Placas tectónicas
Definición
La tectónica de placas (del latín tardío tectonicus , del griego: τεκτονικός "perteneciente a la construcción") es una teoría científica que describe el movimiento a gran escala de siete grandes placas y los movimientos de un gran número de placas más pequeñas de la litosfera de la Tierra, ya que los procesos tectónicos comenzaron en la Tierra hace entre 3 y 3.5 billones 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 placas tectónicas después de que la extensión del fondo marino se validara a fines de la década de 1950 y principios de la de 1960.
La litosfera, que es la capa rígida más externa de un planeta (la corteza y el manto superior), se divide en placas tectónicas. La litosfera de la Tierra se compone de siete u ocho placas principales (dependiendo de cómo se definen) y muchas placas menores. Donde las placas se encuentran, su movimiento relativo determina el tipo de límite: convergente, divergente o transformante. Los terremotos, la actividad volcánica, la formación de montañas y la formación de trincheras oceánicas ocurren a lo largo de estos límites (o fallas) de las placas. El movimiento relativo de las placas típicamente varía de cero a 100 mm anualmente.
Las placas tectónicas están compuestas por litosfera oceánica y una litosfera continental más gruesa, cada una coronada por su propio tipo de costra. A lo largo de los límites convergentes, subducción o una placa que se mueve debajo de otra, lleva la inferior al manto; el material perdido se equilibra aproximadamente con la formación de una nueva corteza (oceánica) a lo largo de márgenes divergentes por la expansión del fondo marino. De esta manera, la superficie total de la litosfera permanece igual. Esta predicción de la tectónica de placas también se conoce como el principio de la cinta transportadora. Las teorías anteriores, desde que se refutaban, proponían una reducción gradual (contracción) o una expansión gradual del globo.
Las placas tectónicas pueden moverse porque la litosfera de la Tierra tiene una mayor resistencia mecánica que la astenosfera subyacente. Las variaciones de densidad lateral en el manto producen convección; es decir, el movimiento lento y rastrero del sólido manto de la Tierra. Se cree que el movimiento de la placa es impulsado por una combinación del movimiento del fondo marino lejos de las crestas debido a variaciones en la topografía (la cresta es topográfica alta) y cambios de densidad en la corteza (la densidad aumenta a medida que la corteza recién formada se enfría y se aleja desde la cresta). En las zonas de subducción, la corteza relativamente fría y densa es "tirada" o se hunde en el manto sobre la extremidad de convección hacia abajo de una célula de manto. Otra explicación radica en las diferentes fuerzas generadas por las fuerzas de marea del Sol y la Luna.
Principios fundamentales
Las capas externas de la Tierra se dividen en litosfera y astenosfera. La división se basa en las diferencias en las propiedades mecánicas y en el método para la transferencia de calor. La litosfera es más fría y rígida, mientras que la astenosfera es más caliente y fluye más fácilmente. 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 se debe confundir con la subdivisión química de estas mismas capas en el manto (que comprende tanto la astenosfera y la porción del manto de la litosfera) como la corteza: una pieza determinada del manto puede ser parte de la litosfera o la astenosfera en diferentes tiempos dependiendo de su temperatura y presión.
El principio clave de la tectónica de placas es que la litosfera existe como placas tectónicasseparadas y distintas , que se mueven sobre la astenosfera fluida (sólido viscoelástico). Los movimientos de las placas varían hasta un tamaño típico de 10-40 mm / año (cresta medio-atlántica, aproximadamente tan rápido como crecen las uñas), hasta aproximadamente 160 mm / año (placa de Nazca, aproximadamente tan rápido como crece el pelo). El mecanismo de conducción 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 cortical: la corteza oceánica (en textos más antiguos llamados sima de silicio y magnesio) y la corteza continental ( sial). de silicio y aluminio). La litosfera oceánica promedio es típicamente de 100 km (62 mi) de espesor; su grosor es una función de su edad: a medida que pasa el tiempo, se enfría de forma conductiva y se agrega un manto de enfriamiento subyacente a su base. Debido a que está formado en las dorsales oceánicas y se extiende hacia el exterior, su espesor es, por lo tanto, una función de su distancia de la cresta del océano medio donde se formó. Para una distancia típica que la litosfera oceánica debe viajar antes de ser subducida, el espesor varía desde aproximadamente 6 km (4 millas) de espesor en las dorsales oceánicas a 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 pequeña o más grande, respectivamente. La litosfera continental tiene típicamente alrededor de 200 km de espesor, aunque esto varía considerablemente entre cuencas, cadenas montañosas,
La ubicación donde se juntan dos placas se llama límite de placa . Los límites de las placas se asocian comúnmente con eventos geológicos como los terremotos y la creación de características topográficas como montañas, volcanes, crestas oceánicas y trincheras 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 ampliamente conocido en la actualidad. Estos límites se discuten con más detalle a continuación. Algunos volcanes ocurren en el interior de las placas, y estos se han atribuido de diversas maneras a la deformación interna de la placa y a 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 partes del suelo de los océanos Atlántico e Índico. 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 fondo marino y la corteza continental se forma por volcanismo de arco y acreción de terrenos mediante procesos tectónicos, aunque algunos de estos terrenos pueden contener secuencias ofiolíticas, que son pedazos de corteza oceánica considerados parte del continente cuando salen del ciclo estándar de formación y expansión de centros y subducción debajo de los continentes. La corteza oceánica también es más densa que la corteza 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 ("felsica"). 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 sobresale por encima del nivel del mar (consulte la página para obtener una explicación de este principio).
Tipos de límites de placa
Existen tres tipos de límites de placa, con un cuarto tipo mixto, caracterizado por la forma en que las placas se mueven entre sí. Están asociados con diferentes tipos de fenómenos de superficie. Los diferentes tipos de límites de placa son:
- Los límites de las transformaciones (conservadores) se producen cuando dos placas litosféricas se deslizan, o tal vez con mayor precisión, se muelen una sobre otra a lo largo de las 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. Los terremotos fuertes pueden ocurrir a lo largo de una falla. La falla de San Andrés en California es un ejemplo de un límite de transformación que exhibe movimiento dextral.
- Los límites divergentes (Constructivos) ocurren cuando dos placas se separan una de la otra. En las zonas de rifting oceánico-oceánico, se forman límites divergentes por la expansión del fondo 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 y causa muchos volcanes pequeños y / o terremotos poco profundos. En las zonas de desmoronamiento 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 grieta central colapsa y el océano llena la cuenca. Las zonas activas de las dorsales oceánicas (p. Ej., La dorsal mesoatlántica y la elevación del Pacífico oriental) y las fisuras entre continentes (como África del Este, Rift y Valle y el Mar Rojo) son ejemplos de límites divergentes.
- Límites convergentes (destructivo) (o márgenes activos)) se producen cuando dos placas se deslizan una hacia la otra para formar una zona de subducción (una placa que se mueve debajo de la otra) o una colisión continental. En las zonas de subducción 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 sumerge bajo el continente menos denso. Los terremotos trazan la trayectoria de la placa que se mueve hacia abajo a medida que desciende a la astenosfera, una trinchera se forma, y cuando la placa subducida se calienta libera volátiles, principalmente agua de minerales hidratados, hacia el manto circundante. La adición de agua reduce el punto de fusión del material del manto por encima de la losa de subducción, lo que hace que se derrita. El magma que resulta generalmente conduce al volcanismo. En zonas de subducción océano a océano (por ejemplo, islas Aleutianas, Islas Marianas, y el arco de la isla japonesa), una corteza más vieja, más fría y más densa se desliza debajo de una corteza menos densa. Este movimiento causa terremotos y una zanja profunda para formar en forma de arco. El manto superior de la placa subducida 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 las fronteras de continente a continente (p. Ej., Himalaya y Alpes): colisión entre masas de litosfera continental granítica; ninguna masa es subducida; los bordes de las placas están comprimidos, plegados, levantados. El manto superior de la placa subducida 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 las fronteras de continente a continente (p. Ej., Himalaya y Alpes): colisión entre masas de litosfera continental granítica; ninguna masa es subducida; los bordes de las placas están comprimidos, plegados, levantados. El manto superior de la placa subducida 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 las fronteras de continente a continente (p. Ej., Himalaya y Alpes): colisión entre masas de litosfera continental granítica; ninguna masa es subducida; los bordes de las placas están comprimidos, plegados, levantados. colisión entre masas de litósfera continental granítica; ninguna masa es subducida; los bordes de las placas están comprimidos, plegados, levantados. colisión entre masas de litósfera continental granítica; ninguna masa es subducida; los bordes de las placas están comprimidos, plegados, levantados.
- Las zonas límite de placa se producen cuando los efectos de las interacciones no son claros, y los límites, que generalmente se producen a lo largo de un amplio cinturón, no están bien definidos y pueden mostrar varios tipos de movimientos en diferentes episodios.
Fuerzas impulsoras del movimiento de la placa
En general, se ha aceptado que las placas tectónicas pueden moverse debido a la densidad relativa de la litosfera oceánica y la debilidad relativa de la astenosfera. Se reconoce que la disipación de calor del manto es la fuente original de la energía requerida para impulsar la tectónica de placas a través de la convección o de la surgencia y domo a gran escala. La visión actual, aunque todavía es un tema de debate, afirma que, como consecuencia, se genera una fuente poderosa de movimiento de placas debido al 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 conductivamente. La mayor densidad de la 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 motriz para el movimiento de la placa. La debilidad de la astenosfera permite que las placas tectónicas se muevan fácilmente hacia una zona de subducción. Aunque se cree que la subducción es la fuerza más poderosa que impulsa los movimientos de la placa, no puede ser la única fuerza, ya que hay placas como la Placa de América del Norte que se mueven, pero que no se subducen en ninguna parte. Lo mismo es cierto para la enorme placa de Eurasia. Las fuentes del movimiento de las placas son una cuestión de intensa investigación y discusión entre los científicos. Uno de los puntos principales es que el patrón cinemático del movimiento en sí mismo debe separarse claramente 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. 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 (en su mayoría fuerzas secundarias) y relacionadas con la rotación de la tierra.
Durante gran parte del último cuarto de siglo, la teoría principal de la fuerza impulsora detrás de los movimientos de placas tectónicas previó 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 y fue inmediatamente reconocida como la solución para la aceptación de la teoría como se discutió originalmente en los documentos 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 preveía una Tierra estática sin mover continentes hasta los grandes avances de los primeros 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 (a partir de la química de las rocas), minerales (a partir de variaciones en estructuras minerales) o térmicos (a través de la expansión y contracción térmica de la energía térmica). La manifestación de esta densidad lateral variable es la convección del manto de las fuerzas de flotación.
La forma en que la convección del manto se relaciona directa e indirectamente con el movimiento de la placa es una cuestión 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. Hay esencialmente dos tipos principales de fuerzas que se cree que influyen en el movimiento de las placas: 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 más rígida que cubre.
- Succión de losa (gravedad): Movimiento de la placa impulsado por las corrientes de convección locales que ejercen un tirón hacia abajo en las placas en las zonas de subducción en las trincheras oceánicas. La succión de la losa puede ocurrir en un entorno geodinámico donde las tracciones basales continúan actuando sobre la placa a medida que se sumerge en el manto (aunque quizás en mayor medida actúe tanto en la parte inferior como 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; por lo tanto, se han propuesto puntos de vista alternativos:
En la teoría de la pluma tectónica desarrollada durante la década de 1990, se utiliza un concepto modificado de las corrientes de convección del manto. Afirma que las súper plumas se elevan desde el manto más profundo y son los controladores o sustitutos de las principales células de convección. Estas ideas, que tienen sus raíces en la década de 1930 con las ideas llamadas "fijas" de las Escuelas Europeas y rusas de Ciencias de la Tierra, encuentran resonancia en las teorías modernas que contemplan puntos calientes o plumas del manto que permanecen fijas y son anuladas por los océanos. y las placas de la litosfera continental a lo largo del tiempo y dejan sus huellas en el registro geológico (aunque estos fenómenos no se invocan como mecanismos de conducción reales, sino más bien como moduladores).
Otra teoría es que el manto no fluye ni en las células ni en las grandes columnas, sino más bien como una serie de canales justo debajo de la corteza terrestre, que luego proporcionan fricción basal a la litosfera. Esta teoría, llamada "tectónica de la oleada", se hizo bastante popular en geofísica y geodinámica durante los años ochenta y noventa. La investigación reciente, basada en el modelado tridimensional de la computadora, sugiere que la geometría de la placa se rige por una retroalimentación entre los patrones de convección del manto y la fuerza de la litosfera.
Las fuerzas relacionadas con la gravedad suelen invocarse como fenómenos secundarios en el marco de un mecanismo de conducción más general, como las diversas formas de dinámica del manto descritas anteriormente.
Deslizamiento gravitacional lejos de una cresta que se extiende: según muchos autores, el movimiento de la placa es impulsado por la elevación más alta de las placas en las crestas oceánicas. A medida que la litosfera oceánica se forma en las crestas de expansión del material del manto caliente, gradualmente se enfría y se espesa con la edad (y, por lo tanto, agrega distancia de la cresta). La litosfera oceánica fría es significativamente más densa que el material del manto caliente de la que se deriva y, por lo tanto, al aumentar el grosor, cede gradualmente al manto para compensar la mayor carga. El resultado es una ligera inclinación lateral con mayor distancia desde el eje de la cresta.
Esta fuerza se considera como 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 un deslizamiento gravitatorio ya que la topografía variable en toda la placa puede variar considerablemente y la topografía de las crestas de expansión es solo la característica más destacada. Otros mecanismos que generan esta fuerza secundaria gravitacional incluyen el abombamiento de la litosfera antes de sumergirse debajo de una placa adyacente que produce una clara característica topográfica que puede contrarrestar, o al menos afectar, la influencia de las crestas oceánicas topográficas y las plumas del manto y los puntos calientes, que se postula que inciden en la parte inferior de las placas tectónicas.
Tiro de losa: la opinión científica actual es que la astenosfera no es lo suficientemente competente o rígida como para provocar directamente el movimiento por fricción a lo largo de la base de la litosfera. Por lo tanto, se considera que la tracción de losa es la mayor fuerza que actúa sobre las placas. En esta comprensión actual, el movimiento de la placa es principalmente impulsado por el peso de las placas frías y densas que se hunden en el manto en las trincheras. Los modelos recientes indican que la succión de zanjas también juega un papel importante. Sin embargo, el hecho de que la Placa de América del Norte no sea subducida, aunque esté en movimiento, presenta un problema. Lo mismo vale para las placas africanas, euroasiáticas y antárticas.
Deslizamiento gravitatorio fuera del manto: según las teorías más antiguas, uno de los mecanismos de conducción de las placas es la existencia de astenosfera / manto a gran escala que causan el deslizamiento gravitacional de las placas de la litosfera. Este deslizamiento gravitacional representa un fenómeno secundario de este mecanismo básicamente orientado verticalmente. Esto puede actuar en varias escalas, desde la pequeña escala de un arco de la isla hasta la escala más grande de una cuenca oceánica completa.
Alfred Wegener, como meteorólogo, había propuesto fuerzas de marea y fuerzas centrífugas como los principales mecanismos de conducción de la deriva continental; sin embargo, estas fuerzas se consideraron demasiado pequeñas para causar movimiento continental ya que el concepto era de continentes surcando la corteza oceánica. Por lo tanto, Wegener más tarde cambió su posición y afirmó que las corrientes de convección son la principal fuerza motriz 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 abajo) durante la década de 1960), se sugiere que la corteza oceánica esté en movimiento con los continentes que hizo que se reconsideraran las propuestas relacionadas con la rotación de la Tierra. En la literatura más reciente, estas fuerzas impulsoras son:
- Arrastre de mareas debido a la fuerza gravitacional que ejerce la Luna (y el Sol) sobre la corteza de la Tierra
- Deformación global del geoide debido a pequeños desplazamientos del polo rotacional con respecto a la corteza terrestre;
- Otros efectos de deformación más pequeños de la corteza debido a bamboleos y movimientos de giro de la rotación de la Tierra en una escala de tiempo más pequeña.
Las fuerzas que son pequeñas y generalmente despreciables son:
- La fuerza de Coriolis
- La fuerza centrífuga, que se trata como una ligera modificación de la gravedad
Para que estos mecanismos sean válidos en general, deberían existir relaciones sistemáticas en todo el mundo entre la orientación y la cinemática de la deformación y la rejilla geográfica latitudinal y longitudinal de la Tierra misma. Irónicamente, 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 rejilla de deformación se había fijado con respecto al ecuador y eje de la Tierra , y que las fuerzas motrices gravitatorias generalmente actuaban verticalmente y solo causaban movimientos horizontales locales (las llamadas "teorías fijistas" tectónicas preplanas). Los estudios posteriores (discutidos a continuación en esta página), por lo tanto,
De las muchas fuerzas discutidas en este párrafo, la fuerza de las mareas sigue siendo muy debatida y defendida como una posible fuerza motriz 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 general de tectónica de placas.
En 1973, George W. Moore del USGS y RC Bostrom presentaron evidencia de una deriva general hacia el oeste de la litosfera de la Tierra con respecto al manto. Concluyó que las fuerzas de marea (el retraso de la marea o "fricción") causadas por la rotación de la Tierra y las fuerzas que actúan sobre ella por la Luna son una fuerza motriz para la tectónica de placas. A medida que la Tierra gira hacia el este por debajo de la luna, la gravedad de la luna tira ligeramente de la capa superficial de la Tierra hacia el oeste, tal como lo propuso Alfred Wegener (ver arriba). En un estudio más reciente de 2006, 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 Venus y Marte no tienen placas tectónicas, ya que Venus no tiene luna y Marte. las lunas son demasiado pequeñas para tener efectos de marea significativos en el planeta. En un documento reciente, se sugirió que, por otro lado, puede observarse fácilmente que muchas placas se mueven hacia el norte y el este, y que el movimiento predominantemente hacia el oeste de las cuencas del Océano Pacífico deriva simplemente del sesgo hacia el este del Pacífico. centro (que no es una manifestación predicha de tales fuerzas lunares). En el mismo documento, los autores admiten, sin embargo, que en relación con el manto inferior, hay un ligero 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 aumento de la dominación de la placa del Pacífico en constante crecimiento y aceleración. El debate aún está abierto. se puede observar fácilmente que muchas placas se mueven hacia el norte y el este, y que el movimiento predominantemente hacia el oeste de las cuencas del Océano Pacífico 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 documento, los autores admiten, sin embargo, que en relación con el manto inferior, hay un ligero 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 aumento de la dominación de la placa del Pacífico en constante crecimiento y aceleración. El debate aún está abierto. se puede observar fácilmente que muchas placas se mueven hacia el norte y el este, y que el movimiento predominantemente hacia el oeste de las cuencas del Océano Pacífico 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 documento, los autores admiten, sin embargo, que en relación con el manto inferior, hay un ligero 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 aumento de la dominación de la placa del Pacífico en constante crecimiento y aceleración. El debate aún está abierto. y que el movimiento predominantemente hacia el oeste de las cuencas del Océano Pacífico deriva simplemente del sesgo hacia el este del centro de expansión del Pacífico (que no es una manifestación pronosticada de tales fuerzas lunares). En el mismo documento, los autores admiten, sin embargo, que en relación con el manto inferior, hay un ligero 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 aumento de la dominación de la placa del Pacífico en constante crecimiento y aceleración. El debate aún está abierto. y que el movimiento predominantemente hacia el oeste de las cuencas del Océano Pacífico deriva simplemente del sesgo hacia el este del centro de expansión del Pacífico (que no es una manifestación pronosticada de tales fuerzas lunares). En el mismo documento, los autores admiten, sin embargo, que en relación con el manto inferior, hay un ligero 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 aumento de la dominación de la placa del Pacífico en constante crecimiento y aceleración. El debate aún está abierto. se atribuye a la mayor dominación de la placa del Pacífico en constante crecimiento y aceleración. El debate aún está abierto. se atribuye a la mayor dominación de la placa del Pacífico en constante crecimiento y aceleración. El debate aún está abierto.
Importancia relativa de cada mecanismo de fuerza motriz
El vector del movimiento de una placa es una 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 ajustes geodinámicos y las propiedades de cada placa son el resultado del impacto de los diversos procesos que impulsan activamente cada placa individual. Un método para tratar 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 motriz general en la placa.
Una de las correlaciones más significativas descubiertas hasta la fecha es que las placas litosféricas conectadas a las placas descendentes (subducción) se mueven mucho más rápido que las placas no unidas a las placas subductoras. La placa del Pacífico, por ejemplo, está esencialmente rodeada por zonas de subducción (el denominado Anillo de Fuego) y se mueve mucho más rápido que las placas de la cuenca del Atlántico, que están unidas (quizás se podría decir que están "soldadas") a los continentes adyacentes. en lugar de subducir platos Por lo tanto, se piensa que las fuerzas asociadas con la placa descendente (tracción de la losa y losa de la losa) son las fuerzas motrices que determinan el movimiento de las placas, a excepción de las placas que no se subducen. Esta visión, sin embargo, ha sido contradicha por un estudio reciente que encontró que los movimientos reales de la Placa del Pacífico y otras placas asociadas con el Levante del Pacífico Oriental no se correlacionan principalmente con el empuje de la losa o losa, sino con una corriente ascendente de convección del manto cuya horizontal extendiéndose a lo largo de las bases de las diversas placas los impulsa a través de fuerzas de tracción relacionadas con la viscosidad. Las fuerzas motrices del movimiento de las placas continúan siendo temas activos de la investigación en curso en geofísica y tectonofísica.
Desarrollo de la teoría
Resumen
En línea con otras propuestas anteriores y contemporáneas, en 1912 el meteorólogo Alfred Wegener describió ampliamente lo que llamó deriva continental, expandida en su libro de 1915 El origen de los continentes y los océanos y comenzó el debate científico que terminaría cincuenta años más tarde en la teoría de la tectónica de placas. Partiendo de la idea (también expresada por sus precursores) de que los continentes actuales alguna vez formaron una sola masa de tierra (que luego se llamó Pangea) que se separaron, liberando así los continentes del manto de la Tierra y comparándolos con "icebergs" de baja granito de densidad que flota en un mar de basalto más denso. La evidencia probatoria de la idea provino de los contornos de cola de paloma de la costa este de Sudamérica y la costa oeste de África, y de la coincidencia de las formaciones rocosas a lo largo de estos bordes. La confirmación de su naturaleza contigua anterior también provino de las plantas fósiles Glossopteris y Gangamopteris , , todos ampliamente distribuidos en Sudamérica, África, Antártida, India y Australia. La evidencia de una unión tan antigua de estos continentes era patente para los geólogos de campo que trabajan en el hemisferio sur. El sudafricano Alex du Toit recopiló una gran cantidad de información en su publicación de 1937 Our Wandering Continents , y fue más allá de Wegener en el reconocimiento de los fuertes vínculos entre los fragmentos de Gondwana.
Pero sin evidencia detallada y una fuerza suficiente para impulsar el movimiento, la teoría no era generalmente aceptada: la Tierra podría tener una corteza sólida y un núcleo líquido, pero parecía que no había forma de que partes de la corteza pudieran moverse. Distinguidos científicos, como Harold Jeffreys y Charles Schuchert, fueron francos críticos de la deriva continental.
A pesar de la gran oposición, la visión de la deriva continental ganó apoyo y comenzó un animado debate entre "vagabundos" o "movilistas" (defensores de la teoría) y "fijadores" (opositores). Durante las décadas de 1920, 1930 y 1940, la primera alcanzó importantes hitos, proponiendo que las corrientes de convección podrían haber impulsado los movimientos de las placas, y que la diseminación 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 apoyar el movimiento de las placas litosféricas provino del paleomagnetismo. Esto se basa en el hecho de que rocas de diferentes edades muestran una dirección variable del campo magnético, evidenciado por estudios desde mediados del siglo XIX. Los polos norte y sur magnéticos retroceden a través del tiempo y, especialmente importante en 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 "vagabundeo polar" (véase el vagabundeo polar aparente), es decir, se asumió que la ubicación del polo norte había estado cambiando a través del tiempo. Una explicación alternativa, sin embargo, era que los continentes se habían movido (desplazado y girado) en relación con el polo norte, y cada continente, de hecho, muestra su propia "ruta de vagabundeo polar". A fines 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 documento en 1956, y por Warren Carey en un simposio celebrado en marzo de 1956.
La segunda evidencia en apoyo de la deriva continental vino a finales 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 propiedades magnéticas y, más generalmente, con el desarrollo de la geología marina que dio evidencia de la asociación de la expansión del lecho marino a lo largo de las dorsales oceánicas y las inversiones de campo magnético, publicada entre 1959 y 1963 por Heezen, Dietz, Hess, Mason, Vine & Matthews y Morley.
Los avances simultáneos en las primeras técnicas de imágenes sísmicas en las zonas 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 en claro hacia 1965 que la deriva continental era factible y que la teoría de la tectónica de placas, que se definió en una serie de documentos entre 1965 y 1967, nació, 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
A finales del siglo XIX y principios del XX, los geólogos asumieron que las características principales de la Tierra eran fijas, y que la mayoría de las características geológicas como el desarrollo de la cuenca y las cordilleras podrían explicarse por el movimiento cortical vertical, descrito en la teoría geosinclinal. En general, esto se colocó en el contexto de un planeta Tierra contraído debido a la pérdida de calor en el transcurso de un tiempo geológico relativamente corto.
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.
Desde ese momento, se propusieron muchas teorías para explicar esta aparente complementariedad, pero la suposición de una Tierra sólida hizo que estas diversas propuestas fueran difíciles de aceptar.
El descubrimiento de la radiactividad y sus propiedades de calentamiento asociadas en 1895 provocó un nuevo examen de la edad aparente de la Tierra. Esto se había estimado previamente por su velocidad de enfriamiento bajo el supuesto de que la superficie de la Tierra irradiaba como un cuerpo negro. Esos cálculos habían implicado que, incluso si comenzara a 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 aún estaba lo suficientemente caliente como para ser líquido.
En 1915, después de haber publicado un primer artículo en 1912, Alfred Wegener estaba presentando serios argumentos para la idea de la deriva continental en la primera edición de El origen de los continentes y los océanos.. En ese libro (reeditado en cuatro ediciones sucesivas hasta la final en 1936), señaló cómo la costa este de América del Sur y la costa occidental de África parecía que alguna vez estuvieron unidos. Wegener no fue el primero en notar esto (Abraham Ortelius, Antonio Snider-Pellegrini, Eduard Suess, Roberto Mantovani y Frank Bursley Taylor lo precedieron solo por mencionar algunos), pero fue el primero en reunir fósiles importantes y paleo-topográficos y climatológicos evidencia para apoyar esta observación simple (y fue apoyada 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 encontradas en Newfoundland y New Brunswick. Además, las montañas de Caledonia de Europa y partes de las Montañas Apalaches de América del Norte son muy similares en estructura y litología.
Sin embargo, muchos geólogos no tomaron en serio sus ideas, y señalaron que no había un mecanismo aparente para la deriva continental. Específicamente, no vieron cómo la roca continental podía 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.
Continentes flotantes, paleomagnetismo y zonas de sismicidad
Como se observó temprano que aunque el granito existía en los continentes, el lecho marino parecía estar compuesto de basalto más denso, el concepto predominante durante la primera mitad del siglo XX era que había dos tipos de corteza, llamados "sial" (costra de tipo continental) y "sima" (corteza de tipo oceánico). Además, se suponía que un caparazón estático de estratos estaba presente bajo los continentes. Por lo tanto, parecía evidente que una capa de basalto (sial) subyace a las rocas continentales.
Sin embargo, de acuerdo con las anormalidades en la desviación de la línea de plomada por 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 las correspondientes variaciones de densidad. Por lo tanto, a mediados de la década de 1950, la pregunta seguía sin resolverse sobre si las raíces de las montañas se apretaban en el basalto circundante o si 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 de expansión. A fines de la década de 1920, los sismólogos estaban empezando a identificar varias zonas de terremotos prominentes paralelas a las trincheras que típicamente estaban inclinadas 40-60 ° 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 mucho en la década de 1960 con el establecimiento de la Red mundial de sismógrafos estandarizados (WWSSN) para supervisar el cumplimiento del tratado de 1963 que prohíbe las pruebas sobre el terreno de armas nucleares. Los datos muy mejorados de los instrumentos de WWSSN permitieron a los sismólogos cartografiar con precisión las zonas de concentración de terremotos en todo el mundo.
Mientras tanto, los debates se desarrollaron en torno al fenómeno de la deambulación polar. Desde los primeros debates de 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 haber cambiado y girado, mientras que el polo se mantuvo relativamente fijo. La primera vez que la evidencia del vagabundeo polar magnético se usó para apoyar los movimientos de los continentes fue en un documento de Keith Runcorn en 1956, y sucesivos documentos de él y sus estudiantes Ted Irving (quien fue el primero en estar convencido del hecho de que el paleomagnetismo apoyó la deriva continental) y Ken Creer.
Esto fue seguido inmediatamente por un simposio en Tasmania en marzo de 1956. En este simposio, la evidencia fue utilizada 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 no fue satisfactorio porque sus seguidores no podían ofrecer ningún 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; otro trabajo pronto mostraría que la evidencia era igualmente en apoyo de la deriva continental en un globo con un radio estable.
Durante los años treinta hasta finales de los años cincuenta, los trabajos de Vening-Meinesz, Holmes, Umbgrove y muchos otros describieron conceptos que eran cercanos o casi idénticos a la teoría moderna de la tectónica de placas. En particular, el geólogo inglés Arthur Holmes propuso en 1920 que las uniones de placas podrían estar debajo del mar, y en 1928 que las corrientes de convección dentro del manto podrían ser la fuerza impulsora. A menudo, estas contribuciones se olvidan porque:
- En ese momento, la deriva continental no fue aceptada.
- 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 documentos sobre la propagación del fondo del mar publicados por los investigadores estadounidenses en la década de 1960.
Esparcimiento y convección de cresta oceánico medio
En 1947, un equipo de científicos liderados por Maurice Ewing utilizando el buque Atlantis de investigación de la Institución Oceanográfica Woods Hole y una serie de instrumentos, confirmaron la existencia de un aumento en el Océano Atlántico central, y encontraron que el fondo del lecho marino debajo de la capa de los sedimentos consistieron en basalto, no el granito que es el constituyente 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.
Los nuevos datos que se habían recopilado en las cuencas oceánicas también mostraban características particulares con respecto a la batimetría. Uno de los principales resultados de estos conjuntos de datos fue que en todo el mundo se detectó un sistema de crestas oceánicas. Una conclusión importante fue que a lo largo de este sistema, se estaba creando un nuevo fondo oceánico, lo que condujo al concepto de "Gran Grieta Global". Esto fue descrito en el documento crucial de Bruce Heezen (1960), que desencadenaría una verdadera revolución en el pensamiento. Una consecuencia profunda de la expansión del fondo marino es que la nueva corteza se creó y se crea continuamente a lo largo de las dorsales oceánicas. Por lo tanto, Heezen abogó por la llamada hipótesis de "expansión de la Tierra" de S. Warren Carey (ver arriba). Por lo tanto, aún quedaba la pregunta: ¿Cómo se puede agregar continuamente nueva corteza a lo largo de las crestas oceánicas sin aumentar el tamaño de la Tierra? En realidad, esta pregunta ya había sido resuelta por numerosos científicos durante los años cuarenta y cincuenta, como Arthur Holmes, Vening-Meinesz, Coates y muchos otros: la corteza en exceso desapareció a lo largo de lo que se llamaba las trincheras oceánicas, donde se denominaba " subducción "ocurrió. Por lo tanto, cuando varios científicos de principios de los años sesenta comenzaron a razonar sobre los datos a su disposición sobre el fondo oceánico, las piezas de la teoría cayeron rápidamente en su lugar. La corteza en exceso desapareció a lo largo de lo que se llamó las trincheras oceánicas, donde se produjo la llamada "subducción". Por lo tanto, cuando varios científicos de principios de los años sesenta comenzaron a razonar sobre los datos a su disposición sobre el fondo oceánico, las piezas de la teoría cayeron rápidamente en su lugar. La corteza en exceso desapareció a lo largo de lo que se llamó las trincheras oceánicas, donde se produjo la llamada "subducción". Por lo tanto, cuando varios científicos de principios de los años sesenta comenzaron a razonar sobre los datos a su disposición sobre el fondo oceánico, las piezas de la teoría cayeron rápidamente en su lugar.
La pregunta intrigó especialmente a Harry Hammond Hess, geólogo de la Universidad de Princeton y contraalmirante de la Reserva Naval, y Robert S. Dietz, científico del Servicio Geodésico y de la Costa de los Estados Unidos, quien acuñó el término expansión del fondo oceánico . Dietz y Hess (el primero publicó la misma idea un año antes en Nature , pero la prioridad pertenece a Hess que ya había distribuido un manuscrito inédito de su artículo de 1962 en 1960) se contaban entre los pocos que realmente entendían las amplias implicaciones de la expansión del suelo marino. y cómo eventualmente estaría de acuerdo con las, en ese momento, ideas no convencionales e inaceptables sobre 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 EE. UU., Describió las principales características de la subducción de arco isleño 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, en realidad muestra que el trabajo de los científicos europeos sobre arcos isleños y cinturones de montañas 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 crestas oceánicas, Hess y Dietz razonaron como Holmes y otros antes que ellos, debe reducirse a otra parte. Hess siguió a Heezen, lo que sugiere que la nueva corteza oceánica se extiende continuamente fuera de las crestas en un movimiento similar a una cinta transportadora. Y, utilizando los conceptos movilísticos desarrollados anteriormente, concluyó correctamente que muchos millones de años más tarde, la corteza oceánica finalmente desciende a lo largo de los márgenes continentales donde se forman las trincheras oceánicas, muy profundas y angostas, por ejemplo, a lo largo del borde de la cuenca del Océano Pacífico . El paso importante que hizo Hess fue que las corrientes de convección serían la fuerza impulsora de este proceso, llegando a las mismas conclusiones que Holmes décadas antes, con la única diferencia de que el adelgazamiento de la corteza oceánica se realizó utilizando Heezen ' s mecanismo de propagación a lo largo de las crestas. Hess por lo tanto concluyó que el Océano Atlántico se estaba expandiendo mientras que el Océano Pacífico se estaba reduciendo. A medida que la vieja corteza oceánica es "consumida" en las trincheras (como Holmes y otros, pensó que esto se hizo por espesamiento de la litosfera continental, no, como ahora se entiende, sumergiendo a mayor escala la propia corteza oceánica en el manto) , el nuevo magma asciende y entra en erupción a lo largo de las crestas que se extienden para formar una nueva corteza. En efecto, las cuencas oceánicas se "reciclan" perpetuamente, y la creación de una nueva corteza y la destrucción de la antigua litosfera oceánica se producen simultáneamente. Por lo tanto, los nuevos conceptos de movilización explicaron claramente por qué la Tierra no se agranda con la expansión del suelo marino, por qué hay tan poca acumulación de sedimentos en el fondo del océano,
Rayas magnéticas
A partir de la década de 1950, científicos como Victor Vacquier, utilizando instrumentos magnéticos (magnetómetros) adaptados de dispositivos aerotransportados 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 compone el fondo oceánico- contiene un mineral fuertemente magnético (magnetita) y puede distorsionar localmente las lecturas de la brújula. Esta distorsión fue reconocida por los navegantes islandeses ya a finales del siglo XVIII. Más importante aún, debido a que la presencia de magnetita le da al basalto propiedades magnéticas medibles, estas variaciones magnéticas recientemente descubiertas proporcionaron otro medio para estudiar el fondo del océano profundo. Cuando la roca recién formada se enfría, tales materiales magnéticos registran la Tierra '
A medida que se mapeaba más y más fondos marinos durante la década de 1950, las variaciones magnéticas resultaron no ser eventos aleatorios o aislados, sino que revelaron patrones reconocibles. Cuando estos patrones magnéticos se mapearon en una amplia región, el fondo del océano mostró un patrón tipo cebra: una franja con polaridad normal y la franja adyacente con polaridad invertida. El patrón general, definido por estas bandas alternantes de roca polarizada normalmente y de manera inversa, 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 extensión del suelo marino, como Vine, Matthews y Morley unos años más tarde.
El descubrimiento de las bandas magnéticas requiere una explicación. A principios de la década de 1960, científicos como Heezen, Hess y Dietz habían empezado a teorizar que las dorsales oceánicas señalan zonas estructuralmente débiles en las que el suelo oceánico se dividía 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 eventualmente hace erupción a lo largo de la cresta de las crestas para crear una nueva corteza oceánica. Este proceso, denominado inicialmente la "hipótesis del cinturón transportador" y más tarde llamado expansión del lecho marino, que opera durante muchos millones de años continúa formando nuevos fondos oceánicos en todo el sistema de crestas oceánicas de 50.000 km de longitud.
Solo cuatro años después de que se publicaran los mapas con el "patrón de cebra" de bandas magnéticas, el vínculo entre la expansión del suelo marino y estos patrones fue colocado correctamente, independientemente por Lawrence Morley, y por Fred Vine y Drummond Matthews, en 1963, ahora llamado Hipótesis Vine-Matthews-Morley. Esta hipótesis relacionó estos patrones con reversiones geomagnéticas y fue respaldada por varias líneas de evidencia:
- las rayas 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 se vuelven progresivamente más viejas lejos de la cresta de la cresta;
- las rocas más jóvenes en la cresta de la cresta siempre tienen polaridad actual (normal);
- las franjas de roca paralelas a la cresta de la cresta se alternan en polaridad magnética (normal-inversa-normal, etc.), lo que sugiere que se formaron durante diferentes épocas documentando los episodios normales y de reversión (ya conocidos de estudios independientes) del campo magnético de la Tierra.
Al explicar tanto las bandas magnéticas tipo cebra como la construcción del sistema de crestas oceánicas, la hipótesis de expansión del lecho marino (SFS) ganó rápidamente conversiones y representó otro avance importante en el desarrollo de la teoría de la tectónica de placas. Además, la corteza oceánica llegó a ser apreciada como una "grabación en cinta" natural de la historia de las reversiones del campo geomagnético (GMFR) del campo magnético de la Tierra. Hoy en día, extensos estudios están dedicados a la calibración de los patrones de reversión 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 tasas de dispersión anteriores y reconstrucciones de placas.
Definición y refinamiento de la teoría
Después de todas estas consideraciones, Plate Tectonics (o, como se llamaba inicialmente "New Global Tectonics") se aceptó rápidamente en el mundo científico, y siguieron numerosos documentos que definieron los conceptos:
- En 1965, Tuzo Wilson, que había promovido la hipótesis de propagación del lecho marino y la deriva continental desde el principio, agregó el concepto de fallas de transformación al modelo, completando las clases de tipos de falla necesarios para hacer la movilidad de las placas en el globo rutina de ejercicio.
- En la Royal Society of London en 1965 se celebró un simposio sobre la deriva continental que debe considerarse como el comienzo oficial de la aceptación de la tectónica de placas por parte de la comunidad científica, y cuyos resúmenes se publican como Blacket, Bullard y Runcorn (1965). En este simposio, Edward Bullard y sus colaboradores mostraron con un cálculo computarizado cómo los continentes a ambos lados del Atlántico encajarían mejor para cerrar el océano, que se hizo conocido como el famoso "Ajuste de Bullard".
- En 1966 Wilson publicó el artículo que se refería a reconstrucciones tectónicas de placas previas, introduciendo el concepto de lo que ahora se conoce como el "Ciclo de Wilson".
- En 1967, en la reunión de la Unión Geofísica Americana, W. Jason Morgan propuso que la superficie de la Tierra consiste en 12 placas rígidas que se mueven una respecto de la otra.
- Dos meses después, Xavier Le Pichon publicó un modelo completo basado en 6 placas principales con sus movimientos relativos, que marcó la aceptación final por parte de la comunidad científica de la tectónica de placas.
- En el mismo año, McKenzie y Parker presentaron de forma independiente un modelo similar al de Morgan que usaba traducciones y rotaciones en una esfera para definir los movimientos de la placa.
Revolución de placas tectónicas
The Plate Tectonics Revolution fue el cambio científico y cultural que se desarrolló a partir de la aceptación de la teoría de la tectónica de placas. El evento fue un cambio de paradigma y una revolución científica.
Implicaciones para la biogeografía
La teoría de la deriva continental ayuda a los biogeógrafos a explicar la distribución biogeográfica disyuntiva de la vida actual que se encuentra en diferentes continentes pero que tiene antepasados similares. En particular, explica la distribución gondwana de ratites y la flora antártica.
Reconstrucción de placas
La reconstrucción se usa para establecer configuraciones de placas pasadas (y futuras), lo que ayuda a determinar la forma y la composición de los supercontinentes antiguos y proporciona una base para la paleogeografía.
Definiendo los límites de las placas
Los límites actuales de las placas se definen por su sismicidad. Los límites de las placas anteriores 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.
Pasados movimientos de placa
Se cree que el movimiento tectónico comenzó hace alrededor de 3 a 3.5 mil millones de años.
Varios tipos de información cuantitativa y semicuantitativa están disponibles para restringir los movimientos de placas anteriores. El ajuste geométrico entre los continentes, como el oeste de África y Sudamérica, sigue siendo una parte importante de la reconstrucción de placas. Los patrones de bandas magnéticas proporcionan una guía confiable para movimientos relativos de placas que se remontan al período Jurásico. Las pistas de zonas interactivas ofrecen reconstrucciones absolutas, pero solo están disponibles en el Cretácico. Las reconstrucciones más antiguas se basan principalmente en los datos del polo paleomagnético, aunque estos solo limitan la latitud y la rotación, pero no la longitud. La combinación de polos de diferentes edades en una placa particular para producir trayectorias de vagones polares aparentes proporciona un método para comparar los movimientos de diferentes placas a lo largo del tiempo.
Formación y ruptura de continentes
El movimiento de las placas ha causado la formación y la ruptura de los continentes a lo largo del tiempo, incluida la formación ocasional de un supercontinente que contiene la mayoría o la totalidad de los continentes. El supercontinente Columbia o Nuna se formó durante un período de 2,000 a 1,800 millones de años atrás y se separó hace aproximadamente 1,500 a 1,300 millones de años . Se cree que el supercontinente Rodinia se formó hace aproximadamente mil millones de años y que encarna la mayoría o la totalidad de los continentes de la Tierra, y se dividió en ocho continentes hace unos 600 millones de años . Los ocho continentes volvieron a reunirse en otro supercontinente llamado Pangea; Pangea se separó en Laurasia (que se convirtió en Norteamérica y Eurasia) y Gondwana (que se convirtieron en los continentes restantes).
Se supone que los Himalayas, la cadena montañosa más alta del mundo, se formaron por la colisión de dos placas principales. Antes de levantarse, estaban cubiertos por el océano Tetis.
Placas actuales
Dependiendo de cómo se definan, generalmente hay siete u ocho placas "principales": africanas, antárticas, euroasiáticas, norteamericanas, sudamericanas, del Pacífico e indoaustralianas. Este último a veces se subdivide en las placas india y australiana.
Hay docenas de platos más pequeños, los siete más grandes son el árabe, caribeño, Juan de Fuca, Cocos, Nazca, el mar de Filipinas y Scotia.
El movimiento actual de las placas tectónicas está determinado actualmente por conjuntos de datos satelitales de detección remota, 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, con planetas más masivos que los que se espera que la Tierra muestre placas tectónicas. La Tierra puede ser un caso límite, debido a su actividad tectónica a abundante agua (sílice y agua forman un eutéctico profundo).
Venus
Venus no muestra evidencia de tectónica de placas activa. Hay evidencia discutible de tectónica activa en el pasado distante del planeta; sin embargo, los eventos que tienen lugar desde entonces (como la hipótesis plausible y generalmente aceptada de que la litosfera venusiana se ha espesado en gran medida a lo largo de varios cientos de millones de años) ha dificultado la limitación del curso de su registro geológico. Sin embargo, los numerosos cráteres de impacto bien conservados se han utilizado como un método de datación para fechar aproximadamente la superficie de Venus (dado que hasta ahora no se conocen muestras de roca de Venus por métodos más confiables). Las fechas derivadas están predominantemente en el rango de 500 a 750 millones de años atrás , aunque las edades de hasta 1.200 millones de años atrás han sido calculados Esta investigación ha llevado a la hipótesis bastante aceptada de que Venus ha sufrido una restauración volcánica esencialmente completa al menos una vez en su pasado distante, y el último evento tuvo lugar aproximadamente dentro del rango de las edades superficiales estimadas. Si bien el mecanismo de un evento térmico tan impresionante sigue siendo un tema debatido en las geociencias venusinas, algunos científicos defienden los procesos que involucran el movimiento de las placas hasta cierto punto.
Una explicación para la falta de tectónica de placas de Venus es que en Venus las temperaturas son demasiado altas para que haya agua significativa presente. La corteza terrestre está empapada de agua y el agua juega un papel importante en el desarrollo de las zonas de corte. La tectónica de placas requiere superficies débiles en la corteza a lo largo de las cuales se pueden mover las láminas de la corteza, y es posible que ese debilitamiento nunca haya tenido lugar en Venus debido a la ausencia de agua. Sin embargo, algunos investigadores siguen convencidos de que la tectónica de placas es o fue alguna vez activa en este planeta.
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 de corteza marciana se creó mediante procesos tectónicos de placas. Los científicos hoy en día no están de acuerdo, y piensan que fue creado ya sea por afloramiento dentro del manto marciano que espesó la corteza de las Tierras Altas del Sur y formó Tharsis o por un impacto gigante que excavó las tierras bajas del norte.
Valles Marineris puede ser un límite tectónico.
Las observaciones realizadas en el campo magnético de Marte por la nave espacial Mars Global Surveyor en 1999 mostraron patrones de bandas magnéticas descubiertas en este planeta. Algunos científicos interpretaron que esto requiere procesos de placas tectónicas, como la extensión del lecho marino. Sin embargo, sus datos fallan una "prueba de inversión magnética", que se usa para ver si se formaron volteando las polaridades de un campo magnético global.
Satélites helados
Algunos de los satélites de Júpiter tienen características que pueden estar relacionadas con la deformación del estilo placa-tectónica, aunque los materiales y mecanismos específicos pueden ser diferentes de la actividad tectónica de placas en la Tierra. El 8 de septiembre de 2014, la NASA informó que había encontrado evidencia de placas tectónicas en Europa, un satélite de Júpiter, el primer signo de actividad de subducción en otro mundo que no sea la Tierra.
Se informó que Titán, la luna más grande de Saturno, muestra actividad tectónica en las imágenes tomadas por la sonda Huygens , que aterrizó en Titán el 14 de enero de 2005.
Exoplanetas
En los 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 la tectónica de placas en súper Tierras más grandes con un equipo que decía que las placas tectónicas serían episódicas o estancadas y el otro equipo diciendo que la tectónica de placas es muy probable que - Tierras incluso si el planeta está seco.
La consideración de la tectónica de placas es parte de la búsqueda de inteligencia extraterrestre y vida extraterrestre.