Geología

Tectónica de placas

Los cinturones de rocas verdes son zonas maficas variablemente metamorfizadas en secuencias ultramáficas volcánicas, asociaciadas a rocas sedimentarias, entre cuerpos de granito y gneiss; ello ocurrido en los cratones Arcaico y Proterozoico,

El nombre viene del matiz verde impartido por el color de los minerales metamórficos contenidos dentro de las piedras máficas. Clorita, Actinolita y otros anfibolesverdes son los típicos minerales verdes.

Un cinturón de rocas verdes es una franja que va típicamente desde docenas hasta miles de kilometros de longitud y aunque está compuesto por una gran variedad de unidades rocosas individuales, es considerado un agrupamiento estratográfico por derecho propio por lo menos a escala continental.

Típicamente un cinturón de rocas verdes yace entre grandes volúmenes homogéneos de granito y gneiss contenidos en un cratón, teniendo un significativo, mayor grado de heterogeneidad y complicadas formas, lo convierten en un marcador tectónico mucho más claro que los granitos, más voluminosos y homogéneos. Adicionalmente un cinturón de rocas verdes contiene mucho más información en acontecimientos tectónicos y metamorficos, deformaciones y condiciones paleogeológicas que aquellos de granito y gneiss, porque la inmensa mayoría de rocas verdes es interpretada como basaltos alterados y otras piedras volcánicas o sedimentarias.

Por tanto el conocimiento de la naturaleza y el origen de los cinturones de rocas verdes es la más fructífera manera de estudiar la historia geológica arcaica. Básicamente los cinturones de rocas verdes son cinturones volcánicos metamorfoseados.

Naturaleza y formación

Distribución

Lecho de lava erosionado datado en el Precambrico, localizado en elCinturón de rocas verdes Temagamidel escudo Canadiense

Los "cinturones de rocas verdes" están distribuidos a través de la historia geológica del fanerozoico

Lista de cinturones de roca verde

Africa

• Cinturón de rocas verdes Barberton (Sudáfrica)
• Cinturón de rocas verdes Pietersberg (Sudáfrica)

Asia

Cinturón de rocas verdes Taishan (Sudeste de Asia)

Europa

• Cinturón de rocas verdes Kostomuksha (Rusia)
• Cinturón de rocas verdes Central Lapland (Lapland Finlandia)
• Cinturón de rocas verdes Mauken (Noruega)

Norteamérica

• Cinturón de rocas verdes Abitibi (Quebec/Ontario, Canada)
• Cinturón de rocas verdes Bird River (Manitoba Canada)
• Cinturón de rocas verdes Elmer Rock (Wyoming Estados Unidos)

Oceanía

• Cinturón de rocas verdes Harris (Australia)
• Cinturón de rocas verdes Jack Hills (Australia)
• Cinturón de rocas verdes Norseman-Wiluna (Australia)¹
• Cinturón de rocas verdes Southern Cross (Australia)
• Cinturón de rocas verdes Yandal (Australia)
• Cinturón de rocas verdes Yalgoo-Singleton (Australia)

 colisión continental es un proceso de la tectónica de placas por el cual dos placas tectónicas continentales entran en contacto debido a las fuerzas tectónicas que las empujan. Generalmente, las placas tectónicas constan de regiones oceánicas y continentales, y la colisión continental ocurre cuando la parte oceánica de una placa ha subducido totalmente bajo la otra. La colisión continental puede entonces dar lugar a subducción de un continente bajo otro, aunque la magnitud de este tipo de subducción (los kilómetros de placa subducida) no es comparable a la que ocurre en placas oceánicas. La colisión continental da lugar a orógenosmediante el apilamiento de material de la corteza terrestre. La mayor parte de laOrogenia Alpina, que formó los Pirineos, Alpes, Cárpatos, Zagros y el Himalayaentre otros, se debe a la colisión entre África y Europa y entre India y Asia durante los últimos 60 millones de años.

La colisión continental es un fenómeno que tiene lugar sólo en periodos de tiempo del orden de decenas o centenares de millones de años.

Este fenómeno sólo ha sido observado en nuestro planeta.

 la litosfera terrestre se está creando continuamente (expansión del fondo oceánico) y para que haya un equilibrio se tiene que estar destruyendo por otra parte. Esto ocurre en los límites convergentes entre placas donde éstas se aproximan y colisionan dando lugar a la subducción. De ahí que, a estos limites se les conozca también por límites destructivos o zonas de subducción.

El proceso de subducción da lugar a una intensa actividad sísmica y volcánica, además de participar en la creación de fosas oceánicas, arco-islas y en el proceso de laorogénesis (formación de cordilleras).

Según la naturaleza de la litosfera; oceánica o continental, se pueden dar los casos expuestos a continuación. 




La subducción es el proceso que se da en los limites convergentes
por el cual una placa se subduce ("se sumerge") llegando hasta el manto y
fundiéndose sus materiales por debajo de otra mucho más densa.

CASOS:

CHOQUE L.O-L.O
Dicho caso se produce por la subducción de litosfera oceánica bajo litosfera oceánica dando lugar a las fosas oceánicas (marcas en superficie del límite entre placas) que son las depresiones más profundas de la Tierra, superando en algunos casos los 10 Km de profundidad. Ahí, los materiales de la placa que subduce se funden y ascienden a la superficie a través de fisuras originando en la otra placa islas en forma de arco (arco-islas) en los que exite una gran actividad sísmica y volcánica.

http://www.granadanatural.com/imagenes/blog_articulos/arco_isla_1.jpg

Ejemplos de Arcos- Isla, son el archipiélago japonés, las Islas aleutianas, las Antillas del Mar Caribe, etc.

CHOQUE L.O-L.C
Se caracteriza porque la litosfera oceánica se introduce bajo la litosfera continental (subducción), puesto que esta última es más gruesa y menos densa. Un ejemplo de ello se da en la costa pacífica de Sudamérica.


Corteza continental - Corteza 

Los Andes

oceánica

Se origina todo una cordillera paralela al límite
(orógeno de subducción) donde las máximas
alturas coinciden por lo general con edificios
volcánicos.







Un ejemplo claro de este choque es la cordillera de Los Andes.

Los Andes constituyen una de las cordilleras más largas de la Tierra. Se extiende desde las costas del Caribe hasta el Estrecho de Magallanes. El aspecto más atractivo de esta cordillera es su estrechez en la mayor parte de su longitud. .

CHOQUE L.C-L.C

En este caso la subducción se denomina obducción al tratarse de un choque de litosfera continental con otra litosfera continental, es decir, dos continentes colisionan hasta quedar uno debajo del otro provocando su creciendo en altitud formado una cordillera denominada orógeno intercontinental (el nombre se debe a que se ha formado como consecuencia de la colisión entre dos litosferas continentales).



Un ejemplo claro es la formación del HIMALAYA




El Himalaya es la cordillera con las montañas más altas de la Tierra que se originó cuando la placa que transportaba la India subió desde el polo sur hasta chocar con el continente asiático.

Este choque también originó la Meseta del Tibet, constituyendo la masa continental más elevada de la Tierra.

Esta colisión continental es debida a la igualdad de densidades de los continentes, es decir, ninguno de los dos continentes colisionados podrá subducir por debajo del otro. 


ESQUEMA GENERAL:

LIMITE	MOVIMIENTO	PROCESO	ESTRUCTURA	FENÓMENOS
convergente	choque L.O-L.O	subducción	Fosa oceánica Arco-islas	Erupciones volcánicas Terremotos
"	choque L.O-L.C	"	Fosa oceánica Orógeno pericontinental	Erupciones volcánicas Terremotos
"	choque L.C-L.C	obducción	Orógeno intercontinental	Terremotos

CICLO DE WILSON:

El Ciclo de Wilson explica la subida del magma desde el manto terrestre que asciende y fragmenta el continente formando una dorsal, como por ejemplo el valle Rift, la aparición de un océano, y por último, la unión de los continentes fragmentados para volver a repetir el mismo proceso. 



Este ciclo se podría definir como un "resumen" de todo el proceso que se lleva a cabo por el movimiento de las placas tectónicas:

-Desde que se parte un continente y aparece una Dorsal.
-Hasta que vuelvan a chocar los dos continentes fragmentados o partidos y así volver a la primera situación.

diastrofismo es el conjunto de procesos y fenómenos geológicos de deformación, alteración y dislocación de la corteza terrestre por efecto de las fuerzas tectónicas internas.

Teoría geomorfológica que atribuye el origen de algunos fenómenos de erosión así como de las formas que de ellos se deriven a una serie de deformaciones lentas o torcimientos de la corteza terrestre.¹

Por oposición al catastrofismo, el diastrofismo explica las deformaciones terrestres por fenómenos de curvatura y de plegamientoextremadamente lentos. En ciertos casos se trata de epirogénesis: el levantamiento o el hundimiento de la corteza abarca extensiones muy grandes; el radio de curvatura de las deformaciones se hace entonces muy grandes y los declives tienen escasa pendiente. En otros casos, las deformaciones son mucho más importantes, aunque netamente localizadas. Se trata entonces de orogénesis, proceso que ha dado lugar a la formación de grandes cordilleras. En la epirogénesis el fenómeno fundamental es el ascenso o descenso de grandes superficies; en la orogénesis, el plegamiento o fractura.

La causa principal por la que se produce el diastrofismo es la existencia de corrientes convectivas de magma en la astenosfera, las que determinan el desplazamiento de las placas tectónicas.

DIASTROFISMO

Es el movimiento que actúa sobre la corteza terrestre produciendo plegamientos, torsiones y fracturas, así como elevaciones, depresiones y desplazamientos de una parte del relieve con respecto a otra. Una de las obras mas impresionantes de este fenomeno son las elevaciones de montañas que le dan la vuelta a todo el mundo, entre ellas tenemos los Alpes en Europa, el Himalaya en la India y la Cordillera andina que abarca paises de America como Venezuela, Colombia, Perù, Ecuador y Bolivia. Tambien estos movimientos crean pliegues y currimientos que muchas veces se desplazan sin que nos demos cuenta y otras con mayor fuerza moldean todo el paisaje del planeta.

Estos esfuerzos capaces de hacer efecto aun en las rocas compactas de la corteza terrestre, se supone que pueden proceder de varios orígenes posibles: por movimientos lentos de materiales plásticos de un sitio a otro por debajo de la corteza terrestre, por redistribución de las cargas en la superficie, producida  por el acarreo de materiales de una a otra parte de la superficie y sedimentación de los mismos, o por dilatación o contracción de la tierra. los movimientos diastroficos siempre estan dandole forma al planeta y como consecuencia siempre hay movientos que se presentan en forma de sismos o a traves de volcanes que hacen erupcion y modifican el relieve terrestre.

Estos movimientos son imperceptibles por la lentitud. Cuando se producen de manera rápida ocurren terremotos y es la única forma de detectarlos aunque hoy día la tecnología a avanzado mucho y pueden encontrarse instrumentos con mucha precisión que pueden detectar dichos movimientos. entre esos instrumentos tenemos los sismografos que marcan la intencidad de los movimientos que se dan en un determinado lugar. la distribucion geografica de los sismos y de los volcanes, obedece a la interaccion de las placas volcanicas, cuestion que ha sico comprobada por la estrecha relacion que hay entre la sismisidad y el vulcanismo y las zonas de contacto de las placas tectonicas.

Las fuerzas diastroficas se clasifican en: movimientos epirogénicos (originan continentes y llanuras) movimientos orogénicos (originan montañas). La sismicidad se refiere a la sucesion de sismos, que son movimientos que se originan en la corteza terrestre. Miemtras que el vulcanismo es el termino que encierra la idea relativa a la actividad volcanica. Las cadenas montañosas, los volcanes y los sismos estan intimamente relacionados con el diastrofismo. Entonces podemos decir que el diastrofismo es uno de los fenomenos a nivel de la corteza terrestre mas importantes para la formacion geologica que ha sufrido y seguira sufriendo la tierra durante millones y millones de años.

Geología

Tectónica de placas

cabalgamiento o falla de cabalgamiento es un tipo de falla inversa, o sea una rotura en la corteza de la Tierra a través de la cual se ha producido un desplazamiento relativo, en el que las rocas de posición estratigráfica inferior son empujadas hacia arriba, por encima de los estratos más recientes. Las fallas de cabalgamiento son el resultado de fuerzas de compresión.

Geometría y nomenclatura de los cabalgamientos

Fallas inversas

Diagrama de falla inversa (inclinación del plano falla grande)

Los cabalgamientos suelen tener bajos ángulos de inclinación del plano de falla. Una falla de desplazamiento de ángulo grande (superior a 30º) es llamada falla inversa.¹ La diferencia entre un cabalgamiento y una falla inversa está en su influencia. Una falla inversa se produce principalmente a través de unidades litológicas, mientras que un cabalgamiento por lo general ocurre dentro o con un ángulo bajo respecto de las unidades litológicas. A menudo son difíciles de reconocer los cabalgamientos porque sus ejes de deformación y dislocación puede ser difícil de detectar cuando se producen dentro de las mismas rocas, sin desplazamiento apreciable de los contactos litológicos.

Si el ángulo del plano de falla es bajo (generalmente menor de 20 grados respecto de la horizontal) y el desplazamiento del bloque cabalgante (superior) es grande (a menudo en el rango de kilómetros) la falla se llama cabalgamiento. La erosión puede eliminar parte del bloque cabalgante, creando un fenster (o ventana) cuando el bloque de base sólo se expone en un área relativamente pequeña. Cuando la erosión elimina la mayor parte del bloque cabalgante, dejando sólo restos de materiales de forma similar a una isla descansando en el bloque inferior, los restos forman una isla tectónica o 'klippe (plural klippen).

Fallas de cabalgamiento ciegas

Si el plano de la falla termina antes de llegar a la superficie de la Tierra, se le conoce como falla de cabalgamiento ciego o falla inversa ciega. Debido a la falta de pruebas en la superficie, las fallas ciegas son difíciles de detectar hasta que rompen. El destructivo terremoto de 1994 en Northridge, California, fue causado por un cabalgamiento ciego no descubierto previamente.

Debido a su baja inclinación, los cabalgamientos son también difíciles de apreciar mediante la cartografía, donde generalmente las compensaciones litológicas son sutiles, y la repetición estratigráfica es difícil de detectar sobre todo en unidades con litologías monótonas o cíclicas o sin fósiles característicos.

Pliegues de flexión de falla

Esquema de la evolución de unpliegue de flexión de falla o "rampa anticlinal" por encima de una rampa de cabalgamiento; la rampa presenta zonas de separación en la parte superior de las capas verde y amarilla.

Los cabalgamientos, en particular los que participan de un estilo de deformación en piel fina (thin-skinned), poseen una geometría denominada de rampa-rellano.² Los cabalgamientos se propagan en su mayoría a lo largo de zonas de debilidad horizontales dentro de una secuencia sedimentaria, tales como lutitas o capas salinas, denominadas rellanos. Si la eficacia de la separación se reduce, el corrimiento tenderá a cortar la sección a un nivel estratigráfico más alto (rampa), hasta que alcance otra separación o despegue efectivo con el que pueda continuar como en el caso de los lechos planos paralelos (nuevo rellano). La parte del cabalgamiento que une los dos planos se conoce como una rampa y se forma típicamente en un ángulo de unos 15° a 30° respecto a la base. El desplazamiento continuado de un cabalgamiento sobre una rampa produce un pliegue de geometría característica conocido como rampa anticlinal o, más generalmente, como pliegue de flexión de falla.

Pliegues de propagación de falla

Esquema de la evolución de un pliegue de propagación de falla

Los pliegues de propagación de falla se forman en la parte superior de una falla de empuje en la que ha cesado la propagación a lo largo de nivel de despegue entre capas, pero el desplazamiento del cabalgamiento continúa en la parte superior de la falla. El desplazamiento continuo se adapta por la formación de un par asimétrico de pliegues anticlinal-sinclinal. Como el desplazamiento continúa, el frente del cabalgamiento comienza a propagarse a lo largo del eje del sinclinal. Estas estructuras son también conocidas como pliegues de línea de contorno. Con el tiempo el frente cabalgante que se propaga puede llegar a otra capa de despegue eficaz y se desarrollará una estructura de pliegue compuesto, con características tanto de pliegue de flexión de falla como de pliegue de propagación de falla.

Cabalgamientos dobles: dúplex

Desarrollo de uncabalgamiento doble (dúplex) por fallados sucesivos en rampa de las capas basales.

Apilamiento antiformalde cabalgamientos imbricados (dúplex), identificado en un sondeo en las colinas de la cordillera de Brooks (Brooks Range), Alaska.

Los dúplex se dan cuando hay dos niveles de despegue próximos entre sí dentro de una secuencia sedimentaria, como la parte superior y la base de una capa relativamente resistente de arenisca limitada entre dos capas de lutitas relativamente plásticas. Cuando un cabalgamiento que se ha propagado a lo largo del despegue inferior, conocido como cabalgamiento basal o muro, corta el despegue de la parte superior, conocido como cabalgamiento techo, forma una rampa dentro de la capa más resistente. Con el desplazamiento continuo del cabalgamiento, las tensiones mayores se desarrollan en el labio hundido de la rampa debido a la curva de la falla. Esto puede causar la propagación renovada a lo largo del cabalgamiento inferior hasta que de nuevo se cortan para unirse al cabalgamiento superior. Aparecerán nuevos desplazamientos adicionales a favor de la nueva rampa así creada. Este proceso puede repetirse varias veces, formando una serie de láminas cabalgantes delimitadas por fallas, denominadas cabalgamientos imbricados o horses, cada uno de los cuales posee la geometría de un pliegue de flexión de falla de pequeño desplazamiento. El resultado final es generalmente un dúplex en forma de rombo.

La mayoría de los cabalgamientos tipo dúplex sólo tienen pequeños desplazamientos en las fallas de delimitación entre las capas imbricadas (horses, en inglés «caballos») y la estructura tiene un buzamiento desde el antepaís. En ocasiones el desplazamiento de loshorses individuales es mayor, de manera que cada uno se apila más o menos verticalmente encima del otro, esto se conoce comoapilamiento antiformal o apilamiento imbricado. Si los desplazamientos individuales son mayores aún, entonces, el conjunto de horsestiene un buzamiento hacia el antepaís.

El mecanismo de cabalgamiento dúplex es muy eficiente para adaptar el acortamiento de la corteza engrosando la sección en lugar de doblarla y deformarla.³

Mantos de corrimiento o mantos de cabalgamiento

Los mantos de corrimiento son pliegues-falla (pliegues tumbados), en los cuales se producen cabalgamientos cuyo desplazamiento alcanza varios kilómetros de longitud. En este tipo de pliegues, los materiales superiores se desplazan de su origen (materiales alóctonos) mientras los materiales inferiores permanecen en su posición inicial (autóctonos).⁴

Cuando los materiales superiores son erosionados afloran las capas inferiores, dando lugar a las denominadas ventanas tectónicas. A veces, los materiales superiores quedan aislados sobre los inferiores por efecto de la erosión de la capa superior (manto cabalgante), formando una isla tectónica, escama o klippe.

Ambiente tectónico

Los grandes cabalgamientos se producen en zonas que han sufrido grandes fuerzas de compresión.

Estas condiciones existen en el cinturón orogénico que deriva o bien de dos colisiones tectónicas [[corteza continental|c Los cabalgamientos se producen en las cuencas de antepaís que se producen en los margenes de los cinturones orogénicos. Aquí, la compresión no da lugar a la formación de montañas apreciables, sino que habitualmente se adaptan poica.e 1º y 5º), y luego llegando hasta la sección superior en rampas más empinadas (entre 5 y 20º), donde se deiento en una mezcla de roca iontinentales]] o de la acreción de la zona de subducción. nia alpina|alpinas]], como el Himalaya y los Alpes, o las cadenas variscas, como los montes Apalaches, son claros ejemplos de orogenias de compresión con numerosos cabalgamientos. svían de los límites de las unidades estratigráficas. La identificación de r plegado y apilado de los cabalgamientos. En lugar de fallas inversas en general, causan un engrosamiento de la sucesión estratigráf Los cabalgamientos en la cuenca de antepaís también suelen tener una geometría de rampa-rellano, con los cabalgamientos desplazándose dentro de las unidades con ángulos «planos», muy bajos (entrlas rampas que se producen dentro de las unidades suele ser problemático.

Los cabalgamientos y los dúplex también se encuentran en las cuñas de acreción del margen de las fosas oceánicas en zonas de subducción, donde los sedimentos oceánicos son enterrados en la placa subducida donde se acumulan. Aquí, la cuña de acreción debe engrosarse hasta en un 200% y esto s Las cordilleras [[Orogee logra apilando cabalgamiento sobre cabalgamnterrumpida, a menudo con un plegamiento caótico. Aquí, las geometrías de rampa-rellano no se observan generalmente porque la fuerza de compresión se encuentra en un ángulo pronunciado respecto de las capas sedimentarias.

Historia

Las fallas de cabalgamiento no fueron reconocidas hasta los trabajos de Arnold Escher, Albert Heim y Marcel Bertrand en los Alpes, estudiando el cabalgamiento delGlarus, y la aportación de Charles Lapworth, Ben Peach y John Horne trabajando en zonas del frente de cabalgamiento del Moine en Escocia. [2] El hecho de que los estratos más antiguos pudieran, a través de las fallas existentes, encontrarse por encima de los estratos más jóvenes, fue la conclusión a la que llegaron estos geólogos de forma más o menos independiente, estudiando estos dos ámbitos hacia 1884. Archibald Geikie acuñó en ese mismo año el término de cabalgamiento para describir este conjunto específico de fallas.

"Mediante un sistema de fallas invertidas, un grupo de estratos termina por cubrir una gran amplitud de terreno y en realidad se superponen a los miembros más altos de la misma serie. Las dislocaciones más extraordinarias, sin embargo, son aquellas a las que para distinguirlas hemos dado el nombre de mantos de cabalgamiento. Son fallas estrictamente invertidas, pero con tan baja inclinación que las rocas de su flanco ascendente han sido, por así decirlo, empujadas horizontalmente hacia adelante". Archibald Geikie, 1884. Nature.

El ciclo supercontinental (o ciclo de Wilson), propuesto por John Tuzo Wilson, postula que cada 400-500 millones de años todas las masas de tierra emergidas se unen, formando un supercontinente.

El desplazamiento de las placas se realiza sobre una superficie esférica, por lo que los continentes terminan por chocar y soldarse, formándose una gran masa continental, un supercontinente (Pangea como lo llamó Wegener). Esto ha ocurrido varias veces a lo largo de la historia de la Tierra. El supercontinente impide la liberación del calor interno, por lo que se fractura y comienza un nuevo ciclo.

Así pues, las masas continentales permanecen y unen y fragmentan en cada ciclo, mientras que las cuencas oceánicas se crean y destruyen.

Supercontinentes del pasado

El último supercontinente ha sido llamado Pangea, y se formó alrededor del período Pérmico (hace 280-240 m.a.) y cuya desintegración continúa en nuestros días. Pangea fue el resultado del choque y fusión de diversas masas continentales existentes en periodos anteriores.

Antes de Pangea, debió de haberse formado un supercontinente llamado Pannotia a finales del eón Proterozoico, durante el períodoEdiacárico (hace unos 600 millones de años). Su desintegración y los consecuentes choques obductivos entre placas se relacionan con la Orogenia Hercínica, de gran importancia en la formación de los relieves más antiguos en la Península Ibérica.

También hay evidencias que hacen pensar que hubo otro supercontinente, Rodinia, hace aproximadamente 1.100 millones de años, que se dividió hace 750 millones. Rodinia comenzó a formarse hace alrededor de 1.300 millones de años a partir de tres o cuatro continentes preexistentes, un acontecimiento conocido como la Orogenia Grenville.

Finalmente, evidencias preliminares sugieren que el supercontinente Columbia existió entre hace 1.800 y 1.500 millones años.

Etapas del ciclo supercontinental

En el ciclo de Wilson se distinguen las siguientes etapas:

1. El continente se fragmenta por acción de puntos calientes que abomban y adelgazan la corteza terrestre hasta romperla, originándose un rift continental (como el Rift africano).
2. En la línea de fragmentación se empieza a formar litosfera oceánica (borde constructivo) que separa los fragmentos continentales. Si continúa la separación el rift es invadido por el mar y se va transformando en una dorsal oceánica. Los continentes quedan separados por una pequeña cuenca oceánica (como el actual mar Rojo).
3. El proceso continúa y los continentes se separan progresivamente. Entre ellos aparece una cuenca oceánica ancha, con una dorsal bien desarrollada (como elOcéano Atlántico actual).
4. Cuando la cuenca oceánica alcanza cierto tamaño y es suficientemente antigua, los bordes de contacto con los fragmentos continentales se vuelven fríos y densos y comienzan a hundirse debajo de los continentes y se genera un borde destructivo. En esta zona se origina una cadena montañosa que va bordeando al continente (orógeno tipo andino, como la cordillera de los Andes). La corteza oceánica se desplaza desde el borde constructivo al de destrucción como una cinta transportadora, por lo que la cuenca oceánica deja de crecer (como el Océano Pacífico).
5. Dada la forma esférica de la Tierra, otros bordes constructivos pueden empujar a los fragmentos continentales en sentido contrario, con lo que la cuenca oceánica se va estrechando (como en el Mar Mediterráneo).
6. Finalmente, al desaparecer la cuenca oceánica las dos masas continentales chocan (obducción) y se origina un continente único (supercontinente), y sobre la sutura que cierra el océano se forma una cordillera (orógeno tipo himalayo, como la cordillera del Himalaya).