Por colapso de una cavidad: Son sismos de desgarre. Artificiales: Grandes explosiones controladas por el ser humano. Inducidos: Sismos inducidos por el hombre al realizar ciertas actividades como presas, bombeo de líquidos profundos, ... etc.
Las ondas sísmicas Las ondas sísmicas son las que transmiten las vibraciones a la superficie de la Tierra. Se pueden dar varios tipos de ondas: Ondas p (primeras): Son las más rápidas. Se propagan en todos los medios. El desplazamiento de las partículas se produce de forma paralela a la dirección de propagación de las ondas; son ondas de compresión , que hacen oscilar las partículas de atrás hacia delante. Ondas s (segundas): Son algo más lentas. Se propagan en todos los medios excepto en los líquidos. Son ondas de cizalla que producen vibraciones perpendiculares a la dirección en la que se propagan. Ondas l (superficiales): Pueden ser de varios tipos: Ondas Q (de Love): Polarizadas según el plano horizontal. Se van a propagar en los sólidos no homogéneos. Ondas R (de Rayleigh): Polarizadas en el plano vertical. Estas ondas, son las más violentas.
Registro de los terremotos Las vibraciones producidas por los terremotos se recogen en los llamados sismógrafos, que consisten en un cilindro de papel girando continuamente, y un péndulo
con una aguja en su extremo, que marca en el papel las variaciones que los terremotos producen en el péndulo; Este tipo de sismógrafo recogería las variaciones producidas en la horizontal, pero las estaciones sísmicas, cuentan además, con sismógrafos que recogen las variaciones verticales. El sismógrafo moderno fue inventado por el ruso Boris Golitzyn, y consta de un péndulo magnético suspendido entre los polos de un electroimán. Para conocer el origen del terremoto, se analizan los sismogramas de varias estaciones; los datos de las velocidades de las distintas ondas convergerán hacia el centro (foco del terremoto):
Conoceremos de esta forma, la distancia al centro desde cada estación. Trazamos ahora, círculos que tengan como radio dicha distancia. Los círculos trazados alrededor de cada estación, se cortarán en un punto (en centro del terremoto).
Magnitudes de un terremoto Hemos de saber diferenciar entre magnitud e intensidad: Un terremoto tiene la misma magnitud, pero tiene distintas intensidades (resultado de la magnitud en un lugar determinado), según la zona donde se esté midiendo; el terremoto tendrá una intensidad menor en lugar que esté más alejado, pero sin embargo, la magnitud será la misma. Para medir las magnitudes, se utiliza la Escala de Richter , que va del 1 al 9,5; dicha escala es logarítmica, es decir, que un terremoto de magnitud de magnitud 5, será 10 veces más fuerte que otro de magnitud 4, y así sucesivamente. Actualmente también se utiliza la Escala de Mercalli, propuesta por el sismólogo italiano Giuseppe Mercalli.
Fallas y proyección estereográfica (mecanismos focales) Inicialmente, representamos en proyección estereográfica, los puntos donde se han registrado esfuerzos compresivos (X), y los puntos donde se han registrado esfuerzos distensivos (O). Al pasar dos planos de la forma más precisa posible, intentaremos dividir la esfera en cuatro cuadrantes, dos en los que se da compresión, y dos en los que se da distensión. Una vez representadas las esferas con los cuatro cuadrantes, rellenaremos de negro aquellos cuadrantes en los que se dé distensión, y dejaremos en blanco, los cuadrantes en los que se dé compresión. Donde se cortan los planos que separan los cuadrantes, estará el eje B ; a 90 grados de éste, en la bisectriz de dichos planos, y en el cuadrante de los esfuerzos compresivos, estará el eje T (tensión); a 90º del eje T y del eje B, y ya en el cuadrante de la distensión, estará el eje P (presión). Los polos de los planos que dividen los cuatro cuadrantes, marcan el vector deslizamiento. A continuación se muestra un esquema con las distintas fallas que pueden dar lugar a terremotos, y cómo es sección vertical, y su proyección estereográfica:
Mecanismos focales para los distintos bordes de placas
EL INTERIOR DE LA TIERRA
La Tierra se puede dividir en distintas capas, atendiendo a criterios químicos, y a criterios de comportamiento (de las ondas sísmicas). La información que poseemos acerca de las condiciones físicas del interior de la Tierra, nos ha llegado a través del estudio del comportamiento de las ondas sísmicas. Fundamentalmente, la Tierra está formada por tres capas: núcleo, manto y corteza. La corteza es una finísima capa de rocas frías (fundamentalmente de composición media, granítica y calcárea) en estado sólido. Por debajo de ésta, se encuentra el manto, que se inicia con una capa de unos 150 Km de profundidad, en la que los materiales están parcialmente fundidos; esta capa recibe el nombre de Capa de Baja Velocidad , debido al comportamiento de las ondas sísmicas en esta capa. El manto es sólido y está compuesto por silicatos ricos en Mg y Fe, con una composición media que corresponde a la de las rocas peridotíticas; Su densidad varía de los 3,5 g/cc en superficie a unos 5,5 g/cc, pero no aumenta de forma progresiva, sino que se dan varios saltos, lo que indica cambios significativos en las rocas del manto en profundidades cercanas a los 400 y 650 Km. El núcleo de la Tierra está fundido, y está constituido por núcleo externo y núcleo interno (irradia continuamente un calor intenso hacia fuera, procedente probablemente de la desintegración del Uranio y otros minerales radiactivos). Se cree que la composición de ambas capas, es fundamentalmente Fe y Ni. La temperatura oscila los 6650 ºC, y su densidad se cree que es de 13 g/cc. La columna de calor asciende desde el núcleo hasta la superficie; Hay varios modelos que explican en circuito seguido: El calor llega a la superficie, y la corriente de retorno (corteza oceánica), transporta el calor a las zonas más frías; las corrientes vuelven finalmente al núcleo. Como apreciamos en este dibujo de la siguiente página, tan sólo se da un circuito:
Límites divergentes Límites convergentes Fallas transformantes
Otra opción es un doble circuito, en el que coincidan los ascensos de ambos circuitos.
También podemos tener un doble circuito, pero sin que los movimientos ascendentes de cada uno, coincidan.
Hay otra opción, en la que también se da un solo circuito:
Relación con las líneas de fuerza del campo magnético terrestre Rodeando al núcleo interno, se dan corrientes convectivas en la vertical, que transportan el calor hacia el manto. Dichas corrientes fluyen a lo largo de una espiral imaginaria; el conjunto, actúa como una dinamo, generando las líneas de fuerza características del campo magnético terrestre.
MODELOS DE MOVIMIENTO DE LAS PLACAS
Hay varios modelos que explican el porqué del movimientos de placas:
- Por corrientes de convección: La placa se deja ir, como si estuviera flotando:
- Por acción de la gravedad: Se da un relieve positivo por el ascenso del material más caliente:
- Por el peso de la placa: El propio peso de la placa, hace que se hunda, y a partir de aquí, continuará la subducción.
El primer modelo no es muy realista; Hay alguna contribución por parte de las corrientes, pero lo más común, no es que las placas se muevan pasivamente. El modelo más correcto es el tercero, apoyándose en el segundo: La placa es arrastrada por su propio peso, pero además, se puede dar un relieve positivo por acción del ascenso del material caliente por la dorsal.
CICLO DE WILSON. EL ORIGEN DE LOS OCÉANOS
Las placas litosféricas, son objetos geofísicos, que tienen ciertas dimensiones y movimientos causados por las corrientes de convección; Estos movimientos, se explican
según un modelo físico y un corolario geológico ( Ciclo de Wilson ). Los movimientos de las placas, se pueden controlar según las anomalías magnéticas y se puede reconstruir el pasado geológico. El Ciclo de Wilson argumenta cómo se abre un continente formando un océano:
- Inicialmente, se abre el continente (dorsal), y se va expandiendo la nueva corteza oceánica, hasta que se inicia la subducción en otros puntos. Poco a poco, se van depositando sedimentos en los bordes de la nueva corteza.
- La subducción puede iniciarse por el propio peso de la placa (suficientemente grande) o por el acercamiento de los continentes debido a otros esfuerzos lejanos.
- Finalmente, el empuje de las dorsales, hace que el océano se cierre completamente. Pero cuando todos los continentes estaban unidos en la Pangea, no existían dorsales. El Ciclo de Wilson, se inició por corrientes calientes de retorno en el centro de la base del Supercontinente. Entonces se crea una especie de bóveda en el centro, que acaba fracturándose, dividiendo a la Pangea en dos; A partir de este momento, continua el Ciclo de Wilson. Normalmente, el Ciclo de Wilson se inicia por esfuerzos extensionales, pero esto no implica que siempre que haya tensiones, se abra un océano.
BORDES DIVERGENTES
Al ascender material tan caliente, se forma una cámara magmática, y se dan unos diques por los que circulan fluidos. Finalmente se da un volcanismo de superficie. El material superior no se sostiene, y se hunde dando una serie de fallas normales dispuestas a lo largo de una gran franja alargada, que está elevada en los bordes. Se crea pues, una especie de valle central, a partir del cual asciende el material, y se va creando nueva placa. Al irse intruyendo nuevos diques, va aumentando el volumen, y el material se va separando de la dorsal. Cuando se da un punto caliente, hay más aporte de material, y la dorsal puede tener un relieve positivo por encima del nivel del mar. Las fracturas que dan lugar a las dorsales no son continuas, sino que están unidas por Estructuras Transfer. Cuando dichas estructuras están en cresta (permiten que algo de la red de drenaje, pase a la otra parte), se llaman Rampas de Relevo.
BORDES CONVERGENTES
Igual que los rifts continentales evolucionan a dorsales, las zonas de subducción, evolucionan a zonas de colisión. A los bordes convergentes, se asocian arcos de islas y cadenas montañosas tipo Andes, y a las zonas de colisión continental, se asocian cadenas montañosas tipo Alpes o Himalaya. En una subducción, las principales fuerzas que entran en juego, son el propio peso de la placa, y el empuje de la dorsal. Los terremotos profundos, tienen un carácter compresivo; La profundidad a la que se producen los terremotos, aumenta según nos alejamos de la fosa. En la parte más superficial, se da fricción, a profundidades medias, hay distensión y a grandes profundidades, compresión. Los terremotos más destructivos, son aquellos producidos por la fricción.
Subducción de litosférica oceánica bajo litosférica oceánica A unos 100 km de profundidad, como la corteza lleva agua, se da una fusión parcial adiabática (a presión constante). Se crea un arco volcánico en la superficie de la placa superior; Se forman los arcos de islas, y detrás de esta zona, se da un área adelgazada.
Arco volcánico. La placa oceánica entra fría, y va generando calor al introducirse en el manto; los sedimentos arrastrados, van cargados de agua, que favorece la formación de las lavas; Las lavas formadas en profundidad, tienden a ascender, formando el arco volcánico. Cuenca marginal activa : Zona donde se forma la corteza oceánica, debido a las corrientes de convección. Se dan dos modelos principales, que explican los esfuerzos compresivos: Se produce un borde cabalgante sobre el escudo. El escudo es una zona con deformación dúctil, y el altiplano es una zona con deformación frágil. El cabalgamiento se extiende sobre toda la zona dúctil. El resultado en superficie es el mismo.
CUENCAS PULL-APART
Las cuencas pull-apart, son juegos de dos fallas en dirección, que también podemos llamar cuencas intramontana. Estas cuencas dan lugar a estructuras en flor , que son fallas que dan una serie de planos buzando hacia la falla principal; Pueden ser en flor positiva si actúan como fallas inversas, por lo que se dará un fenómeno de transpresión que produce una compresión local; Esto da una estructura en palma. También pueden ser en flor negativa , si se da un fenómeno de transtensión, lo que produce una distensión local, dando una estructura en tulipán. Un sistema dextroso es extensional, cuando la curvatura o el escalón, va hacia la derecha, y compresional si la curvatura o escalón, va hacia la izquierda. En un sistema sinestral, ocurrirá lo contrario.
PRÁCTICAS
Restitución de un corte Pin Line: Línea de referencia, a partir de la cual, se miden las longitudes de las capas deformadas. Loose Line: Línea de referencia, trazada perpendicularmente a la estratificación en el estado deformado. Sus puntos representan puntos adyacentes en una sucesión estratigráfica. Cut-off Line: Líneas de intersección de la estratificación y el cabalgamiento.
FALLAS TRANSCURRENTES
Finalizan en ramificaciones o en curvatura hacia la falla principal. El desplazamiento varía y decrece hacia la terminación de la falla. El desplazamiento es menor de un 20% de la longitud de la falla. Las fallas adyacentes muestran un sentido de desplazamiento similar. Forman parte del conjunto de deformación interna de los continentes.
FALLAS TRANSFORMANTES
Terminan bruscamente en estructuras especiales de tipo compresional o contraccional. El desplazamiento es igual a lo largo de toda la falla. El desplazamiento es limitado. Las fallas adyacentes pueden presentar desplazamientos en sentido opuesto. Se forman en los límites de las placas, y conectan estructuras de tipo océano-océano, océano-continente y continente-continente.
Branch Line: Línea de intersección de dos cabalgamientos. Cálculo del acortamiento: e=(lf-lo)/lo.
Sistemas de cabalgamientos Se pueden dar abanicos imbricados o dúplexes. Los abanicos imbricados, pueden ser de frente (cabalgamiento 1/cabalgamiento 2/cabalgamiento 3....), o imbricados de dorso (...cab 4/cab 3/cab 2/cab 1). Los dúplexes, pueden ser dúplexes que buzan hacia el postpaís, stack antinormal, o dúplexes que buzan hacia el antepaís. Detachment: Superficie a lo largo de la cual, una lámina rocosa se desliza respecto a un sustrato infrayacente. Es una superficie horizontal o con un buzamiento bajo. Dúplex: Sistema en el que las fallas crecen a partir de un plano basal de cabalgamiento y vuelven a unirse a un nivel más superficial.
Pliegues asociados a cabalgamientos Pliegues de detachment: Pliegues desarrollados sobre un detachment paralelo a la estratificación. La falla no varía su buzamiento. Fault-blend fold: Pliegues formados por el movimiento de una lámina cabalgante sobre una rampa. Pliegues de propagación: Pliegues generados por la propagación de un cabalgamiento sobre las capas no deformadas.
TECTÓNICA INTRAPLACA
La deformación de las placas se puede deber a dos cosas, fundamentalmente:
Deformación in situ: La deformación ocurre en el mismo interior de la propia placa. Este fenómeno tiene un origen térmico (puntos calientes). Un ejemplo típico es la zona de Hawai-Emperador.
Transmisión de esfuerzos desde los bordes: Las placas no son totalmente rígidas (como nos lo demuestra la existencia de sismicidad en el interior de las placas), y los esfuerzos sufridos en los bordes, se van transmitiendo al resto de la placa. En la Península Ibérica, encontramos ejemplos de esfuerzos transmitidos desde los bordes. La Fosa del Rin, es otro ejemplo importante: Los esfuerzos antiguos, condicionaron una falla en dirección en la parte sur, separada por una estructura elevada, de un borde divergente que se está creando. Los esfuerzos que se pueden transmitir desde los bordes, pueden ser: Extensión ⇒⇒⇒⇒ Rifts intracontinentales: Deformación concentrada en zonas estrechas; Se puede dar o no una evolución a borde de placas. Compresión ⇒⇒ ⇒⇒ Zonas de cizalla intracontinentales: Dependen de la componente oblicua de la convergencia de placas. Corrimiento de fallas que producen movimiento en la vertical.
⇒⇒⇒⇒ Zonas de flexura ( bending) de la litosfera o de la
corteza únicamente: Se van dando ondulaciones que forman levantamientos y cuencas. Entre un levantamiento y otro, la distancia (λ), suele ser de 100 Km; Cuando solamente se deforma la corteza, λ es de 30-40 Km, y si sólo se deforma la corteza superior, es de 19-20 Km. En la Península Ibérica, desde Sierra Morena, atravesando toda
