¿Por qué se elevan las cordilleras?

Todas las cordilleras, tanto las de tipo andino como las de tipo alpino, son relieves elevados, los más altos del planeta. ¿Cuál es la causa de esa elevación?

Los procesos como la formación  de una prisma de acrecíón, el magmatismo y, en el caso de las cordilleras alpinas, el solapamiento de dos cortezas continentales hacen que la litosfera se engrose en estos lugares. Así, en los Andes, la litosfera alcanza los 60 km de grosor y en el Himalaya, 70. Este mayor grosor y su menor densidad harán que se eleven hasta encontrar su equilibrio isostático.

La tectónica de placas causa el engrosamiento de la litosfera continental en las cordilleras, mientras que la isostasia es la responsable de su elevación.

Origen de las cordilleras de tipo alpino

Las cordilleras como el Himalaya o los Alpes, situadas en el interior de los continentes, se originan en zonas en las que convergen dos litosferas continentales. En estos casos, la placa que subduce tiene, inicialmente, un tramo oceánico y, tras él, uno continental. El proceso supone lo siguiente:

1. Subducción oceánica.
El comienzo es similar al de una cordillera de tipo andino: la litosfera oceánica subduce, y los sedimentos transportados se acumulan, se pliegan y se fracturan, formando un prisma de acrecíón. También hay magmatismo y metamorfismo.

2. Cierre de la cuenca oceánica. Llega un momento en que se consume todo el tramo de la litosfera oceánica y el continente accede a la zona de subducción, generándose una situación en la que un continente debería subducir bajo el otro.

3. Colisión continental. Sin embargo, el mayor grosor y la menor densidad de la litosfera continental dificultan su subducción. Así, los dos continentes colisionan, algunas partes de ellos se incrustan y otras se solapan, haciendo que la corteza continental duplique su grosor. La actividad magmática cesa, pero la sísmica continúa

Origen de las cordilleras de tipo andino

Se localizan en aquellos bordes de placa en los que la litosfera oceánica, delgada y densa, subduce bajo la litosfera continental, más gruesa y de menor densidad. La cordillera de los Andes es el mejor ejemplo. El proceso incluye lo siguiente:

1. Formación del prisma de acrecíón. La litosfera oceánica transporta las rocas sedimentarias y los sedimentos que se depositaron sobre los basaltos de la corteza oceánica.

La mayor parte de estos materiales sedimentarios no subducirán, porque el frente de la placa continental se comporta como una máquina quitanieves que los retiene y los apila, fracturándolos y plegándolos. Se originan así el prisma de acrecíón que se adosa al continente.

2. Magmatismo y metamorfismo. La presencia de agua de la litosfera subducida y el calor generado por la fricción entre las dos placas favorecen la fusión parcial de las rocas. 

Los magmas producidos ascienden. Algunos de ellos alcanzan la superficie y generan actividad volcánica. Otros se quedan en el interior y allí solidifican, favoreciendo el engrosamiento de la corteza continental.

Simultáneamente, las altas presiones y las temperaturas posibilitan el metamorfismo de algunas rocas.

Asistimos a una división continental

Los continentes, y con ellos las placas, se han dividido en el pasado y continúan haciéndolo en la actualidad.

En efecto, la placa Africana está fragmentándose y nos ofrece una diversidad de situaciones que podemos identificar como momentos sucesivos en la división continental y la formación de un océano. Así:

• El Gran Domo de Kenia. En el este del continente africano hay un enorme abultamiento térmico, conocido como el Gran Domo de Kenia. Se trata de una zona elevada en la que se han originado fallas que delimitan unas áreas más bajas que constituyen el rift. Allí hay actividad volcánica y sísmica

• El rift de Etiopía. Algo más al norte, el proceso de división continental, o rifting, está un poco más avanzado y en la zona de Afar se está formando corteza oceánica que aún no ha sido invadida por el mar.

• El mar Rojo. Aún más avanzado se encuentra el proceso de división continental en el área del mar Rojo. En este lugar, la península arábiga, que en otro tiempo estuvo unida a la placa Africana, se ha separado de ella y un abrazo de mar ha ocupado ese espacio. 

El resultado de este proceso de rifting es que la placa Africana se está dividiendo en dos, la mayor parte de ella es la que se conoce como placa de Nubia, mientras que la pequeña placa del este se llama placa Somalí.

Deformaciones plásticas: los pliegues

Los pliegues son ondulaciones que representan las rocas que han sido sometidas a esfuerzos de compresión. Implican un comportamiento plástico.

En todos los pliegues se pueden diferenciar un conjunto de elementos geométricos que ayudan a describirlo:

• Plano axial.
Es aquel que divide el pliegue en dos mitades tan simétricas como sea posible.

• Charnela. Es la zona de máxima curvatura de un pliegue.

• Eje del pliegue o línea de charnela. Es la intersección del plano axial con la charnela.

• Flancos. Son las áreas situadas a ambos lados de la charnela.

• Núcleo. Es la zona más interna del pliegue.

Deformaciones por rotura: las fracturas

Las fracturas como la falla de El Padul se originan en las rocas cuando se ven sometidas a esfuerzos que superan la coherencia interna de los materiales que las constituyen. 

Atendiendo al movimiento relativo de los bloques en que queda dividido el terreno al producirse la ruptura, se pueden diferenciar dos tipos de fracturas: diaclasas y fallas.

Diaclasas

Las diaclasas son fracturas en las que los bloques no se desplazan uno con respecto al otro, o si lo hacen es para ensanchar la fractura y dejar la grieta más abierta.

Fallas

Las fallas son fracturas en las que se produce el desplazamiento de un bloque con respecto al otro.

• Plano de falla. Es la superficie de fractura sobre la que se ha producido el desplazamiento de un bloque con respecto al otro.

• Labios de la falla. Son los dos bloques en los que se ha dividido el terreno al originarse la fractura. Si los bloques quedan a diferente altura, habrá un labio levantado y otro hundido.

• Salto de fallo. Es la medida del desplazamiento relativo producido entre los dos labios.

• Orientación de la falla. Es la dirección y el buzamiento de su plano de falla.

¿Cómo identificar y describir los pliegues?

Los pliegues no suelen presentarse aislados, sino que a un anticlinal le sigue un sinclinal, y viceversa. Pueden tener tamaños muy diversos, entre unos centímetros y decenas de kilómetros. Con frecuencia, la erosión ha eliminado la charnela y solo vemos una serie de estratos más o menos inclinados.

Tipos de pliegue

Según los materiales:

    Anticlinal: pliegue que tiene en su núcleo los materiales más antiguos.

    Sinclinal: pliegue que tiene en su núcleo los materiales más modernos.

Según la posición de su plano axial:

    Recto: pliegue cuyo plano axial buza 90º, aproximadamente.

    Inclinado: pliegue cuyo plano axial buza entre 85º y 10º.

    Tumbado: pliegue cuyo plano axial buza menos de 10º

    Invertido: pliegue cuyo plano axial ha girado más de 90º con respecto a la posición vertical.

Según su simetría:

    Simétrico: el plano axial divide el pliegue en dos mitades aproximadamente simétricas.

    Asimétrico: el plano axial divide el pliegue en dos mitades claramente asimétricas.