La litosfera dinámica

Capa más externa de la Tierra, la litosfera nunca permanece inmóvil. Los sismos y las erupciones volcánicas se producen con relativa frecuencia. Tales fenómenos, pese a su violencia y espectacularidad, no son sino manifestaciones puntuales y muy breves de los movimientos que experimenta la litosfera. La formación de cordilleras, dorsales y fosas oceánicas y la deriva de los continentes son consecuencia asimismo de dichos movimientos.

La litosfera está fracturada en «balsas», llamadas placas litosféricas o tectónicas, que encajan entre sí de forma más o menos precisa. Estas placas flotan sobre una capa subyacente, llamada astenosfera, la cual se halla parcialmente fundida y en estado plástico. Semejante plasticidad permite a las placas desplazarse sobre la astenosfera.

Si bien existen evidencias que permiten afirmar que las placas litosféricas se mueven, concretar el mecanismo concreto resulta complicado. Hoy día sólo se pueden aventurar modelos teóricos que describen tal mecanismo, como el de corrientes de convección, el de arrastre de placas y el de empuje de placas. De forma independiente, ninguno de ellos basta para explicar el mecanismo de un modo aceptable, lo que hace pensar que la realidad responde, más bien, a una combinación de varios o todos ellos.

De lo que no existen dudas es de la crucial importancia que la dinámica de las placas posee en la formación del paisaje. Sus movimientos, y en especial la interacción entre distintas placas, son origen de formaciones geológicas de tan marcada relevancia como las cordilleras y las fosas oceánicas.

¿Por qué se mueve la litosfera?

De acuerdo con el modelo dinámico de la Tierra, la capa más externa de las que forman el planeta es la litosfera, formada a su vez por la corteza y la parte superior del manto.

La litosfera no es una estructura monolítica, sino que está constituida por una serie de fragmentos que flotan y se desplazan sobre la capa terrestre situada inmediatamente por debajo de ellos: la astenosfera. Tales fragmentos, que reciben el nombre de placas tectónicas, se dividen en continentales, oceánicos y mixtos si abarcan partes de los tipos anteriores.

Las cordilleras son fenómenos orográficos explicables por la dinámica de las placas tectónicas. En la imagen, paraje de alta montaña en la cordillera de los Alpes.

Actualmente se sabe que las placas están sometidas a un proceso continuo de creación y destrucción. Las placas oceánicas, en concreto, tienen su origen en las dorsales oceánicas, a partir de los materiales magmáticos que surgen a través de éstas desde la astenosfera.

El continuo aporte de materiales hace crecer la litosfera oceánica, que se ensancha a ambos lados de las dorsales. Al mismo tiempo tiene lugar su destrucción en las zonas de contacto entre placas, donde una placa más densa se hunde, o subduce, debajo de otra menos densa, hasta que alcanza la astenosfera, donde encuentra su fin al fundirse.

Evidencias del movimiento de placas

La certeza de la existencia de una dinámica de la litosfera no se alcanzó hasta la década de 1960, cuando se comprobó que la edad del fondo de los océanos es mucho menor que la de la superficie de los continentes. En el primer caso se obtuvieron valores en torno a los 180 millones de años, mientras que la litosfera continental alcanza hasta 4.000 millones de años de antigüedad.

Magnetita con imprimaciones fósiles. Los componentes de la magnetita, un mineral rico en hierro, se imantan para adoptar la misma polaridad que el campo magnético terrestre. Esto demuestra que la litosfera, lejos de ser un elemento estático de la Tierra, sufre transformaciones dinámicas.

También se descubrió que la edad de la litosfera oceánica no es la misma en todos sus puntos, sino que aumenta a medida que lo hace la distancia a las dorsales. En otras palabras, las zonas más antiguas están en el borde de los océanos y las más jóvenes en el centro. En los continentes ocurre lo contrario: las zonas más antiguas se ubican en su centro.

En tercer lugar, el espesor de los sedimentos depositados en los fondos oceánicos es bajo en las cercanías de las dorsales y crece con la distancia a éstas. Toda esta información confirma la teoría de que el fondo oceánico se halla sujeto a un continuo crecimiento, que se inicia en las dorsales y concluye en otros puntos, como las fosas.

Otro hecho que prueba la existencia de una dinámica litosférica alude a las variaciones del campo magnético terrestre. La Tierra posee un campo magnético, como cualquier imán, con polos norte y sur. Éstos coinciden, respectivamente y de modo aproximado, con los polos norte y sur geográficos. Cuando se forma una roca que contiene minerales ricos en hierro, como la magnetita, dichos minerales se imantan, adoptando la misma polaridad que el campo magnético terrestre: el polo norte de la roca apunta hacia el Norte magnético de la Tierra.

La ciencia que estudia las variaciones del campo magnético terrestre que se produjeron en el pasado se llama paleomagnetismo. Uno de los descubrimientos más notables de la misma ha sido el hallazgo de rocas con alto contenido en hierro, magnetizadas, cuyo campo magnético no guarda la misma orientación que el terrestre actual, sino la contraria. De esto se deduce que el campo magnético terrestre ha sufrido inversiones en el pasado.

Así, en épocas pretéritas el polo norte magnético no apuntaba hacia el Norte geográfico, sino al Sur. Tales cambios de orientación del campo magnético terrestre indican que la distribución de las regiones continentales y oceánicas, de las que aquél depende, ha ido variando con el paso del tiempo.

El desplazamiento de las placas tectónicas ya había sido descrito a mediados del siglo xx por el alemán Alfred Wegener, quien estaba convencido de que los continentes se encuentran en movimiento permanente. Afirmó que Europa y América se están separando lentamente, al que tiempo que Asia y América se acercan entre sí. Su teoría, a la que llamó deriva continental, fue recibida en su momento con notable escepticismo.

Hoy se sabe que Wegener estaba en lo cierto y que los movimientos de las placas litosféricas, sobre las que se ubican los continentes, hacen que éstos se separen o acerquen mutuamente. Hace unos 255 millones de años, en la Tierra existía un único continente, llamado Pangea, rodeado por un inmenso y también único océano. La dinámica de la litosfera ha hecho que ese continente se fragmentara y que sus distintas partes se alejaran hasta alcanzar la distribución en los continentes actuales (v. figura 3).

Evolución de los continentes según las teorías de Alfred Wegener.

Otras pruebas que apoyan la existencia de la dinámica de la litosfera se sustentan, precisamente, en el fenómeno de la deriva continental. Se han encontrado fósiles de organismos similares en zonas tan distantes entre sí como África y Sudamérica, o la India y la Antártida. De su estudio se concluye que, en vida, tales organismos no eran capaces de recorrer las enormes distancias que median entre tales lugares. Se deduce así que en la época en que vivieron estos organismos, lo que ahora son África y Sudamérica, o la India y la Antártida, formaban un territorio unido.

Otra evidencia, en este caso sencilla de constatar cuando se observa un mapamundi, es la coincidencia aproximada que existe entre la forma de los continentes, que casi parecen encajar entre sí como un rompecabezas: África en Sudamérica y Europa en Norteamérica. Tal particularidad hizo pensar a Wegener que en alguna época del pasado los continentes estuvieron unidos.

De un modo similar, en distintos continentes existen formaciones geológicas, como algunas cordilleras, y acumulaciones de determinados tipos de rocas, que guardan no sólo similitudes sino también una clara continuidad. Wegener tampoco pasó por alto las pruebas paleoclimáticas, referidas al clima existente en la Tierra en épocas pretéritas. Comprendió que en zonas del planeta actualmente tropicales existen evidencias geológicas de que en el pasado se encontraron cubiertas de hielo. Al contrario, antiguas zonas tropicales están situadas hoy en latitudes altas, donde el clima es muy frío.

Evidencias que corroboran las tesis de Wegener sobre el movimiento de las placas litosféricas. Fósil de amonites: la dispersión de los mismos fósiles en lugares geográficos muy distantes demuestra que estos lugares estuvieron más próximos en periodos geológicos del pasado. Mapa de África y de Sudamérica: la semejanza de los perfiles, que parecen encajar como piezas de un rompecabezas, hizo pensar a Alfred Wegener que en el pasado ambos continentes podrían haber estado unidos.

Evidencias que corroboran las tesis de Wegener sobre el movimiento de las placas litosféricas. Fósil de amonites: la dispersión de los mismos fósiles en lugares geográficos muy distantes demuestra que estos lugares estuvieron más próximos en periodos geológicos del pasado. Mapa de África y de Sudamérica: la semejanza de los perfiles, que parecen encajar como piezas de un rompecabezas, hizo pensar a Alfred Wegener que en el pasado ambos continentes podrían haber estado unidos.

Aunque el respaldo de todas estas pruebas convierte en muy sólida la hipótesis del movimiento de las placas de la litosfera, el mecanismo por el cual se desplazan no ha logrado dilucidarse. Al respecto sólo se pueden formular modelos teóricos explicativos, sin que exista la certeza de cuál es el correcto.

Causas del movimiento de placas

La Tierra contiene ingentes cantidades de energía interna, de ellas son pruebas las erupciones volcánicas y los movimientos telúricos. Esta misma energía induce el desplazamiento de las placas en que se divide la litosfera. Para explicar esta dinámica se han propuesto varias teorías alternativas. Las tres principales, de las corrientes de convección, del arrastre de las placas y del empuje de las placas, se ilustran gráficamente en la figura 6.

Gráficos que muestran el funcionamiento de los tres modelos existentes que tratan de explicar el movimiento de las placas de la litosfera: las corrientes de convección (arriba), el arrastre de las placas (centro) y el empuje de las placas (abajo).

En realidad, ninguna de estas teorías ofrece una explicación verdaderamente satisfactoria del desplazamiento de placas litosféricas. Todas dejan preguntas sin responder, lo que lleva a pensar que el modelo más plausible consistiría tal vez en una combinación de las mismas.

Teoría de las corrientes de convección. De acuerdo con la teoría de las corrientes de convección, los materiales que forman la astenosfera terrestre, la capa situada por debajo de la litosfera, se hallan sometidos a una circulación. Tales materiales se encuentran parcialmente fundidos. Los que están más calientes ascienden, ya que su densidad es más baja que la del resto.

Las corrientes de convección encuentran salida al exterior a través de zonas débiles de la corteza terrestre en forma de erupciones volcánicas.

A continuación, en las zonas más externas y por tanto más frías de la astenosfera, su temperatura comienza a bajar, y con ella la densidad, lo que los hace descender. Trazan así un recorrido cerrado en el seno de la astenosfera. Estos movimientos se denominan corrientes de convección. Es posible que el tramo horizontal del movimiento, paralelo al límite inferior de la litosfera, a medida que los materiales se enfrían y comienzan su movimiento descendente, arrastre las placas de la litosfera e induzca su desplazamiento.

Por otro lado, cuando las corrientes ascienden, son, según esta teoría, causantes de la salida de materiales fundidos por las dorsales oceánicas y de la fragmentación de los continentes, además de erupciones volcánicas. Cuando las corrientes descienden, enfriándose, contribuyen a la formación de fosas oceánicas y a que se produzca el fenómeno de la subducción.

Teoría del arrastre de las placas. La hipótesis del arrastre de las placas parte de la idea de que la litosfera oceánica se forma en las dorsales. El magma de la astenosfera emerge por las fracturas de las dorsales y contribuye al crecimiento de las placas litosféricas. En un primer momento este magma está caliente, y las rocas que se forman a partir de él se enfrían gradualmente con el tiempo.

Cuanto más frías están las rocas que forman la litosfera oceánica, mayor es su densidad. Este aumento de la densidad hace que llegue un momento en que su valor es superior al de la densidad de la astenosfera, la capa sobre la que flotan las placas litosféricas. En este momento, la zona más fría y densa de las placas deja de flotar y se hunde en la astenosfera, arrastrando en su descenso al resto de la placa.

Teoría del empuje de las placas. Las dorsales, donde se forma la litosfera oceánica, se encuentran en una posición elevada con respecto al fondo del océano, de modo que los materiales aportados desde la astenosfera descienden y se depositan a los costados de las mismas por acción de la fuerza de gravedad. Simultáneamente, el nuevo aporte de materiales empuja a los ya solidificados y consolidados, siempre a favor de la gravedad, de manera que los obliga a hundirse y alcanzar la astenosfera.

Los límites de las placas

Los bordes de las placas tectónicas son los lugares de la litosfera donde existe una mayor actividad. En ellos se asientan grandes formaciones geológicas, como cordilleras y fosas oceánicas. Cuentan además con una importante actividad sísmica y volcánica. Los contactos o límites entre las placas son de tres tipos: divergentes, convergentes y transformantes. En los apartados siguientes se explica e ilustran sus características más destacadas.

Límites divergentes

En las placas tectónicas, los límites divergentes o constructivos coinciden con las dorsales oceánicas. Reciben esta denominación porque en ellos se genera, de forma continua, la litosfera oceánica. Las dorsales son relieves que recorren el fondo oceánico, bien sea por el centro de los océanos o de forma paralela a los continentes. Se encuentran muy fracturadas y a su través surgen a la superficie de la litosfera materiales magmáticos fundidos de la astenosfera.

Estos materiales proceden a enfriarse y acumularse a los costados de la dorsal, sumándose a la litosfera y trayendo como consecuencia el crecimiento continuado de ésta, además de empujar de forma divergente las dos placas tectónicas que delimita la dorsal. Los esfuerzos de separación de la litosfera causados por los nuevos materiales hacen que las dorsales presenten una notable actividad sísmica y volcánica.

Gráfico que ilustra los elementos de un límite divergente y una de las formaciones típicas que origina: el Gran Rift del oriente africano.

Gráfico que ilustra los elementos de un límite divergente y una de las formaciones típicas que origina: el Gran Rift del oriente africano.

La formación de una dorsal oceánica se origina en una acumulación de magma en la zona más externa del manto, con el consiguiente aumento de la temperatura en este punto. La alta temperatura provoca que los materiales de la corteza terrestre de las proximidades del magma comiencen a fundirse y, por un proceso conocido como asimilación magmática, modifiquen sus características para asemejarse a los materiales del manto.

En otras palabras, materiales que antes pertenecían a la corteza tras la asimilación magmática pertenecen al manto, con lo que el límite entre estas dos capas asciende, aproximándose a la superficie terrestre. La fusión de materiales en la corteza conlleva un aumento de volumen, por dilatación térmica, que los hace expandirse conforme se calientan. Esta dilatación, unida a ascensos posteriores de nuevo magma, provoca que se forme en la superficie una elevación conocida como domo térmico. Tal formación es la primera manifestación de lo que más tarde se convertirá en las dorsales oceánicas.

A medida que el domo continúa creciendo, adelgaza la capa de litosfera situada sobre el mismo, hasta llegar a fracturarla. Tales fracturas se convierten en una vía para que nuevos magmas del manto emerjan y, al enfriarse, hagan crecer el domo. La aparición y unión de varios de estos domos térmicos da lugar a una dorsal oceánica. Este proceso de formación difiere del de las cordilleras montañosas de los continentes, que surgen por plegamientos del terreno.

Los límites de tipo divergente no se dan únicamente en regiones oceánicas, sino que aparecen también en los continentes. En tales casos se origina una fractura, llamada rift, en la litosfera continental. La presión del magma del manto se concentra bajo esta fractura y provoca un abombamiento de la zona, además de fenómenos sísmicos y volcánicos. Finalmente, la litosfera continental termina por dividirse en dos fragmentos. Así sucede en la zona de África oriental llamada valle del Rift, donde un límite divergente está desgajando del resto una parte del continente.

Límites convergentes

Estos límites, también conocidos como destructivos, son los lugares donde se produce la subducción de las placas, con su consiguiente destrucción. Cuando existe una diferencia de densidad entre las placas que colisionan entre sí, como ocurre con las placas continentales y las oceánicas, la de mayor densidad se hunde bajo la otra. El borde la placa subducida alcanza así la astenosfera, donde se funde y es destruido.

Las zonas donde se produce este hundimiento se denominan zonas de Bénioff, y el plano inclinado que delimita la litosfera que subduce y la astenosfera se conoce como plano de Bénioff, en honor al sismólogo que lo definió a mediados del siglo xx. Al crecer la velocidad de subducción aumenta la inclinación del plano de Bénioff, dado que la placa que subduce se ve arrastrada hacia abajo por la fuerza de la gravedad. Sin embargo, si la velocidad de subducción es baja, la fuerza de empuje de las placas se hace predominante y el plano de Bénioff tiende a ser horizontal.

Archipiélago de Hawaii, parte de un arco insular que engloba también al archipiélago de las Midway, y gráfico que ilustra los elementos de un límite convergente.

Archipiélago de Hawaii, parte de un arco insular que engloba también al archipiélago de las Midway, y gráfico que ilustra los elementos de un límite convergente.

Una de las características de los límites convergentes es la elevada actividad sísmica que tiene lugar en sus inmediaciones. Es un efecto de las tensiones producidas al deslizarse una placa tectónica debajo de otra, con su origen en la zona de contacto entre ambas. Dependiendo de los tipos de placas que entren en contacto se pueden definir tres tipos de límites convergentes: entre placa oceánica y continental, entre placas oceánicas y entre placas continentales.

Límite convergente entre placa oceánica y continental. Esta clase de límites corresponde al tipo más general, descrito anteriormente. En ellos una placa oceánica, más densa, subduce bajo una placa tectónica continental hasta destruirse en la astenosfera. Al mismo tiempo, la litosfera continental bajo la que subduce la oceánica se eleva, formándose una cordillera, u erógeno, de un tipo conocido como ortotectónico.

En la zona de subducción, al borde de la litosfera continental, se produce una acumulación creciente de sedimentos transportados en la superficie de la litosfera oceánica durante su crecimiento y desplazamiento. Tales materiales, plegados a su vez por efecto de la tensión entre las placas, conforman una estructura conocida como prisma de acreción.

Límite convergente entre placas oceánicas. Esta situación tiene lugar cuando chocan dos placas oceánicas o las partes oceánicas de dos placas mixtas, con parte oceánica y parte continental. Al igual que en el caso anterior, una de las placas subduce bajo la otra.

Una formación característica de este tipo de límites son los arcos insulares. Se trata de archipiélagos de naturaleza volcánica que aparecen en las proximidades de la zona de subducción. Las islas adoptan una forma de arco, y en su mayoría se localizan en el océano Pacífico. Cuando el límite entre placas oceánicas se halla cerca de un continente, el espacio entre éste y el arco singular forma una cuenca donde se acumulan sedimentos, de origen oceánico y continental, llamada cuenca marginal.

Límite convergente entre placas continentales. Esta clase de límite aparece cuando colisionan dos placas continentales o las partes continentales de dos placas mixtas. A diferencia de los casos anteriores, ello produce una obducción. La zona de contacto entre las dos placas se pliega, con lo que las rocas que las forman se deforman y amontonan, formándose así una cordillera, u orógeno paratectónico. La cordillera del Himalaya nació de este modo.

En el límite convergente entre placas continentales también se produce subducción, pero en menor medida que en los casos anteriores y sólo cuando se completan los ajustes necesarios entre las dos placas, en forma de encabalgamientos.

Gráfico que ilustra los elementos de un límite transformante y topografía de los Alpes neozelandeses en los que se puede apreciar la línea de falla.

Gráfico que ilustra los elementos de un límite transformante y topografía de los Alpes neozelandeses en los que se puede apreciar la línea de falla.

Límites transformantes

En los límites transformantes, o pasivos, no existe creación de nueva litosfera, como en los divergentes, ni tampoco su destrucción, como en los convergentes. En estos lugares se ubican fallas transformantes, a lo largo de las cuales se desplazan lateralmente dos placas tectónicas, cada una en un sentido diferente.

Tales desplazamientos provocan una fuerte fricción, que motiva a su vez la importante actividad sísmica que tiene lugar en las proximidades de este tipo de límites, como ocurre por ejemplo en la falla de San Andrés, en California. Otra característica de este tipo de límites es la aparición de una hendidura o valle central, parecido a los rift de las dorsales oceánicas o de los límites divergentes continentales. También pueden darse fallas transformantes en el fondo de los océanos, habitualmente en las cercanías de las dorsales oceánicas.

Consecuencias del movimiento de las placas

En apartados anteriores se han mencionado varias de las formaciones geológicas relacionadas con las placas litosféricas y su dinámica, como las dorsales y fosas oceánicas, los prismas de acreción y las cordilleras. En la década de 1960, el geólogo canadiense Tuzzo Wilson propuso un modelo que explicaba el modo en que se abren y se cierran las cuencas oceánicas de forma cíclica debido a los desplazamientos de las placas tectónicas. La aparición de las formaciones arriba citadas también se incluye en el que se ha dado en llamar ciclo de Wilson.

El punto de partida del ciclo es una placa continental. Esta placa se fractura en dos por el empuje que los materiales de la astenosfera ejercen bajo ella. Las dos mitades se separan y, entre ambas, aparece una incipiente placa de litosfera oceánica. A medida que ésta crece, las dos mitades continentales se distancian aún más. Llega un momento en que en el centro de la placa oceánica se forma una dorsal.

Los materiales que surgen a través de la misma empujan los extremos de la placa oceánica hacia los lados y los hacen subducir bajo las placas continentales. La subducción hace que en los continentes se formen cordilleras de tipo ortotectónico. Además, el desplazamiento de las dos partes de la placa oceánica arrastra sedimentos que se acumulan en el borde de la zona de subducción, creándose un prisma de acreción.

En el momento en que la placa oceánica subduce bajo la continental, aquélla deja de crecer. Cuenta ya con un lugar de creación (la dorsal) y uno de destrucción (la zona de subducción). En estos últimos puntos es posible que aparezcan fosas oceánicas, algunas de enormes proporciones, como la de las Marianas, con casi once kilómetros de profundidad y más de 2.500 km de longitud.

Principales fosas oceánicas. Las fosas oceánicas surgen en las zonas de subducción de las placas oceánicas.

Hay que tener en cuenta que las dos mitades en que se dividió la placa continental experimentan un empuje en sentido contrario al que sufrieron cuando se separaron. Este empuje hace que tiendan a acercarse. El acercamiento alcanza un punto en que la litosfera oceánica desparece bajo la continental, y ambas mitades vuelven a unirse. Su unión da lugar a una nueva cordillera, en este caso de tipo paratectónico. Una vez que las dos mitades forman un único continente, recomienza el ciclo.

Orógenos

Entre las formaciones geológicas que son consecuencia directa de los movimientos e interacción entre placas tectónicas, unas de las de mayor relevancia son las cordilleras. El proceso de formación de las cordilleras se conoce como orogenia. Los movimientos de la litosfera que dan lugar a la creación de cordilleras se denominan movimientos orogénicos. Dependiendo de los tipos de placas que interaccionan, las cordilleras, u orógenos, resultantes son de dos tipos: ortotectónicos y paratectónicos.

Orógenos ortotectónicos. Estas formaciones surgen del encuentro de una placa litosférica continental con una oceánica. En tal situación, la placa oceánica, más densa, subduce bajo la continental, al tiempo que induce una elevación de ésta que da lugar a una cordillera.

Los sedimentos que antes descansaban en la cuenca oceánica, se pliegan en la zona de subducción y se elevan, sumándose a la cadena montañosa. Por este motivo, en los orógenos ortotectónicos es posible encontrar a grandes alturas fósiles de antiguos organismos marinos. Otra de sus características es la notable simetría de estas cordilleras, con los pliegues del terreno situados de forma similar en ambas vertientes.

Estos orógenos poseen una elevada energía térmica, generada por la fricción que se produce al deslizarse la placa oceánica bajo la continental y por los procesos de metamorfismo que experimentan las rocas en la zona de subducción. El metamorfismo es de deshidratación y densificación, procesos que son exotérmicos. Por tal razón, los orógenos ortotectónicos se conocen también por térmicos.

Orógenos paratectónicos. En este caso, las cordilleras se forman por colisión de dos placas litosféricas continentales. En la zona de choque una placa se monta sobre la otra, produciéndose lo que se conoce como un cabalgamiento. El terreno se pliega, fractura y eleva. Las estructuras resultantes, a diferencia de las ortotectónicas, poseen una acusada asimetría. La zona límite entre ambas placas continentales es la sutura continental.

La cordillera del Himalaya, surgida en el límite convergente entre dos placas continentales. Las cordilleras son consecuencia directa de la interacción entre placas tectónicas continentales.

Los orógenos paratectónicos poseen mucha menos energía térmica que los orotectónicos. Por tal motivo, no se dan procesos de metamorfismo de rocas que requieren altas temperaturas y el magmatismo es muy escaso o incluso inexistente.

En la práctica existen casos en los que resulta complicado determinar si un orógeno es de tipo ortotectónico o paratectónico, dado que poseen características intermedias entre unos y otros. Esto se debe a que en el pasado pueden haber existido cambios en el modo en que las placas litosféricas en cuestión interaccionaban entre sí. Por otro lado, el prolongado proceso de erosión por parte de los agentes atmosféricos puede haber suavizado el relieve hasta un punto en el que las características del orógeno han quedado borradas.

Movimientos epirogénicos

No todos los movimientos que tienen lugar en la litosfera se deben a los desplazamientos de las placas ni a la colisión entre ellas. Existen otros de menores dimensiones y sentido predominantemente vertical. Consisten en pequeños ajustes en la litosfera, en forma de desplazamientos verticales y que pueden afectar a zonas montañosas o, en general, a regiones continentales de diversa extensión.

La fragmentación de grandes bloques de hielo debido al progresivo calentamiento de la atmósfera hace que la masa de los continentes polares sea cada vez menor y que, como consecuencia, se eleven poco a poco.

Un ejemplo de tales movimientos es el desplazamiento vertical de una montaña que haya sufrido un importante proceso de erosión. Las grandes masas rocosas, como las montañas, flotan sobre el material plástico, parcialmente fundido, que forma la astenosfera, o capa inferior a la litosfera. Si una montaña pierde peso debido a la erosión, el empuje que ejerce sobre la astenosfera es menor y eso la hace ascender hasta que se recupera el equilibrio.