Apuntes · Geología y Ciencias AmbientalesES · Selectividad

La tectónica de placas y la geodinámica interna

La tectónica de placas es la teoría unificadora de la geología: explica, a partir del movimiento de unas pocas placas litosféricas rígidas sobre la astenosfera plástica, fenómenos tan diversos como el vulcanismo, los seísmos, la orogenia y la propia distribución de continentes y océanos. Este tema, del Bloque B del currículo de Geología y Ciencias Ambientales (RD 243/2022), conecta el motor interno del planeta —el calor y las corrientes de convección del manto— con las grandes formas del relieve, recorre las pruebas que sustentan la teoría (deriva continental, expansión del fondo oceánico, paleomagnetismo) y culmina en el ciclo de Wilson. En la PAU es contenido nuclear y enlaza directamente con la interpretación de cortes y mapas geológicos de la Parte 1 del examen.

5seccionesca. 26min de lectura3competenciasNivelBásico 1 · Estándar 2 · Profundización 2Revisado · 06/2026

T·0333 / 11

Perfil de examen

CE1 · Interpretar y transmitir con precisión información y datos de trabajos científicos para analizar conceptos, procesos y resultados relacionados con la tectónica de placas y la geodinámica interna.CE4 · Plantear y resolver problemas geológicos (velocidad de expansión oceánica, edad del fondo, balance de placas) eligiendo las estrategias adecuadas y analizando críticamente las soluciones.CE6 · Identificar y analizar los elementos geológicos del relieve para explicar fenómenos, reconstruir la historia geológica de una zona y hacer predicciones sobre la dinámica de las placas.

Operadores:analizaexplicajustificacalculainterpretarelacionarazonalocaliza

nivel básico

Lo exigible en la PAU es comprender la teoría de la tectónica de placas, los tres tipos de borde, las pruebas básicas (deriva, expansión, paleomagnetismo) y relacionar cada borde con su vulcanismo, sismicidad y relieve característicos.

nivel avanzado

La profundización de modalidad añade el cálculo cuantitativo de velocidades de expansión y edades del fondo oceánico a partir de anomalías magnéticas, y la lectura del ciclo de Wilson como marco para reconstruir la historia geodinámica de un orógeno (p. ej. los Pirineos o Bética-Rif).

Profundidad

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Inhalt · 5 secciones

La tectónica de placas y la geodinámica interna

Estructura interna de la Tierra y motor de la geodinámica interna#

BasisBOE-A-2022-5521 · geologia-y-ciencias-ambientales · Bloque B — Geodinámica interna del planeta: influencia sobre el relieve

La geodinámica interna agrupa todos los procesos geológicos cuya energía procede del interior del planeta —el calor interno— y que se manifiestan como vulcanismo, seísmos, orogenia y movimiento de los continentes. Antes de estudiar la tectónica de placas conviene fijar dos modelos complementarios del interior terrestre, porque la teoría se apoya precisamente en uno de ellos. El modelo geoquímico, basado en la composición, distingue corteza (oceánica, basáltica y delgada, de unos 7 km; y continental, granítica y gruesa, de unos 30-40 km), manto y núcleo. El modelo dinámico, basado en el comportamiento mecánico de los materiales, es el que usa la tectónica de placas: distingue la litosfera (rígida) de la astenosfera (plástica).

La litosfera es la capa externa rígida y fragmentada en placas; comprende la corteza más la parte superior del manto, y alcanza un espesor de unos 100 km bajo los océanos y hasta 150-250 km bajo los continentes. Por debajo, la astenosfera es una zona del manto superior parcialmente fundida y de comportamiento plástico (dúctil), sobre la que las placas litosféricas «flotan» y se desplazan. Esta dualidad rígido/plástico es la clave física que hace posible el movimiento: sin una astenosfera capaz de deformarse lentamente, las placas no podrían deslizarse. La separación entre ambas es mecánica, no composicional —parte del manto está en la litosfera y parte en la astenosfera (Fig. 1)—.

Capas dinámicas de la Tierra: litosfera rígida sobre astenosfera plástica

El motor de toda la dinámica es el calor interno de la Tierra, de dos orígenes: el calor residual de la formación del planeta y, sobre todo, el calor generado por la desintegración de isótopos radiactivos (uranio, torio, potasio-40) en el manto. Este calor establece un gradiente geotérmico: la temperatura aumenta con la profundidad (en la corteza, del orden de 25-30 ^\circ C por kilómetro; Fig. 2). El desequilibrio térmico entre el interior caliente y la superficie fría se compensa mediante corrientes de convección en el manto: el material caliente y menos denso asciende, se enfría en superficie, se hace más denso y desciende, cerrando una célula de convección. Estas corrientes, junto con fuerzas de borde como el empuje de la dorsal (ridge push) y la tracción de la placa que subduce (slab pull), arrastran las placas litosféricas.

La consecuencia esencial para este tema es que la geodinámica interna construye relieve: levanta cordilleras, abre océanos, edifica volcanes y desencadena terremotos. Se opone a la geodinámica externa (meteorización, erosión, transporte y sedimentación), que tiende a arrasar el relieve y cuya energía procede del Sol y de la gravedad. El relieve actual de la Tierra es, en cada punto, el resultado del equilibrio dinámico entre ambos conjuntos de procesos; pero las grandes estructuras —dorsales oceánicas, fosas, cordilleras de plegamiento, arcos de islas— son la firma directa de la tectónica de placas.

g = \dfrac{\Delta T}{\Delta z}

Gradiente geotérmico

Variación de temperatura T por unidad de profundidad z. En la corteza vale aproximadamente 25-30 ^\circ C/km; es mayor en zonas activas (dorsales, áreas volcánicas) y menor en cratones estables.

Ejemplo resuelto

Cálculo del gradiente geotérmico

En una mina, la temperatura medida a 50 m de profundidad es de 18 ^\circ C y a 950 m es de 45 ^\circ C. Calcula el gradiente geotérmico de la zona (en ^\circ C/km) y compáralo con el valor medio cortical.

Identificar los datos
Profundidad inicial z1 = 50 m, T1 = 18 ^\circ C; profundidad final z2 = 950 m, T2 = 45 ^\circ C.
Calcular los incrementos
Aumento de temperatura y de profundidad entre los dos puntos.
Aplicar la definición de gradiente
Dividir el incremento de temperatura entre el de profundidad expresado en km.
Comparar con el valor medio
El gradiente medio cortical es de 25-30 ^\circ C/km; este valor está en el extremo alto del rango normal, propio de una corteza con flujo térmico algo elevado pero aún dentro de lo habitual, no necesariamente volcánica.

Resultado: El gradiente geotérmico de la zona es de 30 ^\circ C/km, en el límite superior del valor medio cortical (25-30 ^\circ C/km).

Errores frecuentes

Confundir corteza con litosfera: la litosfera incluye la corteza y la parte rígida del manto superior, no es solo la corteza.
Creer que la astenosfera está totalmente líquida (como el núcleo externo): es plástica/parcialmente fundida, capaz de fluir muy lentamente, no un océano de magma.
Atribuir el calor interno solo al calor residual de la formación, olvidando que la fuente principal hoy es la desintegración radiactiva.

Repaso activo

En un sondeo, la temperatura a 30 m de profundidad es de 16 ^\circ C y a 1530 m es de 61 ^\circ C. Calcula el gradiente geotérmico de esa zona (en ^\circ C/km) e indica si es mayor o menor que el gradiente medio de la corteza continental. Razona qué contexto geodinámico (dorsal, cratón estable...) podría explicar tu resultado.

Recuerdo activo

Recuerda los puntos clave — luego revela.

Fuentes: Real Decreto 243/2022 — enseñanzas mínimas del Bachillerato (saberes básicos, Anexo II) (Gobierno de España — Boletín Oficial del Estado (BOE))

La teoría de la tectónica de placas: tipos de borde y pruebas que la sustentan#

StandardBOE-A-2022-5521 · geologia-y-ciencias-ambientales · Bloque B — La teoría de la tectónica de placas

Anomalías magnéticas simétricas a ambos lados de una dorsal

La teoría de la tectónica de placas (formulada en los años 60 como síntesis de varias líneas de trabajo) sostiene que la litosfera está dividida en una decena de grandes placas rígidas —y varias menores— que se desplazan unas respecto a otras sobre la astenosfera. Una placa puede ser oceánica, continental o, lo más frecuente, mixta. Toda la actividad geológica intensa (terremotos, volcanes, formación de cordilleras) se concentra en los bordes de placa, mientras que el interior de las placas es relativamente estable (Fig. 1). Reconocer esta concentración de fenómenos en franjas estrechas fue, históricamente, una de las grandes pistas de la teoría.

Existen tres tipos de borde según el movimiento relativo de las placas. En los bordes divergentes o constructivos las placas se separan y entre ellas asciende material del manto que crea nueva litosfera oceánica: son las dorsales oceánicas (con vulcanismo basáltico, sismos superficiales y un rift central) y, en su estadio inicial sobre un continente, los rifts continentales (p. ej. el Rift del África Oriental). En los bordes convergentes o destructivos las placas chocan: si una es oceánica se hunde bajo la otra en una zona de subducción (se destruye litosfera; aparecen una fosa, vulcanismo andesítico, terremotos hasta gran profundidad y un orógeno o un arco de islas); si chocan dos continentes se produce una colisión continental que levanta una gran cordillera sin subducción neta (Himalaya, Alpes). En los bordes transformantes o pasivos las placas se deslizan lateralmente sin crear ni destruir litosfera (falla de San Andrés): no hay vulcanismo, pero sí terremotos superficiales muy destructivos (Fig. 2).

Mapa esquemático de las principales placas litosféricas y sus bordes

La teoría descansa sobre un cuerpo de pruebas acumulado a lo largo del siglo XX. La primera fue la deriva continental de Alfred Wegener (1912): el encaje geométrico de las costas a ambos lados del Atlántico, la continuidad de estructuras geológicas y cadenas montañosas entre continentes hoy separados, la coincidencia de fósiles de especies terrestres idénticas (Mesosaurus, el helecho Glossopteris) en continentes distintos, y las pruebas paleoclimáticas (tillitas glaciares en latitudes hoy tropicales). Wegener propuso un supercontinente, Pangea, que se fragmentó; su idea fue rechazada porque no supo explicar el mecanismo —la fuerza capaz de mover los continentes—.

El mecanismo llegó a mediados de siglo. Harry Hess propuso la expansión del fondo oceánico (seafloor spreading): en las dorsales se crea continuamente fondo oceánico que se aleja a ambos lados, de modo que el océano se ensancha sin que los continentes «aren» la corteza. La prueba decisiva fue paleomagnética: Vine y Matthews interpretaron las anomalías magnéticas del fondo oceánico —bandas paralelas y simétricas de polaridad magnética normal e invertida a ambos lados de la dorsal— como un registro de las inversiones del campo magnético terrestre grabado en el basalto al solidificar (Fig. 3). Las bandas son más antiguas cuanto más se alejan de la dorsal, lo que confirma la expansión y permite datar y medir su velocidad. A estas pruebas se sumaron la distribución de terremotos (planos de Wadati-Benioff inclinados bajo las zonas de subducción), el flujo térmico elevado en las dorsales y las dataciones, que muestran que el fondo oceánico es geológicamente joven (menos de 200 millones de años).

Los tres tipos de borde de placa en sección

Ejemplo resuelto

Identificar el tipo de borde a partir de los fenómenos observados

En una región oceánica se observa: una fosa submarina profunda, terremotos cuyo foco se hace progresivamente más profundo tierra adentro (hasta 600 km) y una cadena de volcanes andesíticos explosivos en el continente vecino. ¿Qué tipo de borde de placa es? Justifica cada observación.

Analizar la fosa
Una fosa submarina profunda marca el lugar donde una placa oceánica se flexiona y comienza a hundirse: es el rasgo característico de una zona de subducción.
Analizar la sismicidad
Los focos sísmicos que se profundizan hacia el continente dibujan un plano inclinado (plano de Wadati-Benioff): trazan la placa que desciende hacia el manto, lo que solo ocurre en convergencia con subducción.
Analizar el vulcanismo
El vulcanismo andesítico explosivo se genera al fundirse parcialmente la cuña del manto sobre la placa subducida (con agua liberada); su carácter ácido-intermedio y explosivo es propio de los bordes de subducción, no de las dorsales (basálticas).
Concluir el tipo de borde
Fosa + plano de Benioff + arco volcánico andesítico = borde convergente destructivo con subducción de litosfera oceánica bajo litosfera continental.

Resultado: Se trata de un borde convergente (destructivo) con subducción de placa oceánica bajo continental; modelo del tipo borde andino.

Errores frecuentes

Confundir borde divergente (se crea litosfera, dorsal) con convergente (se destruye, subducción): es el error más frecuente; conviene asociar siempre divergente = constructivo y convergente = destructivo.
Atribuir vulcanismo a los bordes transformantes: en ellos no se crea ni destruye litosfera, solo hay deslizamiento lateral y terremotos superficiales, sin volcanes.
Decir que Wegener «descubrió la tectónica de placas»: Wegener propuso la deriva continental sin mecanismo válido; la teoría de placas, con el motor (expansión del fondo, convección), es posterior (años 60).
Confundir polaridad magnética «invertida» con ausencia de magnetismo: la inversión es un cambio de sentido del campo, no su desaparición.

Repaso activo

Observa un mapa de la distribución mundial de terremotos y volcanes. Justifica por qué la mayor parte se alinean formando franjas estrechas, identifica al menos un ejemplo de cada tipo de borde de placa y explica qué fenómenos esperarías encontrar en cada uno.

Recuerdo activo

Recuerda los puntos clave — luego revela.

Fuentes: Real Decreto 243/2022 — enseñanzas mínimas del Bachillerato (saberes básicos, Anexo II) (Gobierno de España — Boletín Oficial del Estado (BOE)) · Currículo de Bachillerato (LOMLOE) — materias y saberes básicos (Ministerio de Educación, Formación Profesional y Deportes — educagob)

Manifestaciones de la geodinámica interna: vulcanismo, sismicidad y orogenia#

StandardBOE-A-2022-5521 · geologia-y-ciencias-ambientales · Bloque B — Manifestaciones actuales de la geodinámica interna

Reparto de las manifestaciones internas según el tipo de borde

Las manifestaciones actuales de la geodinámica interna son la expresión observable, en tiempo humano, de la tectónica de placas: el vulcanismo, la sismicidad y la orogenia. Las tres no se distribuyen al azar sino que se concentran en los bordes de placa, salvo el vulcanismo intraplaca de los puntos calientes. Entender este reparto es el objetivo central del apartado, porque permite «leer» un mapa de actividad geológica y deducir la dinámica que hay debajo (Fig. 1).

El vulcanismo es la salida a la superficie de magma y gases. Su tipo depende del contexto tectónico y de la composición del magma. En los bordes divergentes (dorsales) y en los puntos calientes oceánicos el magma es basáltico (básico): pobre en sílice, poco viscoso, da lugar a vulcanismo efusivo, con coladas fluidas y volcanes en escudo (Hawái, Islandia). En los bordes de subducción el magma es andesítico-riolítico (intermedio-ácido): rico en sílice y viscoso, atrapa los gases y produce vulcanismo explosivo, con volcanes estratovolcanes y nubes ardientes (Andes, Cinturón de Fuego del Pacífico). Los puntos calientes son penachos térmicos fijos del manto que perforan la placa en movimiento y generan alineaciones de volcanes cada vez más antiguos al alejarse del foco (cadena Hawái-Emperador).

La sismicidad es la liberación brusca de la energía elástica acumulada en las rocas al deformarse. Los terremotos también se concentran en los bordes: superficiales en las dorsales y en las fallas transformantes, y a todas las profundidades —incluso muy profundos— en las zonas de subducción, donde dibujan el plano de Wadati-Benioff. La energía liberada se mide con la magnitud (escala de Richter, hoy magnitud momento Mw, logarítmica) y los efectos en superficie con la intensidad (escalas macrosísmicas como la EMS-98, basada en daños observados). El foco o hipocentro es el punto de origen en profundidad; el epicentro, su proyección en superficie.

La orogenia es el conjunto de procesos que forman las cordilleras (orógenos) en los bordes convergentes. Se distinguen dos grandes mecanismos. La orogénesis de tipo andino se produce por subducción de litosfera oceánica bajo un margen continental: deforma y eleva el borde del continente y va acompañada de un arco volcánico (Andes). La orogénesis de tipo himalayo (o de colisión) se produce cuando, tras consumirse un océano por subducción, chocan dos masas continentales: como ninguna subduce de forma estable, la corteza se engrosa, se pliega y se eleva enormemente (Himalaya, Alpes, y en la Península los Pirineos por la convergencia Iberia-Europa). El relieve montañoso es, así, la huella en superficie de la convergencia de placas.

Ejemplo resuelto

Comparar la energía liberada por dos terremotos (escala logarítmica)

Un terremoto A tiene magnitud momento Mw = 5 y otro B tiene Mw = 7. Sabiendo que cada unidad de magnitud supone, aproximadamente, multiplicar por 32 la energía liberada, calcula cuántas veces más energía liberó B que A.

Calcular la diferencia de magnitud
Restar las dos magnitudes.
Plantear la relación de energías
Cada unidad multiplica la energía por 32, así que dos unidades multiplican por 32 al cuadrado.
Operar
Calcular la potencia.

Resultado: El terremoto B liberó aproximadamente 1024 veces más energía que el A, pese a diferenciarse «solo» en 2 grados de magnitud.

Errores frecuentes

Confundir magnitud con intensidad: la magnitud (Mw) mide la energía liberada en el foco y es única para un seísmo; la intensidad mide los daños en un lugar y varía con la distancia y el terreno.
Pensar que un punto caliente es un borde de placa: es vulcanismo intraplaca, alimentado por un penacho del manto fijo, no por la dinámica del borde.
Asociar siempre el vulcanismo a la colisión continental: en la colisión (tipo himalayo) no hay subducción estable y, por tanto, no hay arco volcánico activo asociado como en el tipo andino.
Olvidar que la escala de magnitud es logarítmica: un grado más de magnitud no es «un poco más», sino unas 32 veces más energía liberada.

Repaso activo

Compara dos volcanes: uno en una dorsal oceánica y otro en una zona de subducción. Para cada uno indica la composición del magma, su viscosidad, el tipo de erupción (efusiva o explosiva), la forma del edificio volcánico y un ejemplo real. Razona a qué se debe la diferencia.

Recuerdo activo

Recuerda los puntos clave — luego revela.

Fuentes: Real Decreto 243/2022 — enseñanzas mínimas del Bachillerato (saberes básicos, Anexo II) (Gobierno de España — Boletín Oficial del Estado (BOE))

El ciclo de Wilson y la evolución de continentes y océanos#

VertiefungBOE-A-2022-5521 · geologia-y-ciencias-ambientales · Bloque B — El ciclo de Wilson: influencia en la disposición de los continentes y en los principales episodios orogénicos

Los estadios del ciclo de Wilson

El ciclo de Wilson, propuesto por J. Tuzo Wilson, describe la vida completa de una cuenca oceánica: cómo nace, se ensancha, madura, se cierra y desaparece, dejando como cicatriz una cadena montañosa. Es la síntesis dinámica de la tectónica de placas a escala de cientos de millones de años y explica por qué los continentes se agrupan periódicamente en supercontinentes (como Pangea) que luego se fragmentan: la disposición actual de continentes y océanos es solo una instantánea de un proceso cíclico (Fig. 1).

El ciclo consta de seis estadios encadenados. (1) Estadio embrionario: un punto caliente o el ascenso del manto bajo un continente lo abomba, fractura y origina un rift continental con vulcanismo y fosas tectónicas (ejemplo actual: el Rift del África Oriental). (2) Estadio juvenil: el rift se profundiza, el continente se rompe del todo y entra el mar, naciendo un océano estrecho con corteza oceánica nueva (ejemplo: el Mar Rojo). (3) Estadio maduro o de expansión: el océano se ensancha a partir de su dorsal y desarrolla amplios márgenes pasivos; alcanza su máxima amplitud (ejemplo: el océano Atlántico).

(4) Estadio de declive: en algún punto del océano comienza una subducción —la litosfera oceánica, vieja, fría y densa, empieza a hundirse en una nueva fosa— y el océano deja de crecer (ejemplo: el océano Pacífico, rodeado de zonas de subducción que lo van consumiendo). (5) Estadio terminal: la subducción consume casi todo el fondo oceánico y los dos continentes que limitaban el océano quedan muy próximos, con un mar residual (ejemplo: el Mediterráneo entre África y Eurasia). (6) Estadio de colisión o sutura: desaparecido el océano, los dos continentes chocan y la colisión levanta una gran cordillera de plegamiento que marca la línea de sutura (ejemplo: el Himalaya, sutura de India con Eurasia; y, en su día, los Apalaches o los Urales).

La gran aportación del ciclo es que cada gran cordillera del planeta es la cicatriz del cierre de un océano antiguo: encontrar rocas de fondo oceánico (ofiolitas) atrapadas en una cordillera continental es la prueba de que allí hubo un océano que se cerró. Así, el ciclo de Wilson encadena los principales episodios orogénicos de la historia de la Tierra y permite reconstruir paleogeografías: la formación y posterior fragmentación de Pangea es un ciclo de Wilson completo, y orógenos como los Pirineos, los Alpes o la Cordillera Bética se explican como estadios avanzados del cierre de cuencas relacionadas con la convergencia entre Iberia, Europa y África.

Ejemplo resuelto

Asignar estadios del ciclo de Wilson

Clasifica los siguientes elementos según el estadio del ciclo de Wilson que representan e indica en cuáles el océano se está abriendo y en cuáles cerrando: a) Rift del África Oriental; b) Mar Rojo; c) Atlántico; d) Mediterráneo; e) Himalaya.

Rift del África Oriental
Continente abombado y fracturado, con vulcanismo y fosas, pero aún sin mar: estadio embrionario. El océano se está abriendo.
Mar Rojo
El continente ya se ha roto y ha entrado el mar formando un océano estrecho con corteza oceánica nueva: estadio juvenil. Se está abriendo.
Atlántico
Océano amplio con dorsal central activa y márgenes pasivos: estadio maduro o de expansión. Se está abriendo.
Mediterráneo
Mar residual entre África y Eurasia, resto del antiguo océano de Tetis, en convergencia: estadio terminal. Se está cerrando.
Himalaya
Cordillera levantada por la colisión de India con Eurasia tras consumirse el océano: estadio de colisión/sutura. El océano ya ha desaparecido (cerrado).

Resultado: Abriéndose: Rift Africano (embrionario), Mar Rojo (juvenil), Atlántico (maduro). Cerrándose: Mediterráneo (terminal) e Himalaya (colisión, océano ya cerrado).

Errores frecuentes

Desordenar los estadios o saltarse el de declive (inicio de la subducción): el océano no pasa de maduro a cerrarse sin que antes comience a subducir su fondo.
Confundir rift continental (estadio embrionario, aún sin mar) con dorsal oceánica madura (océano ya formado y en expansión).
Olvidar el papel de las ofiolitas como prueba del cierre de un océano antiguo dentro de una cordillera de colisión.
Identificar el Mediterráneo o el Mar Rojo con el mismo estadio: el Mar Rojo es un océano juvenil que se abre; el Mediterráneo es un mar residual de un océano (Tetis) que se cierra.

Repaso activo

Se te facilitan cuatro mares u océanos actuales: el Rift del África Oriental, el Mar Rojo, el océano Atlántico y el Mediterráneo. Ordénalos según el estadio del ciclo de Wilson que representan, indica si están abriéndose o cerrándose y justifica brevemente cada asignación.

Recuerdo activo

Recuerda los puntos clave — luego revela.

Fuentes: Real Decreto 243/2022 — enseñanzas mínimas del Bachillerato (saberes básicos, Anexo II) (Gobierno de España — Boletín Oficial del Estado (BOE))

Tectónica de placas, relieve a escala global y medida de la expansión oceánica#

VertiefungBOE-A-2022-5521 · geologia-y-ciencias-ambientales · Bloque B — Geodinámica interna: influencia sobre el relieve; manifestaciones actuales

El relieve global como expresión de los bordes de placa

La tectónica de placas es la clave para interpretar el relieve a escala planetaria: las grandes formas del relieve no son accidentes aislados, sino la expresión directa de los bordes de placa y de su dinámica. Las dorsales oceánicas forman la cadena montañosa submarina más larga del planeta; las fosas marcan las zonas de subducción y son las depresiones más profundas; las cordilleras de plegamiento jalonan los bordes convergentes; y los grandes valles de rift señalan las zonas donde un continente comienza a romperse (Fig. 1). Saber asociar una forma del relieve con su contexto tectónico es, de hecho, lo que la PAU exige al interpretar perfiles, bloques-diagrama y mapas.

El movimiento de las placas es lento pero medible: las velocidades típicas son de unos pocos centímetros por año (del orden de 1 a 10 cm/año, comparables al ritmo de crecimiento de las uñas). En una dorsal se distingue la velocidad de expansión total (la suma de lo que se separan ambas placas) de la semivelocidad o tasa de cada flanco. Estas velocidades se determinan combinando dos métodos: datando las anomalías magnéticas y midiendo su distancia a la dorsal (método geológico), o midiendo directamente el desplazamiento con geodesia espacial (GPS), que hoy confirma las velocidades deducidas del registro magnético.

El cálculo cuantitativo de la expansión es un ejercicio clásico de la modalidad. Si se conoce la edad del fondo (por las anomalías magnéticas o por dataciones) y su distancia a la dorsal, la velocidad se obtiene como distancia dividida entre tiempo. A la inversa, conocida la velocidad, se puede estimar la edad de un punto del fondo o el tiempo que un océano tardará en alcanzar cierta anchura. La unidad práctica es el cm/año, equivalente a km/millón de años (1 cm/año = 1 mm/100 años = 10 km/Ma), una equivalencia muy útil para no equivocarse con los órdenes de magnitud (Fig. 2).

El cierre de este recorrido es comprender que la Tierra es un planeta geológicamente activo y en constante transformación: lo que hoy vemos es un fotograma. El relieve se renueva continuamente porque la geodinámica interna lo construye (placas, volcanes, cordilleras) mientras la externa lo desmantela. Esta visión dinámica, integrada por la tectónica de placas, es la que el currículo persigue: explicar fenómenos, reconstruir la historia geológica de una zona y hacer predicciones sobre su evolución y sus riesgos, que es exactamente lo que se valora en la PAU al razonar sobre un corte o un mapa geológico.

v = \dfrac{d}{t}

Velocidad de expansión (semivelocidad de un flanco)

d es la distancia de un punto del fondo a la dorsal y t su edad. La velocidad total de la dorsal es la suma de ambos flancos. Conviene recordar la equivalencia 1 cm/año = 10 km/Ma.

Ejemplo resuelto

Velocidad de expansión y edad del fondo oceánico

El fondo oceánico situado a 120 km de una dorsal tiene, según las anomalías magnéticas, una edad de 4 millones de años. a) Calcula la semivelocidad de expansión de ese flanco en cm/año. b) Indica la velocidad total de expansión de la dorsal. c) Estima la edad del fondo en un punto situado a 300 km de la dorsal en el mismo flanco.

a) Convertir las unidades
Pasar la distancia a centímetros y el tiempo a años para obtener cm/año.
a) Aplicar v = d/t
Dividir distancia entre tiempo.
b) Velocidad total
La dorsal expande por igual a ambos lados, así que la velocidad total es el doble de la semivelocidad.
c) Edad a 300 km
Con la misma semivelocidad (3 cm/año = 30 km/Ma), despejar el tiempo de d = v·t.

Resultado: a) Semivelocidad = 3 cm/año; b) velocidad total de expansión = 6 cm/año; c) el fondo a 300 km tiene unos 10 millones de años.

Errores frecuentes

Confundir velocidad total de expansión con semivelocidad (la de un solo flanco): la total es la suma de ambos lados de la dorsal.
Errar en las unidades: 1 cm/año equivale a 10 km por millón de años; olvidar pasar km a cm (o años a Ma) duplica o divide el resultado por factores enormes.
Suponer velocidades enormes: las placas se mueven solo unos cm/año; un resultado de metros por año indica un error de unidades.
Interpretar el relieve como estático: las formas mayores se renuevan en escalas de millones de años por la propia dinámica de las placas.

Repaso activo

El fondo oceánico a 90 km de una dorsal tiene, según las anomalías magnéticas, una edad de 3 millones de años. Calcula la semivelocidad de expansión de ese flanco (en cm/año) y la velocidad total de expansión de la dorsal. Después estima la edad que tendría un punto situado a 210 km de la dorsal en ese mismo flanco.

Recuerdo activo

Recuerda los puntos clave — luego revela.

Fuentes: Real Decreto 243/2022 — enseñanzas mínimas del Bachillerato (saberes básicos, Anexo II) (Gobierno de España — Boletín Oficial del Estado (BOE)) · Real Decreto 534/2024 — Prueba de Acceso a la Universidad (PAU) (Gobierno de España — Boletín Oficial del Estado (BOE))

Referencias y fuentes

Fuentes

Gobierno de España — Boletín Oficial del Estado (BOE)

Ministerio de Educación, Formación Profesional y Deportes — educagob

Currículo de Bachillerato (LOMLOE) — materias y saberes básicos

La tectónica de placas y la geodinámica interna

Puntos clave

Cálculo del gradiente geotérmico

Puntos clave

Identificar el tipo de borde a partir de los fenómenos observados

Puntos clave

Comparar la energía liberada por dos terremotos (escala logarítmica)

Puntos clave

Asignar estadios del ciclo de Wilson

Puntos clave

Velocidad de expansión y edad del fondo oceánico

Fuentes

La tectónica de placas y la geodinámica interna

Puntos clave

Cálculo del gradiente geotérmico

Puntos clave

Identificar el tipo de borde a partir de los fenómenos observados

Puntos clave

Comparar la energía liberada por dos terremotos (escala logarítmica)

Puntos clave

Asignar estadios del ciclo de Wilson

Puntos clave

Velocidad de expansión y edad del fondo oceánico

Fuentes