- Este artículo describe técnicas; para conocer la historia del movimiento de las placas tectónicas, consulte Historia geológica de la Tierra .
Reconstrucción de la placa es el proceso de reconstrucción de las posiciones de las placas tectónicas respecto a la otra (movimiento relativo) o de otros sistemas de referencia, tales como la tierra 's campo magnético o grupos de puntos de acceso , en el pasado geológico. Esto ayuda a determinar la forma y composición de los supercontinentes antiguos y proporciona una base para las reconstrucciones paleogeográficas .
Definición de límites de placa
Una parte importante de la reconstrucción de configuraciones de placas pasadas es definir los bordes de áreas de la litosfera que han actuado de forma independiente en algún momento en el pasado.
Presente los límites de la placa
La mayoría de los límites de placas actuales son fácilmente identificables a partir del patrón de sismicidad reciente . [1] Esto ahora está respaldado por el uso de datos GPS , para confirmar la presencia de un movimiento relativo significativo entre placas.
Límites de placa pasados
La identificación de los límites de las placas pasadas (pero ahora inactivas) dentro de las placas actuales se basa generalmente en la evidencia de un océano que ahora se ha cerrado. La línea donde solía estar el océano normalmente está marcada por trozos de la corteza de ese océano, incluidos en la zona de colisión, conocidos como ofiolitos . [2] La línea a través de la cual se unieron dos placas para formar una sola placa más grande se conoce como sutura .
En muchos cinturones orogénicos , la colisión no es solo entre dos placas, sino que implica la acumulación secuencial de terrenos más pequeños . Los terrenos son trozos más pequeños de corteza continental que han quedado atrapados en una orogenia, como fragmentos continentales o arcos de islas .
Marcos de referencia
Los movimientos de las placas, tanto los observables ahora como en el pasado, se refieren idealmente a un marco de referencia que permite calcular otros movimientos de las placas. Por ejemplo, una placa central, como la placa africana, puede tener los movimientos de placas adyacentes referidas a ella. Mediante la composición de las reconstrucciones, se pueden reconstruir placas adicionales en la placa central. A su vez, la placa de referencia puede reconstruirse, junto con las otras placas, en otro marco de referencia, como el campo magnético de la tierra, determinado a partir de mediciones paleomagnéticas de rocas de edad conocida. Se ha postulado un marco de referencia global de puntos calientes (ver, por ejemplo, W. Jason Morgan ), pero ahora hay evidencia de que no todos los puntos calientes están necesariamente fijos en sus ubicaciones en relación con otros o con el eje de rotación de la Tierra. [3] Sin embargo, hay grupos de tales puntos críticos que parecen estar fijos dentro de las limitaciones de los datos disponibles, dentro de mesoplacas particulares . [4]
Postes de Euler
El movimiento de un cuerpo rígido, como una placa, sobre la superficie de una esfera se puede describir como rotación alrededor de un eje fijo (en relación con el marco de referencia elegido). Este polo de rotación se conoce como polo de Euler . El movimiento de una placa está completamente especificado en términos de su polo de Euler y la velocidad angular de rotación alrededor del polo. Los polos de Euler definidos para los movimientos de las placas actuales se pueden utilizar para reconstruir placas en el pasado reciente (unos pocos millones de años). [5] En etapas anteriores de la historia de la Tierra, es necesario definir nuevos polos de Euler. [3]
Estimación de movimientos de placa pasados
Para mover las placas hacia atrás en el tiempo, es necesario proporcionar información sobre las posiciones relativas o absolutas de las placas que se están reconstruyendo, de modo que se pueda calcular un polo de Euler. Estos son métodos cuantitativos de reconstrucción. [6]
Coincidencia geométrica de fronteras continentales
Ciertos ajustes entre continentes, particularmente entre América del Sur y África, se conocieron mucho antes del desarrollo de una teoría que pudiera explicarlos adecuadamente. La reconstrucción antes de la ruptura del Atlántico por Bullard basada en un ajuste de mínimos cuadrados en el contorno de 500 brazas todavía proporciona la mejor coincidencia con los datos del polo paleomagnético para los dos lados desde la mitad del Paleozoico hasta el Triásico Tardío . [6]
Movimiento de la placa por bandas magnéticas
Las reconstrucciones de placas en el pasado geológico reciente utilizan principalmente el patrón de bandas magnéticas en la corteza oceánica para eliminar los efectos de la expansión del lecho marino . Las franjas individuales están fechadas a partir de magnetoestratigrafía para que se conozca su tiempo de formación. Cada franja (y su imagen especular) representa un límite de placa en un momento particular del pasado, lo que permite reposicionar las dos placas entre sí. La corteza oceánica más antigua es jurásica , lo que proporciona un límite de edad inferior de aproximadamente 175 Ma para el uso de tales datos. Las reconstrucciones derivadas de esta manera son solo relativas. [6]
Reconstrucciones de placas a partir del paleomagnetismo
Datos paleomagnéticos: muestreo
Los datos paleomagnéticos se obtienen tomando muestras orientadas de rocas y midiendo sus magnetizaciones remanentes en el laboratorio. Se pueden recuperar datos de buena calidad de diferentes tipos de rocas . En las rocas ígneas , los minerales magnéticos cristalizan a partir del derretimiento, y cuando la roca se enfría por debajo de su temperatura de Curie , adquiere una magnetización termorremanente ( TRM ) en la dirección del campo magnético de la Tierra. En las rocas sedimentarias , los granos magnéticos alinearán sus momentos magnéticos con la dirección del campo magnético durante o poco después de la deposición, lo que resultará en una magnetización remanente detrítica o posdetrítica ( DRM ). Una dificultad común con el uso de sedimentos clásticos para definir direcciones del campo magnético en el pasado es que la dirección del DRM puede girar hacia el plano de la cama debido a la compactación del sedimento, lo que resulta en una inclinación que es menos profunda que la inclinación de el campo durante la deposición. No obstante, el error de aplanamiento de la inclinación puede estimarse y corregirse mediante experimentos de redeposición, mediciones de anisotropía magnética y el uso de modelos teóricos para la dispersión de direcciones paleomagnéticas. [7] Las rocas metamórficas no se utilizan normalmente para mediciones paleomagnéticas debido a las complejidades relacionadas con la adquisición de remanencia, incertidumbres en la edad de magnetización y alta anisotropía magnética.
Un estudio paleomagnético típico tomaría muestras de una gran cantidad de unidades de roca independientes de edad similar en ubicaciones cercanas y recolectaría múltiples muestras de cada unidad para estimar los errores de medición y evaluar qué tan bien el conjunto de datos paleomagnéticos obtenido muestra la variación secular geomagnética . Las técnicas de desmagnetización progresiva se utilizan para identificar componentes secundarios de magnetización (por ejemplo, sobreimpresiones magnéticas que podrían haberse impartido en la roca debido a una alteración química o recalentamiento) y para aislar la magnetización primaria, que registra la dirección del campo magnético en el momento en que el se formó la roca. Normalmente se realizan varias pruebas de rocas magnéticas y paleomagnéticas para establecer la naturaleza primaria de la magnetización remanente aislada. Las direcciones paleomagnéticas recuperadas se utilizan para derivar polos paleomagnéticos, que establecen restricciones sobre la posición latitudinal del bloque de la corteza del que se tomaron las muestras de roca y su orientación original con respecto a las líneas de longitud.
Los datos paleomagnéticos de buena calidad están disponibles en la Base de datos paleomagnética global , a la que se puede acceder desde el Centro Mundial de Datos A en los EE. UU. En Boulder, Colorado . [8]
Polos paleomagnéticos
Un polo paleomagnético se define tomando la dirección promedio de la magnetización remanente primaria para las rocas muestreadas (expresada como la declinación e inclinación medias ) y calculando la posición de un polo geomagnético para el campo de un dipolo magnético geocéntrico que produciría la media observada. dirección en la localidad muestreada en sus coordenadas geográficas actuales. [9] Una forma alternativa de definir los polos paleomagnéticos es calcular un polo geomagnético virtual (VGP) para cada unidad de roca individual y luego estimar la ubicación media de todos los VGP. Las estadísticas de Fisher sobre la esfera [10] se utilizan normalmente para obtener la dirección media de magnetización, o la ubicación media de VGP, y para estimar sus incertidumbres. Ambos enfoques se utilizan en estudios paleomagnéticos, pero se ha reconocido que promediar direcciones en lugar de vectores de remanencia completa puede conducir a estimaciones sesgadas de la dirección media del campo paleomagnético, [11] de modo que el cálculo de los polos paleomagnéticos promediando VGP es actualmente la técnica preferida.
Aplicaciones a las reconstrucciones paleogeográficas
Los estudios paleomagnéticos de lavas geológicamente recientes (Plioceno a Cuaternario, 0-5 Ma) indican que cuando el campo geomagnético se promedia en escalas de tiempo de decenas de miles a millones de años, durante un período de tiempo lo suficientemente largo como para muestrear completamente la variación secular geomagnética , el El campo promediado en el tiempo se puede aproximar con precisión mediante el campo de un dipolo axial geocéntrico (GAD), es decir, un dipolo magnético colocado en el centro de la Tierra y alineado con el eje de rotación de la Tierra. [13] [14] Por lo tanto, si un conjunto de datos paleomagnéticos ha muestreado suficiente tiempo para promediar la variación secular, el polo paleomagnético derivado de él puede interpretarse como una estimación de la ubicación del polo geográfico con respecto a la localidad de muestreo fijada en el presente. posición geográfica.
La diferencia entre el polo paleomagnético y el polo geográfico actual refleja la posición paleogeográfica del bloque cortical que contiene el área muestreada en el momento en que se formaron las rocas estudiadas, incluyendo su latitud (paleolatitud) y orientación originales. Suponiendo que la dirección paleomagnética media corresponde a la del campo GAD, la paleolatitud del lugar de muestreo (λ) se puede derivar de la inclinación (I) de la dirección media utilizando una ecuación simple: [15]
La declinación media (D) da el sentido y la cantidad de rotación alrededor de un eje vertical que pasa por el área de muestreo, que debe aplicarse para restaurar su orientación original con respecto a las líneas de longitud. La paleolatitud para cualquier ubicación específica que pertenezca al mismo bloque de la corteza se puede calcular como 90 ° menos la distancia angular entre esta ubicación y el polo paleomagnético, y la rotación del eje vertical local se puede estimar calculando la declinación esperada de la posición del polo. . [16] Por lo tanto, un polo paleomagnético define la posición y orientación paleo-latitudinal de todo el bloque tectónico en un momento específico en el pasado. Sin embargo, debido a que el campo GAD es simétrico azimutalmente con respecto al eje de rotación de la Tierra, el polo no establece ninguna restricción sobre la longitud absoluta. Desde la perspectiva de las direcciones paleomagnéticas, el campo GAD tiene los mismos valores de inclinación y declinación a lo largo de una línea de latitud constante en todas las longitudes, por lo que cualquier longitud concebible sería una opción igualmente viable para la reconstrucción de un elemento tectónico si su posición paleogeográfica está limitado únicamente por datos paleomagnéticos.
Considerando que un polo paleomagnético se aproxima a la posición del polo geográfico con respecto al continente o terreno geológico a partir del cual se determinó, se puede restaurar la paleolatitud y orientación encontrando una rotación ( polo de Euler y ángulo de rotación ) que reconstruya el polo paleomagnético a el polo geográfico, y aplicando esta rotación al continente o terreno. De esta forma, el bloqueo cortical y su polo paleomagnético se reconstruyen utilizando la misma rotación de Euler, para que no se muevan entre sí, el polo paleomagnético se coloca en el polo geográfico y el bloqueo cortical se restaura correctamente en latitud y latitud. orientación (es decir, con respecto al polo geográfico). Teniendo en cuenta que una nueva rotación alrededor del polo geográfico solo cambiará la longitud del bloque, pero su latitud y orientación con respecto a las líneas de longitud no se verán afectadas, la paleolongitud absoluta no se puede determinar en reconstrucciones basadas en paleomagnetismo. Sin embargo, las longitudes relativas de diferentes bloques de la corteza se pueden definir utilizando otros tipos de datos geológicos y geofísicos que restringen los movimientos relativos de las placas tectónicas, incluidas las historias de la expansión del lecho marino registradas en mis anomalías magnéticas marinas, coincidencia de fronteras continentales y terrenos geológicos, y datos paleontológicos. [6]
Caminos de vagabundeo polares aparentes
Se pueden usar polos de diferentes edades en un solo continente, placa litosférica o cualquier otro bloque tectónico para construir una ruta de desplazamiento polar aparente (APWP). Si las trayectorias de los fragmentos de la corteza adyacentes son idénticas, esto se toma para indicar que no ha habido movimiento relativo entre ellos durante el período cubierto por la trayectoria. La divergencia de las rutas APW indica que las áreas en cuestión han actuado de forma independiente en el pasado y el punto de divergencia marca el momento en que se unieron. [16] Los APWP combinados o sintéticos se pueden construir girando polos paleomagnéticos de diferentes placas en el marco de referencia fijado a una sola placa, utilizando estimaciones de los movimientos relativos de las placas. [12] Para los tiempos posteriores al montaje de Pangea (320 Ma), los APWP sintéticos a menudo se construyen en el marco de referencia fijado a la placa africana [12] porque África ha ocupado una posición central en la configuración de Pangea y ha estado rodeada predominantemente por extendiendo crestas después de la ruptura de Pangea, que comenzó a principios del Jurásico (ca. 180 Ma).
Restricciones de longitud
Para una sola placa litosférica, el APWP refleja el movimiento de la placa con respecto al polo geográfico (cambios de latitud) y los cambios de su orientación con respecto a los paleomeridianos. Las longitudes de las reconstrucciones paleogeográficas basadas en APWP son inciertas, pero se ha argumentado que la incertidumbre se puede minimizar seleccionando una placa de referencia que se espera que se mueva menos en longitud de la consideración de la teoría de la tectónica de placas y vinculando las reconstrucciones de las placas restantes a esta placa de referencia utilizando las estimaciones del movimiento relativo de la placa. [17] Por ejemplo, y se demostró que asumir ningún movimiento longitudinal significativo de África desde el momento de la asamblea de Pangea da como resultado un escenario tectónico de placas razonable, en el que no se observan grandes movimientos coherentes de este a oeste de la litosfera continental en reconstrucciones paleogeográficas. [18]
Los APWP se pueden interpretar como registros de una señal combinada de dos fuentes de movimiento de placas: (1) movimiento de placas litosféricas con respecto al manto de la Tierra y (2) movimiento de toda la Tierra sólida (manto y litosfera) con respecto a la Tierra. Eje de rotación. El segundo componente se conoce comúnmente como desplazamiento polar verdadero (TPW) y en escalas de tiempo geológico resulta de la redistribución gradual de heterogeneidades de masa debido a movimientos convectivos en el manto de la Tierra. [19] Comparando reconstrucciones de placas basadas en paleomagnetismo con reconstrucciones en el marco de referencia del manto definido por puntos calientes para los últimos 120 Ma, se pueden estimar los movimientos TPW, lo que permite vincular reconstrucciones paleogeográficas al manto y por lo tanto restringirlas en paleolongitud. [20] [12] Para los primeros tiempos en el Mesozoico y Paleozoico , las estimaciones de TPW se pueden obtener a través del análisis de rotaciones coherentes de la litosfera continental, [18] que permite vincular la paleogeografía reconstruida a las estructuras a gran escala en la parte inferior. manto, comúnmente conocido como provincias grandes de baja velocidad de ondas de corte (LLSVP). Se ha argumentado que los LLSVP se han mantenido estables durante al menos los últimos 300 Ma, y posiblemente más, y que los márgenes de LLSVP han servido como zonas de generación para las plumas del manto responsables de las erupciones de las Grandes Provincias Ígneas (LIP) y kimberlitas . [21] [22] La correlación de las ubicaciones reconstruidas de LIP y kimberlitas con los márgenes de LLSVP utilizando las rotaciones estimadas de TPW permite desarrollar un modelo autoconsistente para los movimientos de las placas en relación con el manto, la desviación polar verdadera y los cambios correspondientes. de paleogeografía limitada en longitud para todo el Fanerozoico , [23] aunque el origen y la estabilidad a largo plazo de los LLSVP son objeto de debate científico en curso. [24] [25]
Parametrizaciones geométricas de trayectorias de fluctuación lenta de fase aparentes
Los polos de Euler paleomagnéticos derivados de la geometrización de las rutas de desplazamiento polar aparente (APWP) permiten potencialmente restringir las paleolongitudes de los datos paleomagnéticos. Este método podría extender profundamente las reconstrucciones del movimiento absoluto de la placa en la historia geológica siempre que existan APWP confiables. [26]
Pistas de hotspot
La presencia de cadenas de islas volcánicas y montes submarinos que se interpreta que se formaron a partir de puntos calientes fijos permite que la placa en la que se asientan se restaure progresivamente de modo que un monte submarino se mueva hacia atrás sobre el punto caliente en su momento de formación. Este método se puede utilizar desde el Cretácico Inferior , la edad de la evidencia más antigua de actividad de puntos calientes. Este método proporciona una reconstrucción absoluta tanto de la latitud como de la longitud, aunque antes de aproximadamente 90 Ma hay evidencia de movimiento relativo entre grupos de puntos calientes. [27]
Restricciones de losa
Una vez que las placas oceánicas se subducen en el manto inferior (placas), se supone que se hunden de manera casi vertical. Con la ayuda de la tomografía de ondas sísmicas, esto se puede utilizar para restringir las reconstrucciones de placas de primer orden al Pérmico. [28]
Otra evidencia de configuraciones de placas pasadas
Algunas reconstrucciones de placas están respaldadas por otra evidencia geológica, como la distribución de los tipos de rocas sedimentarias , la posición de los cinturones orogénicos y las provincias faunísticas mostradas por fósiles particulares. Estos son métodos de reconstrucción semicuantitativos. [6]
Tipos de rocas sedimentarias
Algunos tipos de roca sedimentaria están restringidos a ciertos cinturones latitudinales. Los depósitos glaciares, por ejemplo, generalmente se limitan a latitudes altas, mientras que las evaporitas generalmente se forman en los trópicos. [29]
Provincias de fauna
Los océanos entre continentes proporcionan barreras a la migración de plantas y animales. Las áreas que se han separado tienden a desarrollar su propia fauna y flora. Este es particularmente el caso de las plantas y los animales terrestres, pero también es cierto para las especies marinas de aguas poco profundas, como los trilobites y los braquiópodos , aunque sus larvas planctónicas significan que pudieron migrar a áreas de aguas profundas más pequeñas. A medida que los océanos se estrechan antes de que ocurra una colisión, las faunas comienzan a mezclarse nuevamente, proporcionando evidencia de apoyo para el cierre y su momento. [6]
Cinturones orogénicos
Cuando los supercontinentes se rompen, las estructuras geológicas lineales más antiguas, como los cinturones orogénicos, pueden dividirse entre los fragmentos resultantes. Cuando una reconstrucción une de manera efectiva cinturones orogénicos de la misma edad de formación, esto proporciona un apoyo adicional para la validez de la reconstrucción. [6]
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