5.8: Tectónica de Placas

La tectónica de placas es una teoría científica que describe el movimiento a gran escala de la litosfera terrestre. Este modelo teórico se basa en el concepto de deriva continental que se desarrolló durante las primeras décadas del siglo XX. La comunidad geocientífica aceptó la teoría después de que los conceptos de propagación del fondo marino se desarrollaron posteriormente a fines de los años 50 y principios de los sesenta.

Figura 1. Las placas tectónicas del mundo fueron mapeadas en la segunda mitad del siglo XX.

La litosfera, que es la cáscara rígida más externa de un planeta (en la Tierra, la corteza y el manto superior), se descompone en placas tectónicas. En la Tierra, hay siete u ocho placas mayores (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 transformada. A lo largo de estos límites de placas ocurren terremotos, actividad volcánica, construcción de montañas y formación de trincheras oceánicas. El movimiento relativo lateral de las placas suele variar de cero a 100 mm anuales.

Las placas tectónicas están compuestas por litosfera oceánica y litosfera continental más gruesa, cada una coronada por su propio tipo de corteza. A lo largo de los límites convergentes, la subducción lleva placas al manto; el material perdido se equilibra aproximadamente por la formación de nueva corteza (oceánica) a lo largo de márgenes divergentes por la propagación del fondo marino. De esta manera, la superficie total del globo sigue siendo la misma. Esta predicción de la tectónica de placas también se conoce como el principio de la cinta transportadora. Teorías anteriores (que todavía tienen algunos partidarios) proponen una contracción gradual (contracción) o una expansión gradual del globo terráqueo.

Las placas tectónicas son capaces de moverse porque la litosfera de la Tierra tiene mayor fuerza que la astenosfera subyacente. Las variaciones de densidad lateral en el manto resultan en convección. Se piensa que el movimiento de las placas es impulsado por una combinación del movimiento del fondo marino lejos de la cresta extendida (debido a variaciones en la topografía y densidad de la corteza, que resultan en diferencias en las fuerzas gravitacionales) y arrastre, con succión descendente, en las zonas de subducción. Otra explicación radica en las diferentes fuerzas generadas por la rotación del globo y las fuerzas mareales 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 CLAVE

Las capas externas de la Tierra se dividen en litosfera y astenosfera. Esto se basa en diferencias enpropiedades mecánicas y en el método para la transferencia de calor. Mecánicamente, la litosfera es más fría y más 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 debe confundirse con la subdivisión química de estas mismas capas en el manto (que comprende tanto la astenosfera como la porción del manto de la litosfera) y la corteza: un trozo dado de manto puede ser parte de la litosfera o de 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 montan sobre la astenosfera de tipo fluido (sólido viscoelástico). Los movimientos de las placas varían hasta un típico 10—40 mm/año (Mid-Atlantic Ridge; aproximadamente tan rápido como crecen las uñas), hasta aproximadamente 160 mm/año (Placa de Nazca; aproximadamente tan rápido como crece el cabello). A continuación se describe el mecanismo de accionamiento detrás de este movimiento.

Las placas de litosfera tectónica consisten en manto litosférico cubierto por uno o ambos de dos tipos de material cortical: corteza oceánica (en textos más antiguos llamados sima de silicio y magnesio) y 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 conductivamente y se agrega manto refrigerante subyacente a su base. Debido a que se forma en las crestas oceánicas y se extiende hacia afuera, su espesor es, por lo tanto, una función de su distancia desde la cresta del océano medio donde se formó. Para una distancia típica que debe recorrer la litosfera oceánica antes de ser subducida, el espesor varía desde aproximadamente 6 km (4 mi) de espesor en las crestas oceánicas hasta más de 100 km (62 millas) en las zonas de subducción; para distancias más cortas o más largas, el espesor de la zona de subducción (y por lo tanto también el promedio) se vuelve más pequeño o mayores, respectivamente. La litosfera continental es típicamente de ~200 km de espesor, aunque esto varía considerablemente entre cuencas, cadenas montañosas e interiores cratónicos estables de continentes. Los dos tipos de corteza también difieren en grosor, siendo la corteza continental considerablemente más gruesa que la oceánica (35 km vs. 6 km).

La ubicación donde se encuentran dos placas se denomina 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, crestas oceánicas y trincheras oceánicas. La mayoría de los volcanes activos del mundo ocurren 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 hoy en día. 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 las placas 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 la corteza oceánica y la corteza continental se basa en sus modos de formación. La corteza oceánica se forma en los centros de dispersión del fondo marino, y la corteza continental se forma a través de volcanismo de arco y acreción de terrenos a través de procesos tectónicos, aunque algunos de estos terrenos pueden contener secuencias de ofiolita, que son trozos de corteza oceánica considerados parte del continente cuando salen el ciclo estándar de formación y expansión de los centros y subducción por 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 (“máfic”) que la corteza continental (“félsica”). 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 flotantemente sobre el nivel del mar (ver la página isostasia para 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 superficiales. Los diferentes tipos de límites de placa son:

1. Los límites de transformación (Conservadores) ocurren donde dos placas litosféricas se deslizan, o quizás con mayor precisión, se muelen una junto a la otra a lo largo de fallas de transformación, donde las placas no se crean 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 dispersión. Fuertes sismos pueden ocurrir a lo largo de una falla. La falla de San Andreas en California es un ejemplo de un límite de transformación que exhibe movimiento dextral.
2. Los límites divergentes (Constructivos) ocurren donde dos placas se deslizan separadas entre sí. En las zonas de ruptura de océano a océano, los límites divergentes se forman por la propagación del fondo marino, lo que permite la formación de nuevas cuencas oceánicas. A medida que el continente 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 sismos 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 propaga, la grieta central colapsa y el océano llena la cuenca. Las zonas activas de las crestas oceánicas (por ejemplo, la cordillera del Atlántico Medio y la subida del Pacífico Oriental) y la ruptura de continente a continente (como la grieta y el valle de África Oriental de África, el Mar Rojo) son ejemplos de límites divergentes.
3. Los límites convergentes (destructivos) (o márgenes activos) ocurren donde 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 de océano a continente (por ejemplo, el oeste de América del Sur y las montañas Cascade en el oeste de Estados Unidos), la densa litosfera oceánica se sumerge bajo el continente menos denso. Luego, los terremotos trazan el camino de la placa que se mueve hacia abajo a medida que desciende a la astenosfera, se forma una zanja y a medida que la placa subducida se derrite parcialmente, el magma se eleva para formar volcanes continentales. En zonas de subducción de océano a océano (por ejemplo, la cordillera de los Andes en América del Sur, las islas Aleutianas, las islas Marianas y el arco isleño japonés), la corteza más vieja, más fría y densa se desliza debajo de la corteza menos densa. Esto provoca sismos y se forme una zanja profunda 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 suelen estar asociadas con zonas de subducción, y las cuencas que se desarrollan a lo largo del límite activo a menudo se denominan “cuencas de antepaís”. La losa de subducción contiene muchos minerales hidratados que liberan su agua al calentarse. Esta agua provoca entonces que el manto se derrita, produciendo vulcanismo. El cierre de las cuencas oceánicas puede ocurrir en los límites continento-continente (por ejemplo, Himalaya y Alpes): colisión entre masas de litosfera continental granítica; ninguna masa se subduce; los bordes de las placas se comprimen, doblan, levantan.
4. Las zonas límite de placa ocurren donde los efectos de las interacciones no están claros, y los límites, que suelen ocurrir 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

La tectónica de placas es básicamente un fenómeno cinemático. Los científicos coinciden en la observación y deducción de que las placas se han movido unas con respecto a otras pero continúan debatiendo en cuanto a cómo y cuándo. Queda una pregunta importante en cuanto a qué mecanismo geodinámico impulsa el movimiento de la placa. Aquí, la ciencia diverge en diferentes teorías.

Generalmente se acepta que las placas tectónicas son capaces de 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 requerida para impulsar la tectónica de placas a través de convección o surgencia y domado a gran escala. La visión actual, aunque todavía es objeto de cierto debate, afirma que como consecuencia, se genera una poderosa fuente 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 crestas 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 impulsora 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 fuerte que impulsa los movimientos de las placas, no puede ser la única fuerza ya que hay placas como la Placa Norteamericana que se están moviendo, pero no se están subduciendo en ninguna parte. Lo mismo es cierto para 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 cinemático del movimiento en sí 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 definitiva, las fuerzas impulsoras defendidas en este momento pueden dividirse en tres categorías basadas en la relación con el movimiento: dinámica del manto relacionada, relacionada con la gravedad (en su mayoría fuerzas secundarias) y relacionada con la rotación de la Tierra.

Fuerzas impulsoras relacionadas con la dinámica 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 contempló corrientes de convección a gran escala en el manto superior que se transmiten 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 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 líder (“fixista”) todavía contemplaba una Tierra estática sin mover continentes hasta los grandes avances de principios de los sesenta.

Las imágenes bidimensionales y tridimensionales del interior de la Tierra (tomografía sísmica) muestran una distribución de densidad lateral variable a lo largo del 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 térmica y contracción de la energía térmica). La manifestación de esta densidad lateral variable es la convección del manto a partir de las fuerzas de flotabilidad.

La manera en que la convección del manto se relaciona directa e indirectamente con el movimiento de la placa es un tema de estudio y discusión en la geodinámica. De alguna manera, esta energía debe ser transferida a la litosfera para que las placas tectónicas se muevan. Existen esencialmente dos tipos de fuerzas que se piensa 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 losa (gravedad): Movimiento de placa impulsado por corrientes de convección locales que ejercen una tracción hacia abajo sobre las placas en zonas de subducción en 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 actuando tanto en el lado 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 logran reconocer estas predichas células de convección a gran escala. Por lo tanto, se han propuesto puntos de vista alternativos:

En la teoría de la tectónica de penacho desarrollada durante la década de 1990, se utiliza un concepto modificado de corrientes de convección del manto. Afirma que los súper penachos se elevan del manto más profundo y son los impulsores o sustitutos de las principales celdas de convección. Estas ideas, que encuentran sus raíces a principios de la década de 1930 con las llamadas ideas “fijistas” de las Escuelas de Ciencias de la Tierra europeas y rusas, encuentran resonancia en las teorías modernas que contemplan puntos calientes/plumas de manto que permanecen fijas y son anuladas por placas de litosfera oceánica y continental a lo largo del tiempo y dejan sus huellas en el registro geológico (aunque estos fenómenos no se invocan como verdaderos mecanismos impulsores, sino como moduladores). Las teorías modernas que continúan construyendo sobre los conceptos más antiguos de doming del manto y ven los movimientos de las placas como un fenómeno secundario están más allá del alcance de esta página y se discuten en otra parte (por ejemplo, en la página de tectónica de penacho).

Otra teoría es que el manto fluye ni en células ni 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 sobretensiones”, se hizo bastante popular en geofísica y geodinámica durante las décadas de 1980 y 1990.

Fuerzas impulsoras relacionadas con la gravedad

Las fuerzas relacionadas con la gravedad suelen ser invocadas como fenómenos secundarios en el marco de un mecanismo impulsor más general como las diversas formas de dinámica del manto descritas anteriormente.

Deslizamiento gravitacional lejos de una cresta extendida: Según muchos autores, el movimiento de las placas es impulsado por la mayor elevación de las placas en las crestas oceánicas. A medida que la litosfera oceánica se forma en las crestas extendidas a partir del material del manto caliente, gradualmente se enfría y se espesa con la edad (y así agrega 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 que con el grosor creciente se desploma gradualmente en el 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 la conoce como “empuje de cresta”. Este es un nombre erróneo ya que nada está “empujando” horizontalmente y las características tensionales son dominantes a lo largo de las crestas. Es más preciso 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 gravitacional secundaria incluyen el abombamiento flexural de la litosfera antes de que se sumerja debajo de una placa adyacente que produce una característica topográfica clara que puede compensar, o al menos afectar, la influencia de las crestas oceánicas topográficas, y plumas de manto y puntos calientes, que se postula 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 provocar directamente el movimiento por fricción a lo largo de la base de la litosfera. Por lo tanto, se cree que el tirón de 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. Modelos recientes indican que la succión de zanjas también juega un papel importante. Sin embargo, como la Placa Norteamericana no se está subduciendo en ninguna parte, sin embargo, está en movimiento presenta un problema. Lo mismo vale para las placas africana, euroasiática y antártica.

Deslizamiento gravitacional lejos de la cúpula del manto: Según teorías más antiguas, uno de los mecanismos impulsores de las placas es la existencia de cúpulas astenosfera/manto a gran escala que provocan el deslizamiento gravitacional de las placas de litosfera lejos de ellas. Este deslizamiento gravitacional representa un fenómeno secundario de este mecanismo básicamente orientado verticalmente. Esto puede actuar en diversas escalas, desde la pequeña escala de un arco insular hasta la escala más grande de toda una cuenca oceánica.

Fuerzas Impulsoras Relacionadas con la Rotación

Alfred Wegener, siendo meteorólogo, había propuesto las fuerzas mareales y la fuerza de vuelo polar como los principales mecanismos impulsores detrás de la deriva continental; sin embargo, estas fuerzas se consideraban demasiado pequeñas para causar movimiento continental, ya que el concepto entonces era de continentes arando a través de la corteza oceánica. Por lo tanto, Wegener luego cambió de 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 tectónico de placas (aceptado desde las propuestas de difusión del fondo marino de Heezen, Hess, Dietz, Morley, Vine y Matthews (ver abajo) a principios de la década de 1960), se sugiere que la corteza oceánica esté en movimiento con los continentes lo que provocó que las propuestas relacionadas con la rotación de la Tierra fueran reconsiderado. En la literatura más reciente, estas fuerzas impulsoras son:

1. Arrastre de marea debido a la fuerza gravitacional que la Luna (y el Sol) ejerce sobre la corteza de la Tierra
2. Deformación cortante del globo terrestre debido a la compresión N-S relacionada con su rotación y modulaciones;
3. Fuerza de vuelo polar: deriva ecuatorial por rotación y efectos centrífugos: tendencia de las placas a moverse de los polos al ecuador (“Polflucht “);
4. El efecto Coriolis que actúa sobre las placas cuando se mueven alrededor del globo;
5. Deformación global del geoide por pequeños desplazamientos del polo rotacional con respecto a la corteza terrestre;
6. Otros efectos menores de deformación de la corteza debido a las oscilaciones y movimientos de giro de la rotación de la Tierra en una escala de tiempo menor.

Para que estos mecanismos sean globalmente válidos, deberían existir relaciones sistemáticas en todo el globo entre la orientación y cinemática de la deformación y la rejilla geográfica latitudinal y longitudinal de la propia Tierra. Irónicamente, estos estudios sistemáticos de relaciones 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 fijaba con respecto al ecuador y eje de la Tierra, y que gravitacional las fuerzas impulsoras actuaban generalmente verticalmente y causaban únicamente movimientos horizontales locales (las llamadas tectónicas preplacas, “teorías fixistas”). Estudios posteriores (discutidos a continuación en esta página), por lo tanto, invocaron muchas de las relaciones reconocidas durante este periodo tectónico preplanetario para sustentar sus teorías (ver las anticipaciones y reseñas en la obra de van Dijk y colaboradores).

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

En 1973, George W. Moore del USGS y R. C. Bostrom presentaron evidencia de una deriva general hacia el oeste de la litosfera terrestre con respecto al manto. Concluyó que las fuerzas mareales (el desfase mareal o “fricción”) causadas por la rotación de la Tierra y las fuerzas que actúan sobre ella por la Luna son una fuerza impulsora para la tectónica de placas. A medida que la Tierra gira hacia el este bajo 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 tectónica de placas, ya que Venus no tiene luna y las lunas de Marte son demasiado pequeñas para tener efectos mareales significativos en el planeta. En un artículo reciente, 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 dominante hacia el oeste de las cuencas oceánicas del 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 trabajo 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 planchas. 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.

Resumen

En línea con otras propuestas anteriores y contemporáneas, en 1912 el meteorólogo Alfred Wegener describió ampliamente lo que llamó deriva continental, ampliado en su libro de 1915 El origen de los continentes y los océanos y comenzó el debate científico que terminaría cincuenta años después en la teoría de tectónica de placas. Partiendo de la idea (también expresada por sus precursores) de que los continentes actuales alguna vez formaron una sola masa terrestre (que posteriormente se llamó Pangea) que se alejó, liberando así a los continentes del manto terrestre y comparándolos con “icebergs” de granito de baja densidad flotando en un mar de basalto más denso. La evidencia de apoyo para la idea provino de los contornos de cola de paloma 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 naturaleza anterior contigua también vino de las plantas fósiles Glossopteris y Gangamopteris, y el Therapsid o reptil mammal Lystrosaurus, todos ampliamente distribuidos en América del Sur, 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 masa de esa información en su publicación de 1937 Our Wandering Continents, y fue más allá que Wegener al reconocer los fuertes vínculos entre los fragmentos de Gondwana.

Pero sin pruebas detalladas y una fuerza suficiente para impulsar el movimiento, la teoría no era generalmente aceptada: la Tierra podría tener una corteza y manto sólidos y un núcleo líquido, pero no parecía haber forma de que partes de la corteza pudieran moverse. Distinguidos científicos, como Harold Jeffreys y Charles Schuchert, fueron críticos francos 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” (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 propagación puede 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 movilizadores) 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 de campo magnético variable, evidenciada por estudios realizados desde mediados del siglo XIX. Los polos magnéticos norte y sur retroceden a través del tiempo y, especialmente importante en estudios paleotectónicos, la posición relativa del polo norte magnético varía a través del tiempo. Inicialmente, durante la primera mitad del siglo XX, este último fenómeno se explicó al introducir lo que se llamó “deambular polar” (ver aparente deambular polar), es decir, se asumió que la ubicación del polo norte había ido cambiando a través del tiempo. Una explicación alternativa, sin embargo, fue que los continentes se habían movido (desplazado y girado) en relación con el polo norte, y cada continente, de hecho, muestra su propio “camino de vagabundeo 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 una ponencia en 1956, y por Warren Carey en un simposio realizado en marzo de 1956.

La segunda evidencia en apoyo de la deriva continental provino a finales de los años 50 y principios de los 60 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 generalmente, con el desarrollo de la geología marina que dio evidencia para el asociación del fondo marino que se extiende a lo largo de las crestas oceánicas medias e inversiones del campo magnético, publicado entre 1959 y 1963 por Heezen, Dietz, Hess, Mason, Vine & Matthews y Morley.

Los avances simultáneos en las primeras técnicas de imagen sísmica 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 la mecanismo para equilibrar la extensión de las cuencas oceánicas con acortamiento a lo largo de sus márgenes.

Toda esta evidencia, tanto del fondo oceánico 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 se definió en una serie de artículos entre 1965 y 1967, con todo 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 principales características de la Tierra estaban fijas, y que la mayoría de las características geológicas como el desarrollo de cuencas y las cadenas montañosas podrían explicarse por el movimiento vertical de la corteza, descrito en lo que se llama la teoría geosinclinal. Generalmente, esto se colocó en el contexto de un planeta Tierra que se contrajo debido a la pérdida de calor en el transcurso de un tiempo geológico relativamente corto.

Figura 2. Alfred Wegener en Groenlandia en el invierno de 1912-2013.

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 alguna vez.

Desde entonces 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 impulsaron un reexamen de la edad aparente de la Tierra. Esto había sido estimado previamente por su velocidad de enfriamiento y suposición que la superficie de la Tierra irradiaba como un cuerpo negro. Esos cálculos habían dado a entender que, aunque comenzara con el calor rojo, la Tierra habría bajado 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.

Para 1915, después de haber publicado un primer artículo en 1912, Alfred Wegener estaba haciendo serios argumentos a favor de 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 última en 1936), señaló cómo se veía la costa este de Sudamérica y la costa oeste de África como si alguna vez estuvieran unidas. Wegener no fue el primero en anotar esto (Abraham Ortelius, Antonio Snider-Pellegrini, Eduard Suess, Roberto Mantovani y Frank Bursley Taylor le precedieron solo por mencionar algunos), pero fue el primero en reunir importantes evidencias fósiles y paleo-topográficas y climatológicas para apoyar este sencillo observación (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, implicando 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 Caledonias de Europa y partes de los Montes Apalaches de América del Norte son muy similares en estructura y litología.

No obstante, 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 arar a través de la roca mucho más densa que conforma 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 fondo marino parecía estar compuesto por basalto más denso, el concepto predominante durante la primera mitad del siglo XX fue que existían dos tipos de corteza, denominadas “sial” (corteza tipo continental) y “sima” (corteza tipo oceánica). 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, con base en anomalías en la desviación de la plomada por los Andes en Perú, Pierre Bouguer había deducido que las montañas menos densas deben tener una proyección hacia abajo hacia 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, la cuestión seguía sin resolverse en cuanto a si las raíces de las montañas estaban apretadas 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 conocer que los sismos tienden a concentrarse en áreas específicas, sobre todo a lo largo de las trincheras oceánicas y crestas en expansión. A finales de la década de 1920, los sismólogos comenzaban a identificar varias zonas sísmicas prominentes paralelas a las trincheras que típicamente estaban inclinadas 40—60° de la horizontal y se extendían varios cientos de kilómetros hacia la Tierra. Estas zonas más tarde se conocieron como zonas Wadati-Benioff, o simplemente zonas Benioff, en honor a los sismólogos que las reconocieron por primera vez, Kiyoo Wadati de Japón y Hugo Benioff de 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 monitorear el cumplimiento del tratado de 1963 que prohíbe los ensayos sobre el suelo de armas nucleares. Los datos muy mejorados de los instrumentos WWSSN permitieron a los sismólogos mapear con precisión las zonas de concentración sísmica en todo el mundo.

En tanto, se desarrollaron debates en torno a los fenómenos 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 durante el tiempo. Razonando de manera opuesta, los continentes podrían haberse desplazado y girado, mientras que el polo permaneció relativamente fijo. La primera vez que se utilizó la evidencia de vagabundeo polar magnético para apoyar los movimientos de los continentes fue en un artículo de Keith Runcorn en 1956, y sucesivos papeles de él y sus alumnos Ted Irving (quien en realidad fue el primero en estar convencido de que el paleomagnetismo apoyaba la deriva continental) y Ken Creer.

Esto fue seguido inmediatamente por un simposio en Tasmania en marzo de 1956. 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 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; otros trabajos pronto demostrarían que la evidencia estaba igualmente en apoyo de la deriva continental en un globo con un radio estable.

Durante los años treinta y hasta finales de los cincuenta, obras 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 su momento, no se aceptaba la deriva continental.
• Algunas de estas ideas fueron discutidas en el contexto de ideas fijistas 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 difusión del fondo del mar publicados por los investigadores estadounidenses en la década de 1960.

Difusión y convección de la cresta del océano medio

En 1947, un equipo de científicos liderado por Maurice Ewing utilizando el buque de investigación Atlantis de Woods Hole Oceanographic Institution y una serie de instrumentos, confirmó la existencia de un aumento en el Océano Atlántico central, y encontró que el fondo del fondo marino debajo de la capa de sedimentos consistió en basalto, no el granito que es el principal constituyente 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 colectado en las cuencas oceánicas también mostraron características particulares 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 medias. 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 fue descrito en el crucial trabajo de Bruce Heezen (1960), que desencadenaría una verdadera revolución en el pensamiento. Una consecuencia profunda de la propagación del fondo marino es que se creaba continuamente nueva corteza a lo largo de las crestas oceánicas. Por lo tanto, Heezen abogó por la llamada hipótesis de la “Tierra en expansión” de S. Warren Carey (ver arriba). Entonces, 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 cuestión 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 llamaban las trincheras oceánicas, donde se producía la llamada “subducción”. Por lo tanto, cuando diversos científicos a principios de los sesenta comenzaron a razonar sobre los datos a su disposición sobre el fondo oceánico, las piezas de la teoría rápidamente cayeron en su lugar.

La pregunta intrigó particularmente a Harry Hammond Hess, geólogo de la Universidad de Princeton y contraalmirante de la Reserva Naval, y a Robert S. Dietz, científico del Servicio de Costa y Geodésico de Estados Unidos que acuñó por primera vez el término propagación del fondo marino. 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) estaban entre los pequeños pocos que realmente entendieron las amplias implicaciones de la propagación del fondo marino y cómo eventualmente estaría de acuerdo con las, en ese momento, ideas poco convencionales e inaceptadas de deriva continental y los modelos elegantes y movilizísticos propuestos por trabajadores anteriores como Holmes.

En el mismo año, Robert R. Coats, del Servicio Geológico de Estados Unidos, describió las principales características de la subducción del arco insular en las Islas Aleutianas. Su trabajo, aunque poco señalado (e incluso ridiculizado) en ese momento, desde entonces ha sido llamado “seminal” y “profético”. En realidad, en realidad demuestra que el trabajo de los científicos europeos sobre arcos isleños y cinturones de montaña realizados y publicados durante la década de 1930 hasta la década de 1950 fue aplicado y apreciado también en 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 estar encogiéndose en otra parte. Hess siguió a Heezen, sugiriendo que la nueva corteza oceánica se extiende continuamente lejos de las crestas en un movimiento similar a una cinta transportadora. Y, utilizando los conceptos movilizísticos 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 trincheras oceánicas, cañones muy profundos y estrechos, 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 en este proceso, llegando a las mismas conclusiones que Holmes había tenido décadas antes con la única diferencia de que el adelgazamiento de la corteza oceánica se realizó utilizando el mecanismo de Heezen de esparcimiento a lo largo de las crestas. Por lo tanto, Hess concluyó que el Océano Atlántico se estaba expandiendo mientras que el Océano Pacífico se estaba reduciendo. A medida que la vieja corteza oceánica se “consume” en las trincheras (como Holmes y otras, pensó que esto se hacía engrosando la litosfera continental, no, como ahora se entiende, al hundir a mayor escala la corteza oceánica en el manto), el nuevo magma se eleva y estalla a lo largo de las crestas extendidas para formar nueva corteza. En efecto, las cuencas oceánicas están siendo perpetuamente “recicladas”, con la creación de nueva corteza y la destrucción de la vieja litosfera oceánica ocurriendo simultáneamente. Así, los nuevos conceptos movilizísticos explicaron claramente por qué la Tierra no se hace más grande con la propagación del fondo marino, por qué hay tan poca acumulación de sedimentos en el fondo oceánico y por qué las rocas oceánicas son mucho más jóvenes que las rocas continentales.

Rayas Magnéticas

A partir de la década de 1950, científicos como Victor Vaquier, utilizando instrumentos magnéticos (magnetómetros) adaptados a partir de dispositivos aerotransportados desarrollados durante la Segunda Guerra Mundial para detectar submarinos, comenzaron a reconocer extrañas variaciones magnéticas a través del fondo oceánico. 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 islandesas 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 recién descubiertas proporcionaron otro medio para estudiar el fondo oceánico profundo. Cuando la roca recién formada se enfría, dichos materiales magnéticos registraron el campo magnético de la Tierra en ese momento.

Figura 3. Rayas magnéticas del fondo marino.

A medida que se mapeaba 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 fueron mapeados sobre una amplia región, el fondo oceánico mostró un patrón similar a cebra: una franja con polaridad normal y la franja contigua con polaridad invertida. El patrón general, definido por estas bandas alternas de roca polarizada normal e inversamente, se conoció como bandas magnéticas, y fue publicado por Ron G. Mason y sus compañeros de trabajo en 1961, quienes no encontraron, sin embargo, una explicación para estos datos en términos de propagación del fondo marino, como Vine, Matthews y Morley a pocos años después.

El descubrimiento de las bandas magnéticas exigieron una explicación. A principios de la década de 1960 científicos como Heezen, Hess y Dietz habían comenzado a teorizar que las crestas oceánicas marcan zonas estructuralmente débiles donde el fondo oceánico estaba siendo rasgado en dos longitudinalmente a lo largo de la cresta de la cresta (ver el párrafo anterior). El nuevo magma de lo profundo de la Tierra se eleva fácilmente a través de estas zonas débiles y eventualmente entra en erupción a lo largo de la cresta de las crestas para crear una nueva corteza oceánica. Este proceso, al principio denominado la “hipótesis de la cinta transportadora” y luego llamado propagación del fondo marino, que opera a lo largo de muchos millones de años continúa formando un nuevo fondo oceánico en todo el sistema de 50 mil kilómetros de largo de crestas oceánicas.

Apenas cuatro años después de que se publicaran los mapas con el “patrón cebra” de franjas magnéticas, el vínculo entre la difusión del fondo marino y estos patrones fue colocado correctamente, independientemente por Lawrence Morley, y por Fred Vine y Drummond Matthews, en 1963, ahora llamada la hipótesis Vine-Matthews-Morley. Esta hipótesis vinculó estos patrones a las inversiones geomagnéticas y fue apoyada por varias líneas de evidencia:

1. las franjas son simétricas alrededor de las crestas de las crestas del océano medio; 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;
2. las rocas más jóvenes en la cresta de la cresta siempre tienen polaridad actual (normal);
3. franjas de roca paralelas a la cresta de la cresta se alternan en polaridad magnética (normal-inverso-normal, etc.), sugiriendo que se formaron durante diferentes épocas documentando los episodios normales y inversos (ya conocidos por estudios independientes) del campo magnético de la Tierra.

Al explicar tanto las bandas magnéticas similares a cebras como la construcción del sistema de crestas oceánicas, la hipótesis de propagación del fondo marino (SFS) rápidamente ganó conversos y representó otro avance importante en el desarrollo de la teoría placa-tectónica. Además, la corteza oceánica ahora llegó a ser apreciada como una “grabación en cinta” natural de la historia de las inversiones de campo geomagnético (GMFR) del campo magnético de la Tierra. Hoy en día, 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 tasas de propagación pasadas y placas reconstrucciones.

Definición y Refinación de la Teoría

Después de todas estas consideraciones, la Tectónica de Placas (o, como inicialmente se le llamó “Nueva Tectónica Global”) llegó a ser rápidamente aceptada en el mundo científico, y siguieron numerosos trabajos que definieron los conceptos:

• En 1965, Tuzo Wilson, quien había sido promotor de la hipótesis de propagación del fondo marino y la deriva continental desde el principio, agregó el concepto de fallas de transformación al modelo, completando las clases de tipos de fallas necesarias para que la movilidad de las placas en el globo funcione.
• En 1965 se realizó en la Royal Society de Londres un simposio sobre 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 Blacket, Bullard & Runcorn (1965). En este simposio, Edward Bullard y sus compañeros de trabajo mostraron con un cálculo por computadora cómo los continentes a lo largo de ambos lados del Atlántico encajarían mejor para cerrar el océano, que se conoció como el famoso “Bullard's Fit”.
• En 1966 Wilson publicó el artículo que hacía referencia a reconstrucciones tectónicas de placas anteriores, introduciendo el concepto de lo que ahora se conoce como el “Ciclo 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 a la otra.
• Dos meses después, Xavier Le Pichon publicó un modelo completo basado en 6 placas mayores con sus movimientos relativos, lo 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 utilizando traslaciones y rotaciones en una esfera para definir los movimientos de las placas.

IMPLICACIONES PARA LA BIOGEOGRAFÍA

La teoría de la deriva continental ayuda a los biogeógrafos a explicar la distribución biogeográfica disjunta de la vida actual que se encuentra en diferentes continentes pero que tienen ancestros similares. En particular, explica la distribución gondwanana de ratites y la flora antártica.

RECONSTRUCCIÓN DE PLACAS

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

Definición de contornos de placa

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

Movimientos de Placa Pasados

El movimiento tectónico comenzó por primera vez hace unos tres mil millones de años.

Varios tipos de información cuantitativa y semicuantitativa están disponibles para limitar los movimientos anteriores de las placas. El ajuste geométrico entre continentes, como entre África occidental y Sudamérica, sigue siendo una parte importante de la reconstrucción de placas. Los patrones de banda magnética proporcionan una guía confiable para los movimientos relativos de las placas que se remontan al período Jurásico. Las huellas de hotspots dan reconstrucciones absolutas, pero estas solo están disponibles de regreso al Cretácico. Las reconstrucciones más antiguas se basan principalmente en datos de polos paleomagnéticos, aunque estos solo limitan la latitud y rotación, pero no la longitud. La combinación de polos de diferentes edades en una placa particular para producir aparentes caminos polares proporciona un método para comparar los movimientos de diferentes placas a través del tiempo. La evidencia adicional proviene de la distribución de ciertos tipos de rocas sedimentarias, provincias de fauna mostradas por grupos fósiles particulares, y la posición de los cinturones orogénicos.

Formación y Desintegración de Continentes

El movimiento de las placas ha provocado la formación y desintegración 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 periodo de 2,000 a 1,800 millones de años atrás y se separó hace unos 1,500 a 1,300 millones de años. Se cree que el supercontinente Rodinia se formó hace aproximadamente mil millones de años y que encarnó la mayoría o todos los continentes de la Tierra, y se dividió en ocho continentes hace alrededor de 600 millones de años. Los ocho continentes más tarde se volvieron a ensamblar en otro supercontinente llamado Pangea; 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 cordillera más alta del mundo, se formó por la colisión de dos placas mayores. Antes del levantamiento, estaban cubiertos por el Océano Tethys.

Galería de Configuraciones Pasadas

Simulación interpretativa de movimientos continentales pasados y costas, con el tiempo dado en millones de años atrás (Ma). Para una línea de tiempo más completa de las imágenes, consulte Galería de movimiento continental.

PLACAS DE CORRIENTE

Hay decenas de placas más pequeñas, las siete más grandes de las cuales son las árabes, caribeñas, Juan de Fuca, Cocos, Nazca, Mar de Filipinas y Escocia.

El movimiento actual de las placas tectónicas está determinado hoy por conjuntos de datos satelitales de teledetección, calibrados con mediciones de estaciones terrestres.

PREGUNTAS DE REFLEXIÓN

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