Teoría de la deriva continental y tectónica de placas

2.1. Teorías fixistas
s clasifican como teorías fixistas todas aquelas explicacions sobre a orixe 2 relevos q
supoñian q os continentes sempre estaban en posicions q ocupan actualmente; e decir, non
propuñan movementos orizontais da codia terrestre, senon tan solo movementos verticais d
ascenso e afundimento.

Teoría DA DERIVA CONTINENTAL
En 1915 o meteorólogo Alfred Wegener publicou A orixe 2 continentes e océanos. Neste
libro expoñia a xamativa coincidencia entre os bordes 2 continentes. A explicación mais simple
xa estas coincidencias era q fai uns 300 miyons d anos, todolos continentes formaran 1a
única masa continental, q posteriormente s fragmentou e dispersou. Wegener xamou Panxea
a ese supercontinente.
q os continentes pudieran desplazarse sobre a superficie terrestre era 1a idea
demasiado revolucionaria xa ser aceptada fácilmente. Esta teoría da deriva continental foi a
primeira teoría movilista e tivo 1a forte oposición; resultaba inimaxinable q oubera algún
mecanismo capaz d mover continentes enteiros.

1. Evidencias da deriva continental
   O movemento 2 continentes parecía imposible,
   xo as evidencias do seu movemento parecían
   abrumadoras. Wegener aportou catro tipos d probas:
2.  Probas xeograficas. Os bordes 2 continentes
   encaixan entre si como as pezas dun puzzle. Ainda
   q en 1a primeira aproximación ao encaixe
   parecía moi imperfecto, s s tomaba o borde da
   plataforma continental en vez da actual línea da
   costa, o encaixe era prácticamente perfecto.
3.  Probas xeoloxicas. A idade das roxas graníticas q s encontran en África, Suramerica e a
   Antártida, son coincidentes, e os seus afloramentos s continúan dun continente a outro. O
   mesmo ocorre con algunas cadeas montañosas q s continúan entre os continentes
   australiano e antártico.

1.  Probas paleoclimáticas. Wegener analizou tamén os depósitos glaciares, as tillitas*, e as
   estrías deixadas por o paso dos glaciares en Suramérica, África, a India, a Antártida e Australia.
   Se se dispoñían os continentes xuntos formando unha Panxea, aquela distribución das tillitas se
   correspondía con un casquete glaciar que se
   formou no hemisferio sur durante o
   Carbónífero.
2.  Probas paleontolóxicas.Desde o século
   XIX coñecíanse especies fósiles que se
   atopaban a ambos lados do Atlántico, como
   Glossopteris, Lystrosaurus, Mesosaurus e
   Cynognathus. Ao reunir os continentes,
   formando Panxea, estas extrañas
   distribucións bioxeográficas deixaban de
   ser un enigma.
   Wegener estaba no certo ao afirmar que os
   continentes cambiaron de posición, pero non acertou ao explicar cal era a forzá que os empuxaba e
   sobre qué materiais se desprazaban. Tanto o mecanismo como as forzás matrices propostas eran
   inverosímeis, polo que a teoría foi rexeitada e
   prácticamente decaída no olvido.
3. DA DERIVA CONTINENTAL A TECTÓNICA DE PLACAS
   4.1 Investigación dos fondos oceánicos. As dorsais
   O sonar, desenvolvido durante a Segunda Guerra Mundial para detectar submariños,
   permitiu, unha vez terminado o conflicto, realizar mapas detallados dos fondos oceánicos. Esto
   levou ao descubrimento das dorsais oceánicas, unhas alineacións montañosas que percorren o
   fondo oceánico, con unha altitude, sobre as chairas abisais, de entre 2000 e 3000 m. Trátase dun
   relevo que percorre o océano Atlántico de norte a sur e que continúa polo sur de África cara o
   océano Índico e polo sur de Suramérica cara o océano Pacífico.  As dorsais presentan algunhas carácterísticas que resultaron sorprendentes:
    Son relevos de orixe volcánico. En toda a súa lonxitude presentan fisuras nas que hai unha
   intensa e continua actividade volcánica que emite enormes volúmes de lava basáltica.
   
   

Non están cubertas de sedimentos. Nas dorsais a ausencia de sedimentos era casi total. Sen embargo, ao alonxaarse do eixo da dorsal, o espesor de sedimentos ía en aumento.
 Presentan un bandeado paleomagnético simétrico. A ambos lados do eixo da dorsal, o magnetismo remanente das rochas basálticas conserva un rexistro das inversións do campo magnético terrestre. A sorpresa foi que este rexistro paleomagnético formaba bandas paralelas ao eixo da dorsal, e simétricas a ambos lados.
 A idade dos basaltos oceánicos
aumenta coa distancia á dorsal. As rochas situadas no eixo da dorsal son moi recentes, mentras que as que se atopan máis lonxe teñen unha idade maior. As máis antigás son as situadas na proximidade dos continentes, pero en ningún caso a idade dos basaltos oceánicos supera aos 190 millóns de anos de antigüedade.

Extensión do fondo oceánico En 1962 o xeólogo Harry Hess propuso a teoría da l extensión do fondo oceánico para explicar todas estas observacións.
Según esta teoría as dorsais son fracturas da litosfera polas que escapa o material do manto en forma de coladas de lava
basáltica que, ao solidificarse, produce nova codia oceánica que empuxa cara ambos lados,
obrigando ao océano a facerse cada vez máis ancho, e aos continentes a separarse.
5 TEORÍA DA TECTÓNICA DE PLACAS
A teoría proposta por Harry Hess sobre a extensión dos fondos oceánicos explicaba que os continentes tenderán a separarse, como ocurre entre Norteamérica e Europa, ou entre Suramérica e África, pero si constantemente creábase nova codia oceánica nas dorsais, a Terra estaría aumentando de volume.

Era inevitable pensar que necesariamente debía haber zonas nas que a codia se introducía no manto, á mesma velocidade que era creada, pero como podería afundirse a codia oceánica pouco densa, no manto de maior densidade?
A resposta é que a codia oceánica pode afundirse si está adherida a parte superior do manto. A litosfera, formada por esta codia basáltica xunto cós primeiros kilómetros do manto, si poden ter a densidade suficiente para afundirse espontáneamente no manto superior situado baixo ela cando se separa da dorsal e o manto sublitosférico está máis frío e contraído.

Xurdiu así a teoría da tectónica de placas que di:
1 o) A lifosfera está dividida en placas, que poden ser de dous tipos:
- Océanicas: formadas por litosfera oceánica. ( Ex: A Pacífica)
-Mixtas: formadas por itosfera oceánica e continental. ( A maioría)
2o) As placas litosféricas escorregan sobre o manto sublitosférico. Desprázan tanto
os continentes coma os fondos oceánicos.
4o) Os bordos entre placas son as zonas máis activas do planeta . Presentan gran
sismicidade , vulcanismo e neles fórmanse os relevos debido ás colisións entre placas litosféricas.
Hai distintos tipos de bordos:
- Construtivos: Neles fórmase litosfera oceánica ( dorsais e vales de rift).
- Destrutivos: Neles destrúse litosfera oceánica ( zonas de subdución)
- De colisión : Neles colisionan dúas litosferas continentais ( por peche dunha zona
de subdución)
- Pasivos: Neles a litosfera desprázase lateralmente fallas transformantes)

5o) As forzás que impulsan o movemento dos continentes son as correntes de
convección do manto e a gravidade ( “efecto toalla”) . A expansión do fondo oceánico nas
dorsais empurra os continentes e a subducción nos bordes destrutivos pode xuntar continentes.

5.1 Litosfera oceánica e continental
Segundo a composición da codia, pódense distinguir dous tipos de litosfera:
 Litosfera oceánica. Constitúe os fondos dos océanos e está formada por codia
oceánica, de composición basáltica, unida a un manto litosférico cuxo grosor e densidade
aumentan a medida que se alonxan da dorsal.
 Litosfera continental. Está formada por codia de composición granítica adherida a
un manto litosférico groso, ríxido e frío. Forma os continentes.

A pesar de que o manto da litosfera continental é máis groso que o oceánico, esta litosfera
non pode afundirse no manto, porque o granito que forma a súa codia ten unha densidade
notablemente menor que a do basalto. Por eso sobre os continentes se atopan rochas moi antigás,
mentras que e nos océanos non hai basaltos de máis de 190 millóns de anos de antigüidade.
6. A SUBDUCIÓN
O afundimento dunha placa oceánica no manto sublitosférico recibe o nome de subdución. Inicíase cando o extremo dunha placa oceánica engrósase e arrefriase, facéndose cada vez máis denso, o que ocorre a medida que este extremo se alonxa da dorsal onde se formou.
A subdución é un proceso que unha vez iniciado acelérase a sí mesmo, xa que a litosfera que
subduce vese sometida a unha presión cada vez maior, comprímese e a súa densidade aumenta
máis aínda, o que acelera o afundimento (“ efecto toalla”). É un proceso comparable ao dun barco
que se funde e no que entra a auga inundándoo, esto aumenta cada vez máis a súa densidade e lle
fai perder a súa flotabilidade.

Bordes de placa
Nas zonas de subdución, a litosfera oceánica afúndese no manto superior e desaparece da superficie terrestre, polo que estas zonas reciben o nome de bordes de placa destrutivos.
Nalgúns casos pode chegar a afundirse toda a litosfera oceánica e provocara colisión de dous continentes ( bordes de colisión) Las dorsais oceánicas, polo contrario, son zonas onde a actividade volcánica produce nova
litosfera oceánica. Son, por tanto, áreas de creación de litosfera, e por elo reciben o nome de
bordes de placa construtivos.
As dorsais oceánicas son enormes zonas de fractura, a menudo de centos ou miles de kilómetros de lonxitude, polas que sae o magma basáltico a presión.
Sen embargo, estas zonas de fractura son amiúdo irregulares e discontinuas, por exemplo, unha fractura que discorre na dirección norte-sur pode verse interrumpida e continuar uns kilómetros máis ao leste ou ao oeste.

Como a extensión do fondo oceánico orixínase a partir de cada zona de fractura, cando dous
tramos da dorsal están separados entre sí, prodúcese unha zona de falla na que hai un movemento
de cizalla. Esa zona de fractura é unha falla transformante.
Dado que nestas fallas non se produce creación ni destrución de litosfera, estos bordes de
placa chámanse tamén bordes de placa pasivos, aínda que neles sí se dan procesos xeolóxicos,
como sismicidade, actividade volcánica e hidrotermal, e deformacións dos materiais debidas a
esforzos de compresión e distensión.

8.OS MOVEMENTOS DAS PLACAS LITOSFÉRICAS
O manto superior sublitosférico, aínda que aparentemente presenta gran rixidez, compórtase
de forma plástica, como un fluído moi viscoso, cando os esforzos manténense á escala do tempo
xeolóxico. Esta fluidez permite que as placas litosféricas presenten movementos en vertical e desprazamentos horizontais.
8.1. Movementos verticais. A isostasia
O termo isostasia foi introducido polo xeólogo Clarence E. Dutton, en 1892 para explicar os movementos verticais de afundimento e levantamento da codia terrestre. Dutton postulaba que a codia flotaba sobre o manto subxacente, que estaba nun estado líquido moi viscoso. A codia terrestre podía así afundirse cando se sobrecargaba cun peso, tal como a acumulación de sedimentos ou a grosa capa de xeo dunha glaciación, ou levantarse ao despoxarse de carga, por erosión do relevo ao derretirse o xeo.
Este modelo de equilibrio isostático, que era simplemente a aplicación do principio de
Arquímedes á codia e ao manto terrestres, permitía explicar o notable levantamento dalgunhas
zonas, como a península de Escandinavia, que tras quedar despoxada da capa de xeo que a cubriu
durante o último periodo glaciar, viuse levantada máis de cen metros nos últimos 10000 anos.
O concepto de isostasia segué tendo aplicación, aínda que actualmente sábese que é a
litosfera e non a codia a que se afunde ou se levanta, e que é o manto sublitosférico o que exerce o
empuxe de Arquímedes sobre ela.

Movementos horizontais das placas
Os movementos horizontais das placas determinan que nos seus bordes pódense establecer
tres tipos de desplazamentos relativos:
 Movemento diverxente. É o que presentan dúas placas que tenden a separarse;
prodúcese nos bordes construtivos ( dorsais e vales de rift).
 Movemento converxente. Prodúcese cando dúas placas tenden a aproximarse. Nos bordes
destrutivos ( zonas de subducción) prodúcese este tipo de movemento.
 Movimiento de cizalla. Ocorre nos bordes pasivos, que se atopan nas fallas
transformantes. Causas do movemento horizontal das placas

A ACTIVIDADE NOS BORDES DE PLACA
Os bordes de placa son as zonas da litosfera onde la actividade xeolóxica é máis intensa. Esta
actividade maniféstase en:
☺ Vulcanismo. Tanto nos bordes de placa como nas zonas próximas aos bordes destrutivos e
nas grandes fracturas da litosfera prodúcese unha intensa actividade volcánica.
☺ Sismicidade. Os terremotos se orixínanse polo rozamento entre as placas, especialmente
nos bordes con movementos converxentes ou de cizalla.
☺ Deformacións das rochas. Nas zonas onde se produce converxencia entre placas, os
materiais da placa cabalgante son intensamente deformados, presentando pregues e fracturas.
☺ Metamorfismo. As rochas afectadas pola compresión e polo incremento de temperatura
experimentan cambios na súa estrutura e composición mineralóxica.
☺ Magmatismo. A fusión das rochas formando magmas, xa sexa dentro da codia ou na parte
superficial do manto, está ligada aos bordes de placa.
☺ Formación de relevos. Nas zonas de subdución, a placa cabalgante está sometida a unha
forte compresión, que produce un acortamento da súa extensión e un aumento do seu grosor. Este
engrosamento maniféstase na superficie como cadeas montañosas.

BORDES DE PLACA CONVERXENTES
10.1. Converxencia entre dúas placas oceánicas
Cando a litosfera oceánica se vai enfriando i engrosando a medida que se alonxa da dorsal,
chega un momento no que a subsidencia térmica produce a súa ruptura e a súa subducción
espontánea. Con frecuencia a ruptura prodúcese a certa distancia do continente, polo que se
establece unha subdución de litosfera oceánica baixo litosfera oceánica. Este é o caso da placa
Pacífica, que subduce baixo a placa Filipina. Estas zonas de subdución presentan as seguintes
carácterísticas:
☺ A placa subducente afúndese no manto con unha gran inclinación, xa que é o seu peso o
que a arrastra hacia o interior.
☺ Prodúcese un intenso magmatismo que orixina un rosario de illas volcánicas (arco de illas)
na placa cabalgante. Os arcos de illas, como Xapón e Filipinas, son zonas moi volcánicas e de
elevado risco sísmico.
☺ O roce da placa subducente arranca trozos da cabalgante, que son arrastrados na
subducción. Este proceso recibe o nome de erosión tectónica.
☺ A medida que entra no manto sublitosférico, a codia oceánica da placa subducente
experimenta a fusión dos seus minerais máis fácilmente fusibles. Esta fusión parcial é a que
alimenta as cámaras magmáticas* que, ao ascender, maniféstanse en superficie como
actividade volcánica.
☺ A presión que exerce placa subducente sobre a cabalgante non é moi grande, o que
determina a súa vez dúas carácterísticas:
o Os sedimentos son subducidos con facilidade e non se forma un prisma de acrecíón grande.
o Fórmase unha fosa oceánica moi profunda, como o caso da fosa de Xapón (10554 m), a das
illas Tonga, na Polinesia (a 10800 m) e a das illas Marianas (11032 m), na zona de
subducción entre as placas Índica e Filipina.

Converxencia entre litosfera oceánica e continental
A subdución pode comezar tamén directamente baixo o borde dunha placa continental. Estas
zonas se caracterizan por:
☺ A placa subducente afúndese cun ángulo menor no manto sublitosférico.
☺ O magmatismo orixina vulcanismo e tamén produce a intrusión de rochas graníticas na
codia continental.
☺ Cando a placa subducente arrastra un arco de illas ou otros relevos oceánicos, poden ser
arrincados fragmentos da litosfera oceánica, que quedan cabalgados sobre a litosfera continental.
Este proceso recibe nome de obducción. Os fragmentos de litosfera oceánica que aparecen
cabalgados sobre un continente se chaman ofiolitas.
☺ A placa subducente exerce moita presión sobre a cabalgante, polo que:
o Os sedimentos non son subducidos con facilidade, desenvolvéndose por elo un extenso
prisma de acrecíón sobre a fosa oceánica, que non é moi profunda. Este prisma de acrecíón
ten os seus materiais fortemente comprimidos e plegados nas proximidades da placa
continental.
o A sismicidade é moi elevada. Estas zonas son as de maior risco sísmico do planeta.
o Prodúcese un engrosamento da placa continental, que da lugar a un oróxeno* ou cordillera
no borde do continente, como os Andes.

Converxencia entre dúas placas continentais
Cando a litosfera oceánica que hai entre dous continentes subduce por completo, estos
colisionan entre sí. Esta converxencia presenta as siguintes carácterísticas:
☺ Como a litosfera continental é demasiado lixeira para
afundirse no manto, a subducción interrúmpese trala colisión
continental.
☺ A placa oceánica despréndese e se afunde no manto,
mentras que as dúas litosferas continentais quedan incrustadas
e cabalgadas unha sobre outra.

☺ Na sutura entre ambas placas continentais fórmase un oróxeno formado polo aumento de grosor da litosfera e polo apilamiento dos sedimentos que se acumularan entre ambos continentes antes da colisión.
☺ Entre estos sedimentos poden encontrarse ofiolitas, procedentes da obducción de fragmentos da litosfera oceánica que había entre ambas placas continentais antes de que estas colisionaran.
☺ A colisión produce a rotura da litosfera continental coa formación de grandes fallas que poden producir sismicidade en zonas alonxadas da sutura. Este é a orixe dos terremotos na India e no interior de Asía.
☺ Na zona de sutura, o rozamento e a compresión entre as placas producen unha intensa deformación e metamorfismo das rochas. Pódese producir tamén a fusión de parte da codia continental, con formación de rochas graníticas.

Oróxenos de colisión en España. Os Pirineos e as Béticas
Fai 60 millóns de anos, a comienzos do periodo Terciario, a Península Ibérica era una illa separada de Europa por un brazo de mar estreito e profundo, cuxo fondo estaba percorrido pola falla Norpirenaica. Polo sur da Península pasaba outra falla equivalente: a falla de Gibraltar.
Deslizándose a favor de ambas fallas, a placa Ibérica desplazábase lentamente cara o leste, pero o continente africano a empuxaba tamén cara o norte. Finalmente, a pequena extensión de litosfera oceánica situada entre Iberia e Europa comenzou a subducir baixo Europa, e seguidamente a placa Ibérica incrustouse baixo o continente europeo. A colisión deu orixe aos Pirineos, nos que podemos atopar as rochas sedimentarias pregadas, procedentes dos sedimentos que se acumularon naquel mar situado entre Iberia e Europa.
Cando os Pirineos xa se levantaran, fai uns 25 millóns de anos, a placa Ibérica experimentou outra colisión polo sureste. Un fragmento de litosfera continental, a placa de Alborán, situada no Mediterráneo, derivaba na dirección oeste.
Alborán terminou por colisionar contra Iberia, cabalgando sobre ela. Os sedimentos acumulados nas plataformas continentais de ambas placas, convertidos hoxe en rochas sedimentarias fortemente pregadas pola colisión, forman as cordilleras do Prebético e do Subbético, mentras que os materiais que formaban a placa de Alborán, constitúen Serrá Nevada.

O risco sísmico na Península Ibérica
Actualmente, tanto os Pirineos como as Béticas terminaron o seu movemento converxente, pero están aínda en proceso de reaxuste isostático. En ambas colisións a placa Ibérica fundiu o seu extremo no manto sublitosférico, cuxo empuxe está producindo un ascenso dos relevos, acelerado pola intensa erosión que lle quita peso aos oróxenos. Este levantamento isostático produce esforzos distensivos, como si ambas cadeas de montañas tenderán a desmoronarse ao ser empuxadas desde as súas raíces, e o réxime distensivo xeralizado produce fallas, cuxo movemento orixina ocasionalmente pequenos terremotos. Por eso no mapa de risco sísmico da Península Ibérica as zonas de maior risco se sitúan nos Pirineos e as Béticas, coincidindo coas zonas de sutura das placas.

A DINÁMICA SUBLITOSFÉRICA
As placas oceánicas que subducen representan correntes de material frío que se afunden nas profundidades do manto. No proceso, as altas temperaturas e presións do manto producen sobre a placa subducente dous efectos:

☺ Deshidratación. A placa perdé casi toda a agua que empapa os sedimentos que subducen é a captada por algúns minerais compoñentes do basalto, que se hidratan mentras a placa forma o fondo do océano.
☺ Fusión parcial. Os minerais máis fácilmente fusibles, como o seixo, as micas e algúns feldespatos, pasan a estado líquido e forman un magma de composición parecida ao granito que, debido a súa baixa densidade, tendé a ascender cara a superficie.

A deshidratación e a fusión parcial, así como a compresión que aumenta a densidade dos minerais que quedan no basalto, pode durar uns millóns de anos, tempo durante o cal a placa pode quedar apoiada sobre a discontinuidade de Repetti, pero cando a súa densidade aumenta ata permitirle afundirse no manto inferior, a placa subducente fúndese en dirección ao fondo do manto.

Capa D" e penachos térmicos
Na súa base, o manto inferior está requentado polo núcleo líquido, cuxa temperatura supera os 3 000 °C. É nesta zona onde os restos da placa subducida se acumulan formando a capa D" (D doble prima, ou D segunda). 

Os estudos sísmicos máis recentes parecen indicar que a capa D", debido a que está apoiada sobre o núcleo, é moi activa. Non é únicamente un "depósito de escombros», senón unha capa de espesor variable da que periódicamente se desprenden columnas de material que, por perder densidade, ascenden atravesando o manto inferior formando penachos térmicos. Cando un destos penachos térmicos chega á base da litosfera, a quenta e non tarda en manifestarse na superficie como un punto quente, unha zona na que se produce vulcanismo. 

Mesetas basálticas
O vulcanismo producido nun punto quente arroxa lavas de composición basáltica a alta
temperatura; a cantidade de lava producida depende da envergadura do penacho térmico.
Na historia da Terra houbo momentos no que o manto estibo axitado por penachos térmicos
moi activos, que arroxaron xigantescas cantidades de lava ao exterior, recubrindo áreas moi
extensas. Estas zonas recubertas de lava reciben o nome de provincias basálticas ou mesetas
basálticas.
Actualmente, a Terra ten unha actividad volcánica bastante moderada, pero houbo épocas
nas que o vulcanismo se desatou con unha violencia insólita. Para poder establecer unha
comparación, a erupción que en 1730 sepultou varios pobos en Lanzarote, orixinando o que hoxe
día é o Parque Nacional de Timanfaya, arroxou algo menos dun kilómetro cúbico de lava. Non é fácil
imaxinar unha actividade volcánica como a que orixinou a meseta de Ontong-Java, uns 36 millóns
de veces maior que a de Lanzarote, que emita coladas de lava capaces de colmatar vales enteiros e
recubrir un paisaxe de relevos abruptos convertíndoo nunha chaira estéril de oscuro basalto. Se a
cantidade de lava que se emitiu nese episodio extenderase sobre Europa, este continente quedaría
sepultado baixo unha capa de basalto de tres kilómetros e medio de espesor

OS PROCESOS INTRAPLACA
12.1. Os procesos xeolóxicos
intraplaca na litosfera oceánica
Na actualidade, se recoñecen máis dunha docena de puntos quentes na litosfera oceánica. As illas Hawai, as Reuníón, Cabo Verde..., son archipélagos de orixe volcánico formados sobre un penacho térmico. Cando o punto quente está situado na litosfera oceánica, que é delgada, flexible e fácil de
atravesar polos magmas que ascenden atravesando a codia, iníciase o vulcanismo, que pode orixinar illas volcánicas o que pode dar lugar a unha meseta basáltica si o penacho térmico é de gran magnitude. Se o penacho térmico permanece fixo, mentras a placa oceánica móvese sobre él, na superficie fórmase un rosario de volcáns que se van apagando a medida que se alonxan do punto quente no que se formaron. Este esquema repítese en tódolos archipélagos orixinados por este proceso, nas illas más antigás o vulcanismo está extinguido, mentras que as máis recentes teñen un vulcanismo basáltico activo.

Vulcanismo intraplaca ligado a fallas. As illas Canarias
O archipiélago canario foi considerado tradicionalmente un punto quente máis, como as Azores, pero hai algúns feitos que no encaixan con esta interpretación:
 A actividade volcánica é moi discontinua, o que non sería posible si realmente houbera baixo as illas un penacho térmico aportando calor de forma continua.
 Aínda que a grandes rasgos ten forma lineal, a actividade volcánica está distribuida irregularmente e non se axusta ao modelo de volcáns extinguidos no extremo máis antigo e
volcáns moi activos no máis recenté.
 Os estudos sísmicos non detectan a presencia de materiais quentes e pouco ríxidos baixo as illas, o que si aparece nos puntos quentes. Cal é entón a explicación para a orixe deste archipiélago? A hipótesis máis aceptada é que o vulcanismo canario se produciu a favor dun conxunto de fallas que percorren a litosfera do Atlántico.

Estas fallas teñen a súa orixe na zona de colisión entre a placa Africana e a Magrebí, que deu orixe á cordilleira do Atlas. Esta colisión prodúxose na mesma época que a colisión entre lberia e Albarán que deu orixen ás cordilleiras Béticas, e ven a coincidir co momento en que comenzou o vulcanismo que terminou por formar as illas Canarias.

Os procesos xeolóxicos intraplaca na litosfera continental
Cando un penacho térmico sitúase baixo a litosfera continental, moito máis grosa, fría e ríxida que a oceánica, non pode perforala fácilmente. Tamén se forman magmas, pero o seu ascenso cara a superficie é moi lento, e a calor se acumula baixo o continente. A litosfera continental perdé densidade
ao dilatarse, e ao ser empuxada desde abaixo pola presión do penacho térmico comenzá a abombarse. O levantamento pode ser de centos de metros e produce unha distensión da codia, que empezá a fracturarse. Na zona fracturada o rift, pronto empezan a inxectarse magmas basálticos, que forman codia oceánica. O rift convértese así nun océano incipiente que comenzá o seu proceso de extensión.

O ciclo de Wilson
O xeólogo John Tuzo Wilson propuxo a fináis da década de 1960 que, posto que un océano
tarde o cedo acaba pechándose ao comenzar a subducción polos seus bordes e ao colisionar entre sí
os continentes que o flanquean, o rifting era en realidade a primeira fase dun ciclo que comenzaría
coa rotura dun continente e a formación dun océano entre os seus fragmentos, e que terminaría coa
desaparición do océano e a colisión de novo dos fragmentos do continente.

Rifting na Península Ibérica
A Península Ibérica está actualmente sometida a un levantamento xeralizado que pode
observarse tanto nas costas, nas que é fácil ver playas e plataformas de abrasión marina levantadas, como no interior, onde as terrazas dos ríos e as chairas erosivas levantadas son un claro indicio de que as redes fluviais tenden a encaixarse ao ascender as chairas polas que circulaban.
Pódese apreciar tamén unha tendencia clara á fracturación. Os principais ríos circulan polos
vales formados a favor de fallas, que a miúdo producen escarpes visibles de decenas de metros de
desnivel.