Placas tectónicas

Movement of Earth's lithosphere

Mapa simplificado de las principales placas tectónicas de la Tierra, que se cartografiaron en la segunda mitad del siglo XX (las flechas rojas indican la dirección del movimiento en los límites de las placas)

Parte de una serie sobre
Geología
Ciencia de la Tierra sólida
Índice Esquema Categoría Glosario Historia ( cronología )
Componentes clave Minerales Roca ( ígnea Sedimentario Metamórfico ) Sedimento Placas tectónicas Estratos Meteorización Erosión Escala de tiempo geológico
Leyes, principios, teorías Principios estratigráficos Principio de horizontalidad original Ley de superposición Principio de continuidad lateral Principio de relaciones transversales Principio de sucesión faunística Principio de inclusiones y componentes. Ley de Walther
Temas Composición Geoquímica Mineralogía Sedimentología Petrología Estructura de la Tierra Estructuras de relieve Geomorfología Glaciología Geología estructural Vulcanología Historia geológica Historia geológica de la Tierra
Investigar Ramas de la geología Geólogo ( Lista) Métodos Estudio geológico
Aplicaciones Ingenieria Minería Forense Militar
Geología planetaria Listas de características geológicas del Sistema Solar. Geología de los planetas solares terrestres Por planeta y cuerpo Mercurio Venus Luna Marte Vesta Ceres Io Titán Plutón Caronte
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Diagrama de las capas internas de la Tierra que muestran la litosfera por encima de la astenosfera (no a escala)

La tectónica de placas (del latín tardío : tectonicus , del griego antiguo : τεκτονικός , literalmente  'perteneciente a la construcción') ^[1] es una teoría científica que describe el movimiento a gran escala de las placas que componen la litosfera de la Tierra desde los procesos tectónicos comenzó en la Tierra hace entre 3.3 ^[2] y 3.5 mil millones de años. El modelo se basa en el concepto de deriva continental , una idea desarrollada durante las primeras décadas del siglo XX. La comunidad geocientífica aceptó la teoría de la tectónica de placas después de la expansión del lecho marino fue validado a mediados o finales de la década de 1960.

La litosfera, que es la capa exterior rígida de un planeta (la corteza y el manto superior), se divide en placas tectónicas . La litosfera de la Tierra está compuesta por siete u ocho placas principales (dependiendo de cómo se definan) y muchas placas menores. Donde las placas se encuentran, su movimiento relativo determina el tipo de límite: convergente , divergente o transformado . Los terremotos , la actividad volcánica , la formación de montañas y la formación de trincheras oceánicas ocurren a lo largo de estos límites de placas (o fallas ). El movimiento relativo de las placas suele oscilar entre cero y 100 mm anuales. ^[3]

Las placas tectónicas están compuestas por la litosfera oceánica y la litosfera continental más gruesa, cada una coronada por su propio tipo de corteza . A lo largo de los límites convergentes, el proceso de subducción , o una placa que se mueve debajo de otra, lleva el borde de la inferior hacia el manto ; el área de material perdido está aproximadamente equilibrada por la formación de nueva corteza (oceánica) a lo largo de márgenes divergentes por la expansión del lecho marino. De esta forma, la superficie geoide total de la litosfera permanece constante. Esta predicción de la tectónica de placas también se conoce como el principio de la cinta transportadora. Las teorías anteriores, desde que fueron refutadas, propusieron un encogimiento (contracción) gradual o una expansión gradual del globo . ^[4]

Las placas tectónicas pueden moverse porque la litosfera de la Tierra tiene mayor resistencia mecánica que la astenosfera subyacente . Las variaciones de densidad lateral en el manto resultan en convección ; es decir, el lento movimiento del manto sólido de la Tierra. Se cree que el movimiento de la placa es impulsado por una combinación del movimiento del fondo marino alejándose de las crestas en expansión debido a variaciones en la topografía (la cresta es un alto topográfico) y cambios de densidad en la corteza (la densidad aumenta a medida que la corteza recién formada se enfría y se mueve lejos de la cresta). En zonas de subducciónla corteza oceánica relativamente fría y densa se "tira" o se hunde en el manto sobre la rama convectiva hacia abajo de una célula del manto . ^[5] Otra explicación radica en las diferentes fuerzas generadas por las fuerzas de marea del Sol y la Luna . La importancia relativa de cada uno de estos factores y su relación entre sí no está clara y sigue siendo objeto de mucho debate.

Principios fundamentales

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Las capas externas de la Tierra se dividen en litosfera y astenosfera . La división se basa en diferencias en las propiedades mecánicas y en el método de transferencia de calor . La litosfera es más fría y rígida, mientras que la astenosfera es más caliente y fluye con mayor facilidad. En términos de transferencia de calor, la litosfera pierde calor por conducción , mientras que la astenosfera también transfiere calor por convección y tiene un gradiente de temperatura casi adiabático . Esta división no debe confundirse con la químicasubdivisión de estas mismas capas en el manto (que comprende tanto la astenosfera como la parte del manto de la litosfera) y la corteza: un trozo determinado de manto puede ser parte de la litosfera o la astenosfera en diferentes momentos dependiendo de su temperatura y presión.

El principio clave de la tectónica de placas es que la litosfera existe como placas tectónicas separadas y distintas , que viajan sobre la astenosfera, similar a un fluido ( sólido viscoelástico ). Los movimientos de la placa oscilan entre 10 y 40 mm / año típicos ( Cordillera del Atlántico Medio ; aproximadamente tan rápido como crecen las uñas ), hasta aproximadamente 160 mm / año ( Placa de Nazca ; aproximadamente tan rápido como crece el cabello ). ^[6] El mecanismo de accionamiento detrás de este movimiento se describe a continuación.

Las placas de la litosfera tectónica consisten en un manto litosférico cubierto por uno o dos tipos de material de la corteza: corteza oceánica (en textos más antiguos llamada sima de silicio y magnesio ) y corteza continental ( sial de silicio y aluminio ). La litosfera oceánica promedio tiene típicamente 100 km (62 millas) de espesor; ^[7]su espesor es una función de su edad: a medida que pasa el tiempo, se enfría por conducción y se agrega un manto de enfriamiento subyacente a su base. Debido a que se forma en las dorsales oceánicas y se extiende hacia afuera, su grosor es, por lo tanto, una función de su distancia desde la cresta oceánica donde se formó. Para una distancia típica que debe recorrer la litosfera oceánica antes de ser subducida, el grosor varía desde unos 6 km (4 millas) de espesor en las dorsales oceánicas hasta más de 100 km (62 millas) en las zonas de subducción ; para distancias más cortas o más largas, el grosor de la zona de subducción (y por lo tanto también la media) se vuelve más pequeño o más grande, respectivamente. ^{[8] La} litosfera continental tiene típicamente unos 200 km de espesor, aunque esto varía considerablemente entre cuencas, cadenas montañosas y cratónicos estables. interiores de continentes.

La ubicación donde se encuentran dos placas se llama límite de placa . Los límites de las placas se asocian comúnmente con eventos geológicos como terremotos y la creación de características topográficas como montañas , volcanes , dorsales oceánicas y fosas oceánicas . La mayoría de los volcanes activos del mundo se encuentran a lo largo de los límites de las placas, siendo el Anillo de Fuego de la Placa del Pacífico el más activo y conocido en la actualidad. Estos límites se analizan con más detalle a continuación. Algunos volcanes se encuentran en el interior de las placas, y estos se han atribuido de diversas formas a la deformación interna de las placas ^[9] ya las plumas del manto.

Como se explicó anteriormente, las placas tectónicas pueden incluir corteza continental o corteza oceánica, y la mayoría de las placas contienen ambas. Por ejemplo, la placa africana incluye el continente y las partes de la planta del Atlántico y de la India océanos. La distinción entre corteza oceánica y corteza continental se basa en sus modos de formación. La corteza oceánica se forma en los centros de expansión del lecho marino, y la corteza continental se forma a través del vulcanismo de arco y la acumulación de terrenos a través de procesos tectónicos, aunque algunos de estos terrenos pueden contener ofiolita.secuencias, que son trozos de corteza oceánica que se consideran parte del continente cuando salen del ciclo estándar de formación y centros de expansión y subducción debajo de los continentes. La corteza oceánica también es más densa que la continental debido a sus diferentes composiciones. La corteza oceánica es más densa porque tiene menos silicio y elementos más pesados ​​(" máficos ") que la corteza continental (" félsica "). ^[10] Como resultado de esta estratificación de densidad, la corteza oceánica generalmente se encuentra por debajo del nivel del mar (por ejemplo, la mayor parte de la placa del Pacífico ), mientras que la corteza continental se proyecta flotante sobre el nivel del mar (ver la página de isostasia para una explicación de este principio).

Tipos de límites de placa

Artículo principal: Lista de interacciones de placas tectónicas

Existen tres tipos de límites de placas, ^[11] con un cuarto tipo mixto, caracterizado por la forma en que las placas se mueven entre sí. Están asociados con diferentes tipos de fenómenos superficiales. Los diferentes tipos de límites de placa son: ^{[12] [13]}

Límite divergente

Límite convergente

Transformar límite

1. Los límites divergentes (constructivos) ocurren cuando dos placas se separan una de la otra. En las zonas de ruptura de océano a océano, los límites divergentes se forman por la expansión del lecho marino, lo que permite la formación de una nueva cuenca oceánica . A medida que la placa oceánica se divide, la cresta se forma en el centro de expansión, la cuenca oceánica se expande y, finalmente, el área de la placa aumenta causando muchos volcanes pequeños y / o terremotos poco profundos. En las zonas de ruptura de continente a continente, los límites divergentes pueden hacer que se forme una nueva cuenca oceánica a medida que el continente se divide, se extiende, la ruptura central colapsa y el océano llena la cuenca. Las zonas activas de las dorsales oceánicas (p. Ej., La dorsal del Atlántico medio y la elevación del Pacífico oriental ) y la fisura de continente a continente (como la de África).Rift y Valle de África Oriental y el Mar Rojo), son ejemplos de fronteras divergentes.
2. Los límites convergentes (destructivos) (o márgenes activos ) ocurren cuando dos placas se deslizan una hacia la otra para formar unazona de subducción (una placa se mueve debajo de la otra) o una colisión continental . En las zonas de subducción de océano a continente (por ejemplo, la cordillera de los Andes en América del Sur y las montañas Cascade en el oeste de los Estados Unidos), la densa litosfera oceánica se hunde debajo del continente menos denso. Los terremotos trazan el camino de la placa que se mueve hacia abajo a medida que desciende a la astenosfera, se forma una trinchera y, a medida que la placa subducida se calienta, libera volátiles, principalmente agua de minerales hidratados., en el manto circundante. La adición de agua reduce el punto de fusión del material del manto por encima de la losa subductora, lo que hace que se derrita. El magma resultante suele conducir al vulcanismo. ^[14] En zonas de subducción de océano a océano (por ejemplo , islas Aleutianas , Islas Marianas y el arco de islas japonesas ), la corteza más vieja, más fría y más densa se desliza debajo de una corteza menos densa. Este movimiento hace que se formen terremotos y una profunda zanja en forma de arco. El manto superior de la placa subducida luego se calienta y el magma se eleva para formar cadenas curvas de islas volcánicas. Las trincheras marinas profundas se asocian típicamente con zonas de subducción, y las cuencas que se desarrollan a lo largo del límite activo a menudo se denominan "cuencas de antepaís". El cierre de las cuencas oceánicas puede ocurrir en los límites de continente a continente (por ejemplo, Himalaya y Alpes): colisión entre masas de litosfera continental granítica; ninguna masa está subducida; los bordes de la placa están comprimidos, doblados, levantados.
3. Los límites de transformación (conservadores) ocurren cuando dos placas litosféricas se deslizan, o quizás más exactamente, se muelen entre sí a lo largo de fallas de transformación , donde las placas no se crean ni se destruyen. El movimiento relativo de las dos placas es sinistral (lado izquierdo hacia el observador) o dextral (lado derecho hacia el observador). Las fallas de transformación ocurren a través de un centro de expansión. Pueden ocurrir fuertes terremotos a lo largo de una falla. La falla de San Andrés en California es un ejemplo de un límite transformante que exhibe movimiento dextral.
4. Las zonas de límite de placa ocurren donde los efectos de las interacciones no son claros y los límites, que generalmente ocurren a lo largo de un cinturón ancho, no están bien definidos y pueden mostrar varios tipos de movimientos en diferentes episodios.

Fuerzas impulsoras del movimiento de la placa

Movimiento de placa basado en datos satelitales del Sistema de Posicionamiento Global (GPS) de NASA JPL . Cada punto rojo es un punto de medición y los vectores muestran la dirección y la magnitud del movimiento.

En general, se ha aceptado que las placas tectónicas pueden moverse debido a la densidad relativa de la litosfera oceánica y la relativa debilidad de la astenosfera. Se reconoce que la disipación de calor del manto es la fuente original de la energía necesaria para impulsar la tectónica de placas a través de convección o afloramientos y cúpulas a gran escala. La visión actual, aunque todavía es tema de debate, afirma que, como consecuencia, una fuente poderosa que genera el movimiento de las placas es el exceso de densidad de la litosfera oceánica que se hunde en las zonas de subducción. Cuando la nueva corteza se forma en las dorsales oceánicas, esta litosfera oceánica es inicialmente menos densa que la astenosfera subyacente, pero se vuelve más densa con la edad a medida que se enfría y espesa por conducción. La mayor densidadde litosfera antigua en relación con la astenosfera subyacente le permite hundirse en el manto profundo en las zonas de subducción, proporcionando la mayor parte de la fuerza impulsora para el movimiento de las placas. La debilidad de la astenosfera permite que las placas tectónicas se muevan fácilmente hacia una zona de subducción. ^[15] Aunque se cree que la subducción es la fuerza más fuerte que impulsa los movimientos de las placas, no puede ser la única fuerza ya que hay placas como la Placa de América del Norte que se están moviendo, pero no están subducidas en ninguna parte. Lo mismo ocurre con la enorme placa euroasiática . Las fuentes del movimiento de las placas son un tema de intensa investigación y discusión entre los científicos. Uno de los puntos principales es que el patrón cinemáticodel movimiento en sí debe estar claramente separado del posible mecanismo geodinámico que se invoca como la fuerza impulsora del movimiento observado, ya que algunos patrones pueden explicarse por más de un mecanismo. ^[16] En resumen, las fuerzas impulsoras defendidas en este momento se pueden dividir en tres categorías basadas en la relación con el movimiento: relacionadas con la dinámica del manto, relacionadas con la gravedad (la principal fuerza impulsora aceptada en la actualidad) y relacionadas con la rotación de la tierra.

Fuerzas impulsoras relacionadas con la dinámica del manto

Artículo principal: convección del manto

Durante gran parte del último cuarto de siglo, la teoría principal de la fuerza impulsora detrás de los movimientos de las placas tectónicas preveía corrientes de convección a gran escala en el manto superior, que pueden transmitirse a través de la astenosfera. Esta teoría fue lanzada por Arthur Holmes y algunos precursores en la década de 1930 ^[17] y fue inmediatamente reconocida como la solución para la aceptación de la teoría como se discutió originalmente en los artículos de Alfred Wegener en los primeros años del siglo. Sin embargo, a pesar de su aceptación, se debatió durante mucho tiempo en la comunidad científica porque la teoría principal todavía contemplaba una Tierra estática sin mover continentes hasta los grandes avances de principios de los años sesenta.

Las imágenes bidimensionales y tridimensionales del interior de la Tierra ( tomografía sísmica ) muestran una distribución de densidad lateral variable en todo el manto. Dichas variaciones de densidad pueden ser materiales (de la química de las rocas), minerales (de variaciones en las estructuras minerales) o térmicas (a través de la expansión y contracción térmica de la energía térmica). La manifestación de esta densidad lateral variable es la convección del manto por fuerzas de flotabilidad. ^[18]

La forma en que la convección del manto se relaciona directa e indirectamente con el movimiento de las placas es un tema de estudio y discusión en curso en geodinámica. De alguna manera, esta energía debe transferirse a la litosfera para que las placas tectónicas se muevan. Básicamente, hay dos tipos principales de fuerzas que se cree que influyen en el movimiento de la placa: la fricción y la gravedad .

• Arrastre basal (fricción): movimiento de la placa impulsado por la fricción entre las corrientes de convección en la astenosfera y la litosfera suprayacente más rígida.
• Succión de la losa (gravedad): movimiento de la placa impulsado por corrientes de convección locales que ejercen un tirón hacia abajo sobre las placas en las zonas de subducción en las fosas oceánicas. La succión de la losa puede ocurrir en un entorno geodinámico donde las tracciones basales continúan actuando sobre la placa mientras se sumerge en el manto (aunque quizás en mayor medida actuando tanto en la parte inferior como en la superior de la losa).

Últimamente, la teoría de la convección ha sido muy debatida, ya que las técnicas modernas basadas en la tomografía sísmica 3D aún no reconocen estas células de convección a gran escala predichas. ^{[ cita requerida ]} Se han propuesto puntos de vista alternativos.

Tectónica de pluma

En la teoría de la tectónica de la pluma seguida por numerosos investigadores durante la década de 1990, se utiliza un concepto modificado de corrientes de convección del manto. Afirma que las superplumas se elevan desde el manto más profundo y son los impulsores o sustitutos de las principales células de convección. Estas ideas tienen sus raíces a principios de la década de 1930 en las obras de Beloussov y van Bemmelen , que inicialmente se oponían a la tectónica de placas y situaban el mecanismo en un marco fijista de movimientos verticalistas. Van Bemmelen moduló más tarde el concepto en sus "Modelos de ondulación" y lo utilizó como la fuerza impulsora para los movimientos horizontales, invocando fuerzas gravitacionales lejos de la cúpula de la corteza regional. ^{[19] [20]}Las teorías encuentran resonancia en las teorías modernas que prevén puntos calientes o plumas del manto que permanecen fijas y son anuladas por las placas de la litosfera oceánica y continental a lo largo del tiempo y dejan sus huellas en el registro geológico (aunque estos fenómenos no se invocan como mecanismos impulsores reales, sino más bien como moduladores).

El mecanismo todavía se defiende para explicar la ruptura de supercontinentes durante épocas geológicas específicas. ^[21] Tiene seguidores ^{[22] [23]} entre los científicos involucrados en la teoría de la expansión de la Tierra. ^[24]

Tectónica de sobretensión

Otra teoría es que el manto no fluye ni en células ni en grandes penachos, sino como una serie de canales justo debajo de la corteza terrestre, que luego proporcionan fricción basal a la litosfera. Esta teoría, llamada "tectónica de sobretensión", se popularizó durante las décadas de 1980 y 1990. ^[25] Investigaciones recientes, basadas en modelos informáticos tridimensionales, sugieren que la geometría de las placas se rige por una retroalimentación entre los patrones de convección del manto y la fuerza de la litosfera. ^[26]

Fuerzas impulsoras relacionadas con la gravedad

Las fuerzas relacionadas con la gravedad se invocan como fenómenos secundarios en el marco de un mecanismo impulsor más general, como las diversas formas de dinámica del manto descritas anteriormente. En las vistas modernas, la gravedad se invoca como la principal fuerza impulsora, a través de la tracción de la losa a lo largo de las zonas de subducción.

Deslizamiento gravitacional alejándose de una cresta en expansión: según muchos autores, el movimiento de las placas ^{[ aclaración necesaria ]} es impulsado por la mayor elevación de las placas en las crestas oceánicas. ^{[27] [28]} A medida que la litosfera oceánica se forma en las crestas extendidas del material caliente del manto, se enfría y se espesa gradualmente con la edad (y por lo tanto aumenta la distancia desde la cresta). La litosfera oceánica fría es significativamente más densa que el material del manto caliente del que se deriva y, por lo tanto, a medida que aumenta el espesor, se hunde gradualmente en el manto para compensar la mayor carga. El resultado es una ligera inclinación lateral con una mayor distancia desde el eje de la cresta.

Esta fuerza se considera una fuerza secundaria y, a menudo, se denomina " empuje de cresta ". Este es un nombre inapropiado ya que nada está "empujando" horizontalmente y las características de tensión son dominantes a lo largo de las crestas. Es más exacto referirse a este mecanismo como deslizamiento gravitacional, ya que la topografía variable a través de la totalidad de la placa puede variar considerablemente y la topografía de las crestas extendidas es solo la característica más destacada. Otros mecanismos que generan esta fuerza secundaria gravitacional incluyen el abultamiento por flexión de la litosfera antes de que se sumerja debajo de una placa adyacente, lo que produce una característica topográfica clara que puede compensar, o al menos afectar, la influencia de las dorsales oceánicas topográficas y las plumas del manto.y puntos calientes, que se supone que inciden en la parte inferior de las placas tectónicas.

Slab-pull: La opinión científica actual es que la astenosfera es insuficientemente competente o rígida para causar directamente movimiento por fricción a lo largo de la base de la litosfera. Por lo tanto, se cree que la tracción de la losa es la mayor fuerza que actúa sobre las placas. En esta comprensión actual, el movimiento de las placas es impulsado principalmente por el peso de las placas frías y densas que se hunden en el manto en las trincheras. ^[29] Los modelos recientes indican que la succión de zanja también juega un papel importante. Sin embargo, el hecho de que la placa de América del Norte no esté subducida en ninguna parte, aunque esté en movimiento, presenta un problema. Lo mismo ocurre con las placas africana, euroasiática y antártica .

Deslizamiento gravitacional alejándose de la cúpula del manto: según las teorías más antiguas, uno de los mecanismos impulsores de las placas es la existencia de cúpulas de astenosfera / manto a gran escala que provocan el deslizamiento gravitacional de las placas de la litosfera alejándose de ellas (ver el párrafo sobre Mecanismos del manto). Este deslizamiento gravitacional representa un fenómeno secundario de este mecanismo básicamente orientado verticalmente. Encuentra sus raíces en el Modelo de Undación de van Bemmelen . Esto puede actuar en varias escalas, desde la pequeña escala de un arco insular hasta la mayor escala de una cuenca oceánica completa. ^{[27] [28] [21]}

Fuerzas impulsoras relacionadas con la rotación de la Tierra

Alfred Wegener , meteorólogo , había propuesto las fuerzas de las mareas y las fuerzas centrífugas como los principales mecanismos impulsores de la deriva continental ; sin embargo, estas fuerzas se consideraron demasiado pequeñas para causar un movimiento continental, ya que el concepto era de continentes surcando la corteza oceánica. ^[30] Por lo tanto, Wegener cambió más tarde su posición y afirmó que las corrientes de convección son la principal fuerza impulsora de la tectónica de placas en la última edición de su libro en 1929.

Sin embargo, en el contexto de la tectónica de placas (aceptado desde las propuestas de expansión del lecho marino de Heezen, Hess, Dietz, Morley, Vine y Matthews (ver más abajo) durante la década de 1960), se sugiere que la corteza oceánica está en movimiento con los continentes que provocó que se reconsideraran las propuestas relacionadas con la rotación de la Tierra. En la literatura más reciente, estas fuerzas impulsoras son:

1. Arrastre de marea debido a la fuerza gravitacional que la Luna (y el Sol ) ejercen sobre la corteza terrestre ^[31]
2. Deformación global del geoide debido a pequeños desplazamientos del polo rotacional con respecto a la corteza terrestre
3. Otros efectos de deformación más pequeños de la corteza debido a oscilaciones y movimientos de giro de la rotación de la Tierra en una escala de tiempo más pequeña

Las fuerzas que son pequeñas y generalmente insignificantes son:

1. La fuerza de Coriolis ^{[32] [33]}
2. La fuerza centrífuga , que se trata como una ligera modificación de la gravedad ^{[32] [33] : 249}

Para que estos mecanismos sean válidos en general, deben existir relaciones sistemáticas en todo el mundo entre la orientación y la cinemática de la deformación y la retícula geográfica latitudinal y longitudinal de la Tierra misma. Estos estudios de relaciones sistemáticas en la segunda mitad del siglo XIX y la primera mitad del siglo XX subrayan exactamente lo contrario: que las placas no se habían movido en el tiempo, que la cuadrícula de deformación estaba fija con respecto al ecuador de la Tierra.y el eje, y que las fuerzas motrices gravitacionales actuaban generalmente verticalmente y provocaban sólo movimientos horizontales locales (las llamadas tectónicas preplaca, "teorías fijistas"). Estudios posteriores (discutidos a continuación en esta página), por lo tanto, invocaron muchas de las relaciones reconocidas durante este período pre-tectónica de placas para apoyar sus teorías (ver las anticipaciones y revisiones en el trabajo de van Dijk y colaboradores). ^[34]

De las muchas fuerzas discutidas en este párrafo, la fuerza de las mareas todavía es muy debatida y defendida como una posible fuerza impulsora principal de la tectónica de placas. Las otras fuerzas solo se usan en modelos geodinámicos globales que no usan conceptos de tectónica de placas (por lo tanto, más allá de las discusiones tratadas en esta sección) o se proponen como modulaciones menores dentro del modelo de tectónica de placas general.

En 1973, George W. Moore ^[35] del USGS y RC Bostrom ^[36] presentaron evidencia de una deriva general hacia el oeste de la litosfera de la Tierra con respecto al manto. Concluyó que las fuerzas de las mareas (el retraso de las mareas o "fricción") causadas por la rotación de la Tierra y las fuerzas que actúan sobre ella por la Luna son una fuerza impulsora de la tectónica de placas. A medida que la Tierra gira hacia el este debajo de la Luna, la gravedad de la Luna empuja ligeramente la capa superficial de la Tierra hacia el oeste, tal como lo propuso Alfred Wegener (ver arriba). En un estudio más reciente de 2006, ^{[37] los} científicos revisaron y defendieron estas ideas propuestas anteriormente. También se ha sugerido recientemente en Lovett (2006) que esta observación también puede explicar por qué Venusy Marte no tienen placas tectónicas, ya que Venus no tiene luna y las lunas de Marte son demasiado pequeñas para tener efectos de marea significativos en el planeta. En un artículo reciente, ^[38]Se sugirió que, por otro lado, se puede observar fácilmente que muchas placas se mueven hacia el norte y hacia el este, y que el movimiento predominantemente hacia el oeste de las cuencas del Océano Pacífico se deriva simplemente del sesgo hacia el este del centro de expansión del Pacífico (que no es una manifestación predicha de tales fuerzas lunares). En el mismo artículo, los autores admiten, sin embargo, que en relación con el manto inferior, hay una ligera componente hacia el oeste en los movimientos de todas las placas. Sin embargo, demostraron que la deriva hacia el oeste, vista solo durante los últimos 30 Ma, se atribuye al mayor dominio de la placa del Pacífico en constante crecimiento y aceleración. El debate sigue abierto.

Importancia relativa de cada mecanismo de fuerza motriz

El vector del movimiento de una placa es función de todas las fuerzas que actúan sobre la placa; sin embargo, ahí radica el problema con respecto al grado en que cada proceso contribuye al movimiento general de cada placa tectónica.

La diversidad de configuraciones geodinámicas y las propiedades de cada placa son el resultado del impacto de los diversos procesos que impulsan activamente cada placa individual. Un método para abordar este problema es considerar la velocidad relativa a la que se mueve cada placa, así como la evidencia relacionada con la importancia de cada proceso para la fuerza impulsora general sobre la placa.

Una de las correlaciones más significativas descubiertas hasta la fecha es que las placas litosféricas unidas a placas descendentes (subductoras) se mueven mucho más rápido que las placas no unidas a placas subductoras. La placa del Pacífico, por ejemplo, está rodeada esencialmente por zonas de subducción (el llamado Anillo de Fuego) y se mueve mucho más rápido que las placas de la cuenca del Atlántico, que están unidas (tal vez se podría decir 'soldadas') a continentes adyacentes. en lugar de placas subductoras. Por tanto, se piensa que las fuerzas asociadas con la placa descendente (tracción y succión de la placa) son las fuerzas impulsoras que determinan el movimiento de las placas, excepto para aquellas placas que no se subducen. ^[29]Sin embargo, este punto de vista ha sido contradicho por un estudio reciente que encontró que los movimientos reales de la placa del Pacífico y otras placas asociadas con el ascenso del Pacífico oriental no se correlacionan principalmente con la tracción de losa o el empuje de losa, sino más bien con un afloramiento de convección del manto cuya horizontal la distribución a lo largo de las bases de las distintas placas las impulsa a través de fuerzas de tracción relacionadas con la viscosidad. ^[39] Las fuerzas impulsoras del movimiento de las placas continúan siendo temas activos de investigación en curso dentro de la geofísica y la tectonofísica .

Historia de la teoria

Más información: Cronología del desarrollo de la tectonofísica

El erudito italiano Leonardo da Vinci fue el primero en teorizar que las montañas se elevan gradualmente de los océanos, lo que explica por qué tienen fósiles de vida marina . ^[40]

Resumen

Mapa detallado que muestra las placas tectónicas con sus vectores de movimiento.

Hacia principios del siglo XX, varios teóricos intentaron sin éxito explicar las numerosas continuidades geográficas, geológicas y biológicas entre continentes. En 1912, el meteorólogo Alfred Wegener describió lo que llamó deriva continental, una idea que culminó cincuenta años después en la teoría moderna de la tectónica de placas. ^[41]

Wegener amplió su teoría en su libro de 1915 El origen de los continentes y los océanos . ^[42] Partiendo de la idea (también expresada por sus precursores) de que los continentes actuales alguna vez formaron una sola masa terrestre (más tarde llamada Pangea ), Wegener sugirió que estos se separaron y se separaron, comparándolos con "icebergs" de granito flotante de baja densidad. sobre un mar de basalto más denso . ^{[43] La} evidencia de apoyo para la idea provino de los contornos en cola de milano de la costa este de América del Sur y la costa oeste de África, y de la coincidencia de las formaciones rocosas a lo largo de estos bordes. La confirmación de su anterior naturaleza contigua también provino de las plantas fósiles Glossopteris yGangamopteris y el reptil terápsido o mamífero Lystrosaurus , todos ampliamente distribuidos en Sudamérica, África, Antártida, India y Australia. La evidencia de una unión tan antigua de estos continentes fue patente para los geólogos de campo que trabajan en el hemisferio sur. El sudafricano Alex du Toit reunió una gran cantidad de tal información en su publicación de 1937 Our Wandering Continents , y fue más allá que Wegener al reconocer los fuertes vínculos entre losfragmentos de Gondwana .

El trabajo de Wegener inicialmente no fue ampliamente aceptado, en parte debido a la falta de evidencia detallada. La Tierra podría tener una corteza y un manto sólidos y un núcleo líquido, pero no parecía haber forma de que partes de la corteza pudieran moverse. Científicos distinguidos, como Harold Jeffreys y Charles Schuchert , fueron críticos abiertos de la deriva continental.

A pesar de mucha oposición, la visión de la deriva continental ganó apoyo y se inició un animado debate entre "vagabundos" o "movilistas" (defensores de la teoría) y "fijadores" (oponentes). Durante las décadas de 1920, 1930 y 1940, la primera alcanzó hitos importantes al proponer que las corrientes de convección podrían haber impulsado los movimientos de las placas y que la propagación pudo haber ocurrido debajo del mar dentro de la corteza oceánica. Conceptos cercanos a los elementos ahora incorporados en la tectónica de placas fueron propuestos por geofísicos y geólogos (tanto fijadores como movilistas) como Vening-Meinesz, Holmes y Umbgrove.

Una de las primeras piezas de evidencia geofísica que se utilizó para respaldar el movimiento de las placas litosféricas provino del paleomagnetismo . Esto se basa en el hecho de que rocas de diferentes edades muestran una dirección de campo magnético variable , evidenciada por estudios desde mediados del siglo XIX. Los polos norte y sur magnéticos se invierten a lo largo del tiempo y, lo que es especialmente importante en los estudios paleotectónicos, la posición relativa del polo norte magnético varía a lo largo del tiempo. Inicialmente, durante la primera mitad del siglo XX, este último fenómeno se explicó mediante la introducción de lo que se denominó "desplazamiento polar" (ver desplazamiento polar aparente) (es decir, se asumió que la ubicación del polo norte había cambiado con el tiempo). Sin embargo, una explicación alternativa fue que los continentes se habían movido (cambiado y rotado) en relación con el polo norte, y cada continente, de hecho, muestra su propia "ruta de desplazamiento polar". A finales de la década de 1950 se demostró con éxito en dos ocasiones que estos datos podían mostrar la validez de la deriva continental: por Keith Runcorn en un artículo en 1956, ^[44] y por Warren Carey en un simposio celebrado en marzo de 1956 ^[45].

La segunda evidencia en apoyo de la deriva continental provino a fines de la década de 1950 y principios de la de 1960 a partir de datos sobre la batimetría de los fondos oceánicos profundos y la naturaleza de la corteza oceánica, como las propiedades magnéticas y, más en general, con el desarrollo de la geología marina. ^[46] que dio evidencia de la asociación de la extensión del lecho marino a lo largo de las dorsales oceánicas y las inversiones del campo magnético , publicado entre 1959 y 1963 por Heezen, Dietz, Hess, Mason, Vine & Matthews y Morley. ^[47]

Los avances simultáneos en las primeras técnicas de obtención de imágenes sísmicas en y alrededor de las zonas de Wadati-Benioff a lo largo de las trincheras que delimitan muchos márgenes continentales, junto con muchas otras observaciones geofísicas (por ejemplo, gravimétricas) y geológicas, mostraron cómo la corteza oceánica podría desaparecer en el manto, proporcionando el mecanismo para equilibrar la extensión de las cuencas oceánicas con el acortamiento a lo largo de sus márgenes.

Toda esta evidencia, tanto del fondo del océano como de los márgenes continentales, dejó claro alrededor de 1965 que la deriva continental era factible y nació la teoría de la tectónica de placas, que fue definida en una serie de artículos entre 1965 y 1967, con todos su extraordinario poder explicativo y predictivo. La teoría revolucionó las ciencias de la Tierra, explicando una amplia gama de fenómenos geológicos y sus implicaciones en otros estudios como la paleogeografía y la paleobiología .

Deriva continental

Más información: Deriva continental

A finales del siglo XIX y principios del XX, los geólogos asumieron que las principales características de la Tierra eran fijas y que la mayoría de las características geológicas, como el desarrollo de cuencas y cadenas montañosas, podían explicarse por el movimiento vertical de la corteza, descrito en lo que se denomina teoría geosinclinal . Generalmente, esto se colocó en el contexto de un planeta Tierra en contracción debido a la pérdida de calor en el transcurso de un tiempo geológico relativamente corto.

Alfred Wegener en Groenlandia en el invierno de 1912-13.

Ya en 1596 se observó que las costas opuestas del Océano Atlántico —o, más precisamente, los bordes de las plataformas continentales— tienen formas similares y parecen haber encajado una vez. ^[48]

Desde entonces se propusieron muchas teorías para explicar esta aparente complementariedad, pero el supuesto de una Tierra sólida hizo que estas diversas propuestas fueran difíciles de aceptar. ^[49]

El descubrimiento de la radiactividad y sus propiedades de calentamiento asociadas en 1895 impulsó un nuevo examen de la edad aparente de la Tierra . ^[50] Esto se había estimado previamente por su tasa de enfriamiento bajo el supuesto de que la superficie de la Tierra irradiaba como un cuerpo negro . ^[51] Esos cálculos habían implicado que, incluso si comenzara con un calor rojo , la Tierra habría caído a su temperatura actual en unas pocas decenas de millones de años. Armados con el conocimiento de una nueva fuente de calor, los científicos se dieron cuenta de que la Tierra sería mucho más antigua y que su núcleo todavía estaba lo suficientemente caliente para ser líquido.

En 1915, después de haber publicado un primer artículo en 1912, ^[52] Alfred Wegener estaba presentando serios argumentos a favor de la idea de la deriva continental en la primera edición de El origen de los continentes y océanos . ^[42] En ese libro (reeditado en cuatro ediciones sucesivas hasta la última en 1936), señaló cómo la costa este de América del Sur y la costa oeste de África parecían haber estado unidas. Wegener no fue el primero en notar esto ( Abraham Ortelius , Antonio Snider-Pellegrini , Eduard Suess , Roberto Mantovani y Frank Bursley Taylorlo precedió solo para mencionar algunos), pero fue el primero en reunir evidencia fósil y paleo-topográfica y climatológica significativa para respaldar esta simple observación (y fue respaldada en esto por investigadores como Alex du Toit ). Además, cuando los estratos rocosos de los márgenes de continentes separados son muy similares, sugiere que estas rocas se formaron de la misma manera, lo que implica que se unieron inicialmente. Por ejemplo, partes de Escocia e Irlanda contienen rocas muy similares a las que se encuentran en Terranova y Nuevo Brunswick . Además, las montañas de Caledonia de Europa y partes delLas montañas Apalaches de América del Norte son muy similares en estructura y litología .

Sin embargo, sus ideas no fueron tomadas en serio por muchos geólogos, quienes señalaron que no existía un mecanismo aparente para la deriva continental. Específicamente, no vieron cómo la roca continental podría atravesar la roca mucho más densa que forma la corteza oceánica. Wegener no pudo explicar la fuerza que impulsó la deriva continental, y su reivindicación no llegó hasta después de su muerte en 1930. ^[53]

Continentes flotantes, paleomagnetismo y zonas de sismicidad

Epicentros mundiales de terremotos , 1963–1998. La mayoría de los terremotos ocurren en cinturones estrechos que corresponden a las ubicaciones de los límites de las placas litosféricas.

Mapa de terremotos en 2016

Como se observó temprano que aunque el granito existía en los continentes, el fondo marino parecía estar compuesto de basalto más denso , el concepto predominante durante la primera mitad del siglo XX fue que había dos tipos de corteza, denominada "sial" (corteza de tipo continental). y "sima" (corteza de tipo oceánico). Además, se suponía que había una capa estática de estratos debajo de los continentes. Por lo tanto, parecía evidente que una capa de basalto (sial) subyace a las rocas continentales.

Sin embargo, basándose en anomalías en la desviación de la plomada de los Andes en Perú, Pierre Bouguer había deducido que las montañas menos densas deben tener una proyección hacia abajo en la capa más densa debajo. El concepto de que las montañas tenían "raíces" fue confirmado por George B. Airy cien años después, durante el estudio de la gravitación del Himalaya , y los estudios sísmicos detectaron variaciones de densidad correspondientes. Por lo tanto, a mediados de la década de 1950, seguía sin resolverse la cuestión de si las raíces de las montañas estaban apretadas en el basalto circundante o flotaban sobre él como un iceberg.

Durante el siglo XX, las mejoras y el mayor uso de instrumentos sísmicos como los sismógrafos permitieron a los científicos aprender que los terremotos tienden a concentrarse en áreas específicas, sobre todo a lo largo de las trincheras oceánicas y las crestas extendidas. A fines de la década de 1920, los sismólogos estaban comenzando a identificar varias zonas prominentes de terremotos paralelas a las trincheras que típicamente estaban inclinadas entre 40 y 60 ° desde la horizontal y se extendían varios cientos de kilómetros hacia la Tierra. Estas zonas más tarde se conocieron como zonas de Wadati-Benioff, o simplemente zonas de Benioff, en honor a los sismólogos que las reconocieron por primera vez, Kiyoo Wadati de Japón y Hugo Benioff.de los Estados Unidos. El estudio de la sismicidad global avanzó enormemente en la década de 1960 con el establecimiento de la Red Mundial de Sismógrafos Estandarizados (WWSSN) ^[54] para monitorear el cumplimiento del tratado de 1963 que prohíbe las pruebas aéreas de armas nucleares. Los datos muy mejorados de los instrumentos de WWSSN permitieron a los sismólogos mapear con precisión las zonas de concentración de terremotos en todo el mundo.

Mientras tanto, se desarrollaron debates en torno al fenómeno de la deambulación polar. Desde los primeros debates sobre la deriva continental, los científicos habían discutido y utilizado evidencia de que la deriva polar había ocurrido porque los continentes parecían haberse movido a través de diferentes zonas climáticas durante el pasado. Además, los datos paleomagnéticos habían demostrado que el polo magnético también se había desplazado con el tiempo. Razonando de manera opuesta, los continentes podrían haberse movido y girado, mientras que el polo permaneció relativamente fijo. La primera vez que se utilizó la evidencia de la desviación polar magnética para respaldar los movimientos de los continentes fue en un artículo de Keith Runcorn en 1956, ^[44] y artículos sucesivos de él y sus estudiantes Ted Irving. (quien fue en realidad el primero en estar convencido del hecho de que el paleomagnetismo apoyaba la deriva continental) y Ken Creer.

Esto fue seguido inmediatamente por un simposio en Tasmania en marzo de 1956. ^[55] En este simposio, la evidencia se utilizó en la teoría de una expansión de la corteza global . En esta hipótesis, el desplazamiento de los continentes puede explicarse simplemente por un gran aumento en el tamaño de la Tierra desde su formación. Sin embargo, esto fue insatisfactorio porque sus partidarios no pudieron ofrecer un mecanismo convincente para producir una expansión significativa de la Tierra. Ciertamente, no hay evidencia de que la luna se haya expandido en los últimos 3 mil millones de años; otros trabajos pronto mostrarían que la evidencia estaba igualmente a favor de la deriva continental en un globo con un radio estable.

Durante los años treinta y hasta finales de los cincuenta, los trabajos de Vening-Meinesz , Holmes, Umbgrove y muchos otros delinearon conceptos que eran cercanos o casi idénticos a la teoría de la tectónica de placas moderna. En particular, el geólogo inglés Arthur Holmes propuso en 1920 que las uniones de placas podrían encontrarse debajo del mar , y en 1928 que las corrientes de convección dentro del manto podrían ser la fuerza impulsora. ^[56] A menudo, estas contribuciones se olvidan porque:

• En ese momento, no se aceptó la deriva continental.
• Algunas de estas ideas se discutieron en el contexto de ideas fijas abandonadas de un globo deformante sin deriva continental o una Tierra en expansión.
• Fueron publicados durante un episodio de extrema inestabilidad política y económica que obstaculizó la comunicación científica.
• Muchos fueron publicados por científicos europeos y al principio no se mencionaron o se les dio poco crédito en los artículos sobre la extensión del fondo marino publicados por los investigadores estadounidenses en la década de 1960.

Extensión y convección de la dorsal oceánica

Más información sobre la dorsal oceánica: expansión del lecho marino

En 1947, un equipo de científicos dirigido por Maurice Ewing que utilizó el buque de investigación Atlantis de la Institución Oceanográfica Woods Hole y una serie de instrumentos, confirmó la existencia de un aumento en el Océano Atlántico central y descubrió que el lecho marino debajo del La capa de sedimentos consistía en basalto, no en granito, que es el componente principal de los continentes. También encontraron que la corteza oceánica era mucho más delgada que la corteza continental. Todos estos nuevos hallazgos plantearon preguntas importantes e intrigantes. ^[57]

Los nuevos datos recopilados sobre las cuencas oceánicas también mostraron características particulares en cuanto a la batimetría. Uno de los principales resultados de estos conjuntos de datos fue que en todo el mundo se detectó un sistema de dorsales oceánicas. Una conclusión importante fue que a lo largo de este sistema, se estaba creando un nuevo fondo oceánico, lo que llevó al concepto de la " Gran Grieta Global ". Esto se describió en el artículo crucial de Bruce Heezen (1960) basado en su trabajo con Marie Tharp , ^[58] que desencadenaría una verdadera revolución en el pensamiento. Una consecuencia profunda de la expansión del lecho marino es que se crea y se sigue creando nueva corteza a lo largo de las dorsales oceánicas. Por lo tanto, Heezen abogó por la llamada " expansión de la Tierra"hipótesis de S. Warren Carey (ver arriba). Por lo tanto, la pregunta seguía siendo cómo se agregaba continuamente nueva corteza a lo largo de las dorsales oceánicas sin aumentar el tamaño de la Tierra. En realidad, esta pregunta ya había sido resuelta por numerosos científicos durante el 1940 y 1950, como Arthur Holmes, Vening-Meinesz, Coates y muchos otros: la corteza en exceso desapareció a lo largo de las llamadas trincheras oceánicas, donde se produjo la llamada "subducción". Para razonar sobre los datos que tenían a su disposición sobre el fondo del océano, las piezas de la teoría encajaron rápidamente.

La pregunta intrigó particularmente a Harry Hammond Hess , un geólogo de la Universidad de Princeton y contraalmirante de la Reserva Naval, y a Robert S. Dietz , un científico del Servicio Costero y Geodésico de EE. UU. Que acuñó por primera vez el término expansión del fondo marino . Dietz y Hess (el primero publicó la misma idea un año antes en Nature , ^[59] pero la prioridad pertenece a Hess, que ya había distribuido un manuscrito inédito de su artículo de 1962 en 1960) ^[60].se encontraban entre el pequeño número que realmente entendía las amplias implicaciones de la expansión del fondo marino y cómo eventualmente estaría de acuerdo con las ideas, en ese momento, poco convencionales y no aceptadas de la deriva continental y los modelos elegantes y movilistas propuestos por trabajadores anteriores como Holmes.

En el mismo año, Robert R. Coats del Servicio Geológico de los Estados Unidos describió las principales características de la subducción del arco insular en las Islas Aleutianas . Su artículo, aunque poco conocido (e incluso ridiculizado) en ese momento, desde entonces ha sido llamado "seminal" y "profético". En realidad, muestra que el trabajo de los científicos europeos sobre arcos de islas y cinturones montañosos realizado y publicado durante la década de 1930 hasta la década de 1950 fue aplicado y apreciado también en los Estados Unidos.

Si la corteza terrestre se estaba expandiendo a lo largo de las dorsales oceánicas, razonaron Hess y Dietz como Holmes y otros antes que ellos, debe estar encogiéndose en otros lugares. Hess siguió a Heezen, sugiriendo que la nueva corteza oceánica se separa continuamente de las crestas en un movimiento similar a una cinta transportadora. Y, utilizando los conceptos movilistas desarrollados anteriormente, concluyó correctamente que muchos millones de años después, la corteza oceánica finalmente desciende a lo largo de los márgenes continentales donde se forman fosas oceánicas (cañones estrechos y muy profundos), por ejemplo, a lo largo del borde de la cuenca del Océano Pacífico.. El paso importante que dio Hess fue que las corrientes de convección serían la fuerza impulsora en este proceso, llegando a las mismas conclusiones que Holmes había obtenido décadas antes con la única diferencia de que el adelgazamiento de la corteza oceánica se realizó utilizando el mecanismo de Heezen de propagación a lo largo de las crestas. Por lo tanto, Hess concluyó que el Océano Atlántico se estaba expandiendo mientras que el Océano Pacíficose estaba encogiendo. A medida que la vieja corteza oceánica se "consume" en las trincheras (al igual que Holmes y otros, pensó que esto se hacía mediante el engrosamiento de la litosfera continental, no, como se entiende ahora, por enterrar a una escala mayor de la propia corteza oceánica en el manto) , nuevo magma se eleva y erupciona a lo largo de las crestas que se extienden para formar una nueva corteza. En efecto, las cuencas oceánicas se están "reciclando" perpetuamente, con la formación de una nueva corteza y la destrucción de la antigua litosfera oceánica que ocurren simultáneamente. Por lo tanto, los nuevos conceptos movilistas explicaron claramente por qué la Tierra no se agranda con la expansión del fondo del mar, por qué hay tan poca acumulación de sedimentos en el fondo del océano y por qué las rocas oceánicas son mucho más jóvenes que las rocas continentales.

Rayado magnético

Franjas magnéticas del fondo marino.

Una demostración de bandas magnéticas. (Cuanto más oscuro es el color, más cerca está de la polaridad normal)

Más información: hipótesis de Vine-Matthews-Morley

A partir de la década de 1950, científicos como Victor Vacquier , utilizando instrumentos magnéticos ( magnetómetros ) adaptados de dispositivos aéreos desarrollados durante la Segunda Guerra Mundial para detectar submarinos , comenzaron a reconocer extrañas variaciones magnéticas en el fondo del océano. Este hallazgo, aunque inesperado, no fue del todo sorprendente porque se sabía que el basalto, la roca volcánica rica en hierro que forma el fondo del océano, contiene un mineral fuertemente magnético ( magnetita) y puede distorsionar localmente las lecturas de la brújula. Esta distorsión fue reconocida por los marineros islandeses ya a finales del siglo XVIII. Más importante aún, debido a que la presencia de magnetita le da al basalto propiedades magnéticas mensurables, estas variaciones magnéticas recién descubiertas proporcionaron otro medio para estudiar el fondo del océano profundo. Cuando la roca recién formada se enfría, tales materiales magnéticos registraron el campo magnético de la Tierra en ese momento.

A medida que se cartografió cada vez más el fondo marino durante la década de 1950, las variaciones magnéticas resultaron no ser ocurrencias aleatorias o aisladas, sino que revelaron patrones reconocibles. Cuando estos patrones magnéticos se mapearon en una amplia región, el fondo del océano mostró un patrón similar a una cebra : una franja con polaridad normal y la franja adyacente con polaridad invertida. El patrón general, definido por estas bandas alternas de roca polarizada normal e inversamente, se conoció como rayas magnéticas y fue publicado por Ron G. Mason y sus colaboradores en 1961, quienes no encontraron, sin embargo, una explicación para estos datos en términos de expansión del fondo marino, como Vine, Matthews y Morley unos años más tarde. ^[61]

El descubrimiento de las bandas magnéticas requería una explicación. A principios de la década de 1960, científicos como Heezen, Hess y Dietz habían comenzado a teorizar que las dorsales oceánicas marcan zonas estructuralmente débiles donde el suelo oceánico se estaba rasgando en dos a lo largo de la cresta de la cresta (véase el párrafo anterior). El nuevo magma de las profundidades de la Tierra se eleva fácilmente a través de estas zonas débiles y finalmente erupciona a lo largo de la cresta de las crestas para crear una nueva corteza oceánica. Este proceso, que en un principio se denominó "hipótesis de la cinta transportadora" y más tarde se denominó expansión del fondo marino, que opera durante muchos millones de años continúa formando un nuevo fondo oceánico en todo el sistema de cordilleras oceánicas de 50.000 km de longitud.

Sólo cuatro años después de que se publicaran los mapas con el "patrón de cebra" de bandas magnéticas, el vínculo entre la extensión del fondo marino y estos patrones fue colocado correctamente, independientemente por Lawrence Morley , y por Fred Vine y Drummond Matthews , en 1963, ^[62] ahora llamada hipótesis de Vine-Matthews-Morley . Esta hipótesis vinculó estos patrones con reversiones geomagnéticas y fue apoyada por varias líneas de evidencia: ^[63]

1. las franjas son simétricas alrededor de las crestas de las dorsales oceánicas; en o cerca de la cresta de la cresta, las rocas son muy jóvenes y envejecen progresivamente lejos de la cresta de la cresta;
2. las rocas más jóvenes en la cresta de la cresta siempre tienen la polaridad actual (normal);
3. franjas de roca paralelas a la cresta de la cresta se alternan en polaridad magnética (normal-invertida-normal, etc.), lo que sugiere que se formaron durante diferentes épocas que documentan los episodios normales y de inversión (ya conocidos de estudios independientes) del campo magnético de la Tierra.

Al explicar tanto las bandas magnéticas similares a las de una cebra como la construcción del sistema de crestas oceánicas, la hipótesis de expansión del lecho marino (SFS) ganó rápidamente adeptos y representó otro avance importante en el desarrollo de la teoría de la tectónica de placas. Además, la corteza oceánica ahora llegó a ser apreciada como una "grabación en cinta" natural de la historia de las inversiones del campo geomagnético (GMFR) del campo magnético de la Tierra. En la actualidad, se dedican extensos estudios a la calibración de los patrones de inversión normal en la corteza oceánica, por un lado, y escalas de tiempo conocidas derivadas de la datación de capas de basalto en secuencias sedimentarias ( magnetoestratigrafía ), por el otro, para llegar a estimaciones de las tasas de propagación pasadas. y reconstrucciones de placas.

Definición y perfeccionamiento de la teoría.

Después de todas estas consideraciones, la Tectónica de Placas (o, como se llamó inicialmente "Nueva Tectónica Global") fue rápidamente aceptada en el mundo científico, y siguieron numerosos artículos que definieron los conceptos:

• En 1965, Tuzo Wilson, quien había sido un promotor de la hipótesis de la expansión del fondo marino y la deriva continental desde el principio ^[64], agregó el concepto de fallas transformantes al modelo, completando las clases de tipos de fallas necesarias para hacer que la movilidad de las placas. en el mundo funciona. ^{[sesenta y cinco]}
• En 1965 se celebró en la Royal Society de Londres un simposio sobre la deriva continental que debe considerarse como el inicio oficial de la aceptación de la tectónica de placas por parte de la comunidad científica, y cuyos resúmenes se publican como Blackett, Bullard & Runcorn (1965) . En este simposio, Edward Bullard y sus colaboradores mostraron con un cálculo por computadora cómo los continentes a ambos lados del Atlántico encajarían mejor para cerrar el océano, que se conoció como el famoso "Ajuste de Bullard".
• En 1966 Wilson publicó el artículo que se refería a reconstrucciones de placas tectónicas previas, introduciendo el concepto de lo que ahora se conoce como el " ciclo de Wilson ". ^[66]
• En 1967, en la reunión de la American Geophysical Union , W. Jason Morgan propuso que la superficie de la Tierra consta de 12 placas rígidas que se mueven entre sí. ^[67]
• Dos meses después, Xavier Le Pichon publicó un modelo completo basado en seis placas principales con sus movimientos relativos, que marcó la aceptación final por parte de la comunidad científica de la tectónica de placas. ^[68]
• En el mismo año, McKenzie y Parker presentaron de forma independiente un modelo similar al de Morgan usando traslaciones y rotaciones en una esfera para definir los movimientos de las placas. ^[69]

Revolución de la tectónica de placas

Artículo principal: Revolución de la tectónica de placas

La revolución de la tectónica de placas fue el cambio científico y cultural que se desarrolló a partir de la aceptación de la teoría de la tectónica de placas. El evento supuso un cambio de paradigma y una revolución científica. ^[70]

Implicaciones para la biogeografía

La teoría de la deriva continental ayuda a los biogeógrafos a explicar la distribución biogeográfica disyunta de la vida actual que se encuentra en diferentes continentes pero con ancestros similares . ^[71] En particular, explica la distribución de Gondwana de las ratites y la flora antártica .

Reconstrucción de placa

Artículo principal: reconstrucción de placas

La reconstrucción se utiliza para establecer configuraciones de placas pasadas (y futuras), lo que ayuda a determinar la forma y composición de los supercontinentes antiguos y proporciona una base para la paleogeografía.

Definición de límites de placa

Los límites de las placas actuales se definen por su sismicidad. ^[72] Los límites de las placas pasadas dentro de las placas existentes se identifican a partir de una variedad de pruebas, como la presencia de ofiolitas que son indicativas de océanos desaparecidos. ^[73]

Movimientos de placa pasados

Se cree que el movimiento tectónico comenzó hace alrededor de 3 a 3,5 mil millones de años. ^{[74] [75] [ ¿por qué? ]}

Se encuentran disponibles varios tipos de información cuantitativa y semicuantitativa para restringir los movimientos de la placa en el pasado. El ajuste geométrico entre continentes, como entre África occidental y América del Sur, sigue siendo una parte importante de la reconstrucción de placas. Los patrones de bandas magnéticas proporcionan una guía confiable para los movimientos relativos de las placas que se remontan al período Jurásico . ^[76] Las huellas de los puntos calientes dan reconstrucciones absolutas, pero estas solo están disponibles hasta el Cretácico . ^[77]Las reconstrucciones más antiguas se basan principalmente en datos de polos paleomagnéticos, aunque estos solo limitan la latitud y la rotación, pero no la longitud. La combinación de polos de diferentes edades en una placa en particular para producir trayectorias de desplazamiento polar aparente proporciona un método para comparar los movimientos de diferentes placas a lo largo del tiempo. ^[78] Evidencia adicional proviene de la distribución de ciertos tipos de rocas sedimentarias , ^[79] provincias de fauna mostradas por grupos fósiles particulares y la posición de los cinturones orogénicos . ^[77]

Formación y ruptura de continentes.

El movimiento de placas ha provocado la formación y ruptura de continentes a lo largo del tiempo, incluida la formación ocasional de un supercontinente que contiene la mayoría o todos los continentes. El supercontinente Columbia o Nuna se formó durante un período de 2.000 a 1.800 millones de años y se disolvió hace unos 1.500 a 1.300 millones de años . ^[80] Se cree que el supercontinente Rodinia se formó hace unos mil millones de años y que encarnó la mayoría o todos los continentes de la Tierra, y se dividió en ocho continentes hace unos 600  millones de años . Los ocho continentes luego se re-ensamblaron en otro supercontinente llamadoPangea ; Pangea se dividió en Laurasia (que se convirtió en América del Norte y Eurasia) y Gondwana (que se convirtió en los continentes restantes).

Se supone que el Himalaya , la cadena montañosa más alta del mundo, se formó por la colisión de dos placas principales. Antes de la elevación, fueron cubiertos por el océano Tetis .

Placas actuales

Artículo principal: Lista de placas tectónicas

Dependiendo de cómo se definan, generalmente hay siete u ocho placas "principales": africana , antártica , euroasiática , norteamericana , sudamericana , pacífica e indoaustraliana . Este último a veces se subdivide en las placas india y australiana .

Hay docenas de placas más pequeñas, las siete más grandes de las cuales son Arabia , Caribe , Juan de Fuca , Cocos , Nazca , Mar de Filipinas y Escocia .

El movimiento actual de las placas tectónicas se determina hoy mediante conjuntos de datos satelitales de teledetección, calibrados con mediciones de estaciones terrestres.

Otros cuerpos celestes (planetas, lunas)

La aparición de la tectónica de placas en los planetas terrestres está relacionada con la masa planetaria, y se espera que los planetas más masivos que la Tierra exhiban tectónica de placas. La Tierra puede ser un caso límite, debido a su actividad tectónica a la abundante agua (la sílice y el agua forman un eutéctico profundo ). ^[81]

Venus

Véase también: Geología de Venus

Venus no muestra evidencia de tectónica de placas activa. Existe evidencia discutible de tectónica activa en el pasado distante del planeta; sin embargo, los acontecimientos que han tenido lugar desde entonces (como la hipótesis plausible y generalmente aceptada de que la litosfera venusiana se ha espesado mucho en el transcurso de varios cientos de millones de años) han dificultado limitar el curso de su registro geológico. Sin embargo, los numerosos cráteres de impacto bien conservados se han utilizado como método de datación para fechar aproximadamente la superficie de Venus (ya que hasta ahora no se conocen muestras de roca de Venus que se puedan fechar con métodos más fiables). Las fechas derivadas se encuentran predominantemente en el rango de hace 500 a 750 millones de años , aunque edades de hasta 1200se han calculado  hace millones de años . Esta investigación ha llevado a la hipótesis bastante bien aceptada de que Venus ha experimentado un resurgimiento volcánico esencialmente completo al menos una vez en su pasado distante, y el último evento tuvo lugar aproximadamente dentro del rango de edades superficiales estimadas. Si bien el mecanismo de un evento térmico tan impresionante sigue siendo un tema de debate en las geociencias de Venus, algunos científicos son defensores de los procesos que involucran el movimiento de las placas hasta cierto punto.

Una explicación de la falta de tectónica de placas de Venus es que en Venus las temperaturas son demasiado altas para que haya una cantidad significativa de agua. ^{[82] [83]} La corteza terrestre está empapada de agua y el agua juega un papel importante en el desarrollo de las zonas de cizallamiento . La tectónica de placas requiere superficies débiles en la corteza a lo largo de las cuales puedan moverse los cortes de la corteza, y es muy posible que tal debilitamiento nunca haya tenido lugar en Venus debido a la ausencia de agua. Sin embargo, algunos investigadores ^{[ ¿quién? ]} siguen convencidos de que la tectónica de placas está o alguna vez estuvo activa en este planeta.

Marte

Véase también: Geología de Marte

Marte es considerablemente más pequeño que la Tierra y Venus, y hay evidencia de hielo en su superficie y en su corteza.

En la década de 1990, se propuso que la dicotomía cortical marciana se creara mediante procesos de tectónica de placas. ^[84] Los científicos de hoy no están de acuerdo y piensan que fue creado por afloramiento dentro del manto marciano que espesó la corteza de las Tierras Altas del Sur y formó Tharsis ^[85] o por un impacto gigante que excavó las Tierras Bajas del Norte . ^[86]

Valles Marineris puede ser un límite tectónico. ^[87]

Las observaciones realizadas del campo magnético de Marte por la nave espacial Mars Global Surveyor en 1999 mostraron patrones de franjas magnéticas descubiertas en este planeta. Algunos científicos interpretaron que esto requería procesos de tectónica de placas, como la expansión del lecho marino. ^[88] Sin embargo, sus datos fallan en una "prueba de inversión magnética", que se utiliza para ver si se formaron invirtiendo las polaridades de un campo magnético global. ^[89]

Satélites helados

Algunos de los satélites de Júpiter tienen características que pueden estar relacionadas con la deformación del estilo de las placas tectónicas, aunque los materiales y los mecanismos específicos pueden ser diferentes de la actividad de las placas tectónicas en la Tierra. El 8 de septiembre de 2014, la NASA informó haber encontrado evidencia de tectónica de placas en Europa , un satélite de Júpiter, el primer signo de actividad de subducción en otro mundo que no sea la Tierra. ^[90]

Titán , la luna más grande de Saturno , mostró actividad tectónica en imágenes tomadas por la sonda Huygens , que aterrizó en Titán el 14 de enero de 2005. ^[91]

Exoplanetas

En planetas del tamaño de la Tierra, la tectónica de placas es más probable si hay océanos de agua. Sin embargo, en 2007, dos equipos independientes de investigadores llegaron a conclusiones opuestas sobre la probabilidad de que la tectónica de placas en supertierras más grandes ^{[92] [93]} con un equipo diciendo que la tectónica de placas sería episódica o estancada ^[94] y el otro equipo diciendo que la tectónica de placas es muy probable en super-Tierras incluso si el planeta está seco. ^[81]

La consideración de la tectónica de placas es parte de la búsqueda de inteligencia extraterrestre y vida extraterrestre . ^[95]

Ver también

• Circulación atmosférica  : movimiento de aire a gran escala, un proceso que distribuye energía térmica sobre la superficie de la Tierra.
• Conservación del momento angular
• Historia geológica de la Tierra  : la secuencia de los principales eventos geológicos en el pasado de la Tierra.
• Geodinámica  - Estudio de la dinámica de la Tierra
• Geosinclinal
• GPlates  : software de aplicación de código abierto para reconstrucciones tectónicas de placas interactivas
• Esquema de la tectónica de placas  : lista jerárquica de artículos relacionados con la tectónica de placas
• Lista de características topográficas submarinas  : accidentes geográficos oceánicos y elementos topográficos.
• Ciclo del supercontinente  : agregación y dispersión cuasi-periódica de la corteza continental de la Tierra
• Tectónica  : procesos que controlan la estructura y las propiedades de la corteza terrestre y su evolución a lo largo del tiempo.

Referencias

Citas

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enlaces externos

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Wikimedia Commons tiene medios relacionados con la tectónica de placas .

• Esta Tierra dinámica: la historia de la tectónica de placas . USGS .
• Comprensión de la tectónica de placas . USGS .
• Una explicación de las fuerzas tectónicas . Ejemplo de cálculos para demostrar que la rotación de la Tierra podría ser una fuerza impulsora.
• Bird, P. (2003); Un modelo digital actualizado de límites de placas .
• Mapa de placas tectónicas .
• Estimaciones e información de la velocidad de las placas de MORVEL . C. DeMets, D. Argus y R. Gordon.
• Tectónica de placas en In Our Time en la BBC

Videos

• Khan Academy Explicación de la evidencia
• 750 millones de años de actividad tectónica global . Película.
• Varios videos de movimientos de placas tectónicas Quartz 31 de diciembre de 2015