10.3: Renacimiento geológico de mediados del siglo XX

A medida que la magnetita mineral (Fe ₃ O ₄) cristaliza a partir del magma, se magnetiza con una orientación paralela a la del campo magnético de la Tierra en ese momento. A esto se le llama magnetismo remanente. Las rocas como el basalto, que se enfrían desde una temperatura alta y comúnmente tienen niveles relativamente altos de magnetita (hasta 1 o 2%), son particularmente susceptibles de magnetizarse de esta manera, pero incluso los sedimentos y rocas sedimentarias, siempre que tengan pequeñas cantidades de magnetita, adquirirán magnetismo remanente porque los granos de magnetita se reorientan gradualmente después de la deposición. Al estudiar tanto los componentes horizontales como verticales del magnetismo remanente, se puede decir no solo la dirección hacia el norte magnético en el momento de la formación de la roca, sino también la latitud donde se formó la roca en relación con el norte magnético.

A principios de la década de 1950, un grupo de geólogos de la Universidad de Cambridge, entre ellos Keith Runcorn, Ted Irving, ^[1] y varios otros, comenzaron a observar el magnetismo remanente de las rocas volcánicas fanerozoicas británicas y europeas, y a recopilar datos paleomagnéticos. Encontraron que rocas de diferentes edades muestreadas de generalmente la misma área mostraron posiciones de polo magnético aparentes bastante diferentes (Figura\(\PageIndex{1}\)). Inicialmente asumieron que esto significaba que el campo magnético de la Tierra se había ido, con el tiempo, significativamente de su posición actual, que está cerca del polo rotacional.

Figura Senderos\(\PageIndex{1}\) aparentes polares errantes (APWP) para Eurasia y América del Norte. La vista es desde el Polo Norte (punto negro) mirando hacia abajo. El círculo exterior es el ecuador. En el diagrama de la derecha se han corregido las ubicaciones de las curvas teniendo en cuenta la deriva continental.

La curva definida por los datos paleomagnéticos se denominó camino errante polar porque Runcorn y sus alumnos inicialmente pensaron que sus datos representaban el movimiento real de los polos magnéticos (ya que los modelos geofísicos de la época sugerían que los polos magnéticos no necesitaban estar alineados con los polos rotacionales). Ahora sabemos que los datos magnéticos definen el movimiento de los continentes, y no de los polos magnéticos, por lo que lo llamamos un aparente camino errante polar (APWP).

Figura\(\PageIndex{2}\)

Alrededor de 500 Ma, lo que ahora llamamos Europa estaba al sur del ecuador, por lo que las rocas europeas formadas entonces habrían adquirido una orientación de campo magnético apuntando hacia arriba (ver Figura\(\PageIndex{2}\) y Figura\(\PageIndex{2}\)). Entre entonces y ahora, Europa se movió gradualmente hacia el norte, y las rocas que se formaban en diversos momentos adquirieron orientaciones magnéticas cada vez más pronunciadas que apuntan hacia abajo.Cuando los investigadores evaluaron los datos magnéticos de esta manera en la década de 1950, trazaron dónde el Polo Norte habría parecido estar basado en el datos magnéticos y asumió que el continente siempre estuvo donde está ahora. Eso quiere decir que el polo norte “aparente” de 500 Ma habría estado en algún lugar del Pacífico Sur, y que en los siguientes 500 millones de años se habría movido gradualmente al norte. Por supuesto que ahora sabemos que los polos magnéticos no se mueven mucho (aunque las inversiones de polaridad sí se producen) y que la razón Europa tuvo una orientación magnética característica del hemisferio sur es que fue en el hemisferio sur a 500 Ma.Runcorn y sus colegas pronto extendieron su trabajo a América del Norte, y esto también mostró aparente errancia polar, pero los resultados no fueron consistentes con los de Europa. Por ejemplo, el polo de 200 Ma para Norteamérica trazó en algún lugar de China, mientras que el polo de 200 Ma para Europa trazó en el Océano Pacífico. Como solo pudo haber habido una pole position a 200 Ma, esta evidencia apoyaba firmemente la idea de que América del Norte y Europa se habían movido relativamente entre sí desde 200 Ma. El trabajo paleomagnético posterior mostró que América del Sur, África, India y Australia también tienen curvas errantes polares únicas. En 1956, Runcorn cambió de opinión y se convirtió en un proponente de la deriva continental.Esta obra paleomagnética de la década de 1950 fue la primera evidencia nueva a favor de la deriva continental, y llevó a varios geólogos a comenzar a pensar que la idea podría tener algún mérito. Sin embargo, para la mayoría de los geólogos que trabajaban en geología global en ese momento, este tipo de evidencia no fue lo suficientemente convincente como para lograr que cambiaran sus puntos de vista.

Durante el siglo XX, nuestro conocimiento y comprensión de las cuencas oceánicas y su geología aumentaron dramáticamente. Antes de 1900, prácticamente no sabíamos nada sobre la batimetría y la geología de los océanos. A finales de la década de 1960, teníamos mapas detallados de la topografía de los fondos oceánicos, una imagen clara de la geología de los sedimentos del fondo oceánico y las rocas sólidas debajo de ellos, y casi tanta información sobre la naturaleza geofísica de las rocas oceánicas como de las rocas continentales.

Hasta alrededor de la década de 1920, las profundidades oceánicas se midieron utilizando líneas ponderadas caídas por la borda. En aguas profundas este es un proceso dolorosamente lento y el número de sondeos en las profundidades oceánicas probablemente fue inferior a 1,000. Eso es aproximadamente una profundidad que suena por cada 350,000 kilómetros cuadrados del océano. Para poner eso en perspectiva, ¡sería como tratar de describir la topografía de la Columbia Británica con datos de elevación por solo media docena de puntos! El viaje del Challenger en 1872 y el tendido de cables transatlánticos habían demostrado que había montañas bajo los mares, pero la mayoría de los geólogos y oceanógrafos todavía creían que los océanos eran esencialmente vastas cuencas de fondo plano, llenas de miles de metros de sedimentos.

Tras el desarrollo de las sondas acústicas de profundidad en la década de 1920 (Figura\(\PageIndex{3}\)), el número de lecturas de profundidad aumentó en muchos órdenes de magnitud, y para la década de 1930, se había hecho evidente que había grandes cadenas montañosas en todos los océanos del mundo. Durante y después de la Segunda Guerra Mundial, hubo una campaña bien organizada para estudiar los océanos, y para 1959, se habían recopilado suficientes datos batimétricos para producir mapas detallados de todos los océanos (Figura\(\PageIndex{4}\)).

Figura\(\PageIndex{3}\) Representación de una sonda acústica a bordo de un buque. El instrumento emite un sonido (arcos negros) que rebota en el fondo marino y regresa a la superficie (arcos blancos). El tiempo de viaje es proporcional a la profundidad del agua.

Figura Batimetría de fondo\(\PageIndex{4}\) oceánico (y topografía continental). Recuadro (a): la cordillera del Atlántico medio, (b): la plataforma continental de Terranova, (c): la zanja de Nazca adyacente a América del Sur, y (d): la cadena de las islas hawaianas.

Las características físicas importantes del fondo oceánico son:

• Extensas crestas lineales (comúnmente en las partes centrales de los océanos) con profundidades de agua del orden de 2,000 a 3,000 m (Figura\(\PageIndex{4}\), recuadro a)
• Zonas de fractura perpendiculares a las crestas (recuadro a)
• Llanuras oceánicas profundas a profundidades de 5,000 a 6,000 m (recuadros a y d)
• Estantes continentales relativamente planos y poco profundos con profundidades inferiores a 500 m (recuadro b)
• Trincheras profundas (hasta 11,000 m de profundidad), la mayoría cerca de los continentes (recuadro c)
• Montes submarinos y cadenas de montes submarinos (recuadro d)

El sonido de reflexión sísmica implica transmitir ráfagas sonoras de alta energía y luego medir los eco con una serie de geófonos remolcados detrás de un barco. La técnica está relacionada con el sondeo acústico como se describió anteriormente; sin embargo, se transmite mucha más energía y la sofisticación del procesamiento de datos es mucho mayor. A medida que la técnica evolucionó y se incrementó la cantidad de energía, fue posible ver a través de los sedimentos del fondo marino y mapear la topografía del lecho rocoso y el grosor de la corteza. De ahí que se pudieran mapear los espesores de los sedimentos, y pronto se descubrió que aunque los sedimentos tenían hasta varios miles de metros de espesor cerca de los continentes, eran relativamente delgados —o incluso inexistentes— en las zonas de las cordilleras oceánicas (Figura\(\PageIndex{5}\)). Los estudios sísmicos también mostraron que la corteza es relativamente delgada bajo los océanos (5 km a 6 km) en comparación con los continentes (30 km a 60 km) y geológicamente muy consistente, compuesta casi en su totalidad por basalto.

Figura Sección\(\PageIndex{5}\) topográfica en una cresta oceánica basada en datos sísmicos de reflexión. Los sedimentos no son lo suficientemente gruesos como para ser detectables cerca de la cresta, sino que se vuelven más gruesos a ambos lados. El diagrama representa aproximadamente 50 km de ancho, y tiene una exageración vertical de 10x.

A principios de la década de 1950, Edward Bullard, quien pasó tiempo en la Universidad de Toronto pero está asociado principalmente con la Universidad de Cambridge, desarrolló una sonda para medir el flujo de calor del fondo oceánico. Bullard y sus colegas encontraron que la tasa era superior al promedio a lo largo de las crestas, y menor que la media en las zonas de trincheras. Aunque Bullard era un escéptico placa-tectónica, estas características se interpretaron para indicar que hay convección dentro del manto; las áreas de alto flujo de calor se correlacionan con la convección ascendente del material del manto caliente, y las áreas de bajo flujo de calor se correlacionan con la convección descendente.

Con desarrollos de redes de estaciones sismográficas en la década de 1950, se hizo posible trazar con gran precisión las ubicaciones y profundidades de sismos mayores y menores. Se encontró que existe una notable correspondencia entre los sismos y tanto las crestas oceánicas como las trincheras oceánicas profundas. En 1954 Gutenberg y Richter mostraron que los sismos de las crestas oceánicas eran todos relativamente poco profundos, y confirmaron lo que había mostrado primero Benioff en la década de 1930: que los sismos en las proximidades de las trincheras oceánicas eran poco profundos y profundos, pero que los más profundos se situaban progresivamente más hacia el interior de las trincheras (Figura\(\PageIndex{6}\)).

Figura\(\PageIndex{6}\) Sección transversal a través de la zona de subducción aleutiana con una representación de la creciente profundidad de los sismos “costeros” de la zanja.

En la década de 1950, científicos del Instituto Oceanográfico Scripps en California persuadieron a la Guardia Costera de Estados Unidos para que incluyera lecturas de magnetómetros en una de sus expediciones para estudiar la topografía del fondo oceánico. El primer conjunto completo de datos magnéticos se compiló en 1958 para un área frente a la costa de B.C. y el estado de Washington. Esta encuesta reveló un patrón desconcertante de intensidad magnética baja y alta en rocas del fondo marino (Figura\(\PageIndex{7}\)). Cuando los datos se trazaron por primera vez en un mapa en 1961, nadie los entendió, ni siquiera los científicos que los recopilaron. Si bien los patrones tenían aún menos sentido que las franjas de una cebra, se realizaron muchos miles de kilómetros de levantamientos magnéticos en los siguientes años.

Figura\(\PageIndex{7}\) Patrón del magnetismo del fondo marino frente a la costa oeste de Columbia Británica y Washington.

La riqueza de nuevos datos de los océanos comenzó a influir significativamente en el pensamiento geológico en la década de 1960. En 1960, Harold Hess, un geólogo ampliamente respetado de la Universidad de Princeton, avanzó una teoría con muchos de los elementos que ahora aceptamos como tectónica de placas. Sin embargo, mantuvo cierta incertidumbre sobre su propuesta, y para desviar las críticas de los geólogos convencionales, la etiquetó como geopoesía. De hecho, hasta 1962, Hess ni siquiera puso sus ideas por escrito —salvo internamente a la Marina de los Estados Unidos (que financió su investigación) —sino que las presentó principalmente en conferencias y seminarios. Hess propuso que se generara nuevo fondo marino a partir del material del manto en las crestas oceánicas, y que ese viejo fondo marino fuera arrastrado por las trincheras oceánicas y reincorporado al manto. Sugirió que el proceso fue impulsado por corrientes de convección del manto, elevándose en las crestas y descendiendo en las trincheras (Figura\(\PageIndex{8}\)). También sugirió que la corteza continental menos densa no descendió con corteza oceánica a trincheras, sino que las masas de tierra en colisión fueron empujadas hacia arriba para formar montañas. La teoría de Hess formó la base de nuestras ideas sobre la dispersión del fondo marino y la deriva continental, pero no abordó el concepto de que la corteza está compuesta por placas específicas. Aunque el modelo Hess no fue criticado rotundamente, no fue ampliamente aceptado (especialmente en Estados Unidos), en parte porque no estaba bien respaldado por pruebas contundentes.

Figura\(\PageIndex{8}\) Una representación del modelo de Harold Hess para la extensión y subducción del fondo marino.

La recolección de datos magnéticos de los océanos continuó a principios de la década de 1960, pero aún así nadie pudo explicar el origen de los patrones similares a la cebra. La mayoría asumió que estaban relacionadas con variaciones en la composición de las rocas, como variaciones en la cantidad de magnetita, ya que esta es una explicación común de las variaciones magnéticas en las rocas de la corteza continental. El primer entendimiento real de la importancia de las anomalías rayadas fue la interpretación de Fred Vine, un estudiante graduado de Cambridge. Vine estaba examinando datos magnéticos del Océano Índico y, como otros antes, notó la simetría de los patrones magnéticos con respecto a la cresta oceánica.

Al mismo tiempo, otros investigadores, liderados por grupos en California y Nueva Zelanda, estaban estudiando el fenómeno de las inversiones en el campo magnético de la Tierra. Estaban tratando de determinar cuándo se habían producido tales reversiones en los últimos millones de años analizando las características magnéticas de cientos de muestras de flujos basálticos. Como se discute en el Capítulo 9, es evidente que el campo magnético de la Tierra se debilita periódicamente y luego prácticamente inexistente, antes de restablecerse con la polaridad inversa. Durante periodos de polaridad invertida, una brújula apuntaría al sur en lugar de al norte.

La escala de tiempo de las inversiones magnéticas es irregular. Por ejemplo, el presente evento “normal”, conocido como el crón magnético de Bruhnes, ha persistido por cerca de 780.000 años. Esto fue precedido por un evento invertido de 190.000 años; un evento normal de 50,000 años conocido como Jaramillo; y luego un evento invertido de 700,000 años (ver Figura\(\PageIndex{3}\)).

En un artículo publicado en septiembre de 1963, Vine y su supervisor de doctorado Drummond Matthews propusieron que los patrones asociados a las crestas estaban relacionados con las inversiones magnéticas, y que la corteza oceánica creada a partir del basalto refrigerante durante un evento normal tendría polaridad alineada con el presente campo magnético, y así produciría una anomalía positiva (una franja negra en el mapa magnético del fondo marino), mientras que la corteza oceánica creada durante un evento invertido tendría polaridad opuesta al campo actual y así produciría una anomalía magnética negativa (una franja blanca). La misma idea había sido planteada unos meses antes por Lawrence Morley, del Servicio Geológico de Canadá; sin embargo, sus trabajos presentados anteriormente en 1963 a Nature y The Journal of Geophysical Research fueron rechazados. Mucha gente se refiere a la idea como la hipótesis de Vine-Matthews-Morley (VMM).

Vine, Matthews y Morley fueron los primeros en mostrar este tipo de correspondencia entre los anchos relativos de las franjas y los periodos de las inversiones magnéticas. La hipótesis de VMM se confirmó en pocos años cuando se compilaron datos magnéticos a partir de crestas extendidas por todo el mundo. Se demostró que los mismos patrones magnéticos generales estaban presentes a ambos lados de cada cresta, aunque los anchos de las anomalías variaron de acuerdo con las tasas de dispersión características de las diferentes crestas. También se demostró que los patrones correspondían con la cronología de las inversiones del campo magnético de la Tierra. Esta consistencia global brindó un fuerte apoyo a la hipótesis de VMM y condujo al rechazo de las otras explicaciones de las anomalías magnéticas.

En 1963, J. Tuzo Wilson, de la Universidad de Toronto, propuso la idea de un penacho o punto caliente del manto, un lugar donde el material del manto caliente se eleva en un penacho estacionario y semipermanente, y afecta la corteza suprayacente. Basó esta hipótesis en parte en la distribución de las cadenas de islas Hawaiian y Emperor Seamount en el Océano Pacífico (Figura\(\PageIndex{9}\)). La roca volcánica que compone estas islas se vuelve progresivamente más joven hacia el sureste, culminando con la propia isla de Hawai, que consiste en roca que es casi toda menor que 1 Ma. Wilson sugirió que una columna estacionaria de material de manto ascendente caliente es la fuente del vulcanismo hawaiano, y que la corteza oceánica de la Placa del Pacífico se está moviendo hacia el noroeste sobre este punto caliente. Cerca de las Islas Midway, la cadena toma un cambio pronunciado de dirección, desde el noroeste-sureste para las islas hawaianas y hasta casi norte-sur para los Montes Submarinos Emperador. Este cambio se atribuye ampliamente a un cambio de dirección de la Placa del Pacífico moviéndose sobre el penacho estacionario del manto, pero una explicación más plausible es que el penacho del manto hawaiano en realidad no ha estado estacionario a lo largo de su historia, y de hecho se movió al menos 2,000 km al sur durante el período entre 81 y 45 Ma. ^[2]

Figura\(\PageIndex{9}\) Las edades de las Islas Hawaianas y los Montes Submarinos Emperador en relación con la ubicación del penacho del manto hawaiano.

Ejercicio 10.2 Los volcanes y la tasa de movimiento de las placas

Los volcanes hawaianos y emperador mostrados en la Figura\(\PageIndex{9}\) se enumeran en la tabla siguiente junto con sus edades y sus distancias desde el centro de la pluma del manto bajo Hawai (la Isla Grande).

Edades de los volcanes hawaianos y emperador y sus distancias desde el centro del penacho del manto. Calcular su tasa de movimiento en centímetros por año.

Isla	Edad	Distancia	Tarifa
Hawaii	0 Ma	0 km	—
Necker	10.3 Ma	1,058 km	10.2 cm/y
Midway	27.7 Ma	2,432 km
Koko	48.1 Ma	3,758 km
Suiko	64.7 Ma	4,860 km

Trace los datos en la gráfica proporcionada aquí, y utilice los números de la tabla para estimar las tasas de movimiento de la placa del Pacífico en cm/año. (Los dos primeros están trazados para usted.)

Consulte el Apéndice 3 para el Ejercicio 10.2 respuestas.

Hay evidencia de muchas plumas de manto de este tipo en todo el mundo (Figura\(\PageIndex{10}\)). La mayoría se encuentran dentro de las cuencas oceánicas, incluidos lugares como Hawai, Islandia y las islas Galápagos, pero algunas están bajo continentes. Un ejemplo es el punto caliente de Yellowstone en el centro-oeste de Estados Unidos, y otro es el responsable del Cinturón Volcánico Anahim en el centro de Columbia Británica. Es evidente que las plumas del manto son fenómenos muy longevos, que duran al menos decenas de millones de años, posiblemente cientos de millones de años en algunos casos.

Figura\(\PageIndex{10}\) Manto ubicaciones de penacho. Plumas del Manto Seleccionado: 1: Azores, 3: Bowie, 5: Cobb, 8: Eifel, 10: Galápagos, 12: Hawai, 14: Islandia, 17: Camerún, 18: Canarias, 19: Cabo Verde, 35: Samoa, 38: Tahití, 42: Tristán, 44: Yellowstone, 45: Anahim

Aunque las crestas oceánicas que se extienden parecen ser rasgos curvos en la superficie de la Tierra, de hecho las crestas están compuestas por una serie de segmentos en línea recta, desplazados a intervalos por fallas perpendiculares a la cresta (Figura\(\PageIndex{11}\)). En un artículo publicado en 1965, Tuzo Wilson calificó estas características de transformar fallas. Describió la naturaleza del movimiento a lo largo de ellos, y mostró por qué hay sismos solo en la sección de una falla de transformación entre dos segmentos de cresta adyacentes. La falla de San Andrés en California es una falla de transformación muy larga que une el extremo sur de la cresta de extensión de Juan de Fuca con la subida del Pacífico Este que extiende las crestas situadas en el Golfo de California (ver Figura\(\PageIndex{9}\)). La falla Queen Charlotte, que se extiende hacia el norte desde el extremo norte de la cresta de extensión de Juan de Fuca (cerca del extremo norte de la isla de Vancouver) hacia Alaska, también es una falla de transformación.

Figura\(\PageIndex{11}\) Una parte de la cordillera del Atlántico medio cerca del ecuador. Las dobles líneas blancas son crestas extendidas. Las líneas blancas continuas son zonas de fractura. Como muestran las flechas amarillas, el movimiento relativo de las placas a ambos lados de las zonas de fractura puede ser similar (flechas apuntando en la misma dirección) u opuesto (flechas apuntando direcciones opuestas). Las fallas de transformación (líneas rojas) están entre los segmentos de cresta, donde las flechas amarillas apuntan en direcciones opuestas.

En el mismo trabajo de 1965, Wilson introdujo la idea de que la corteza se puede dividir en una serie de placas rígidas, y así es responsable del término tectónica de placas.

Ejercicio 10.3 Modelo de falla de transformación de papel

Figura\(\PageIndex{12}\)

Tuzo Wilson utilizó un modelo de papel, un poco como el que se muestra aquí, para explicar fallas transformadoras a sus colegas. Para usar este modelo, imprima esta página o descargue la imagen de arriba e imprima eso, luego corte alrededor del exterior y luego corte a lo largo de la línea A-B (la zona de fractura) con un cuchillo afilado. Dobla hacia abajo la mitad superior donde se muestra, y luego pellizca juntos en el medio. Haz lo mismo con la mitad inferior.

Figura\(\PageIndex{13}\)

Cuando termines, deberías tener algo como el ejemplo que se muestra en la Figura\(\PageIndex{13}\), con dos pliegues de papel extendiéndose por debajo. Busca a alguien más para pellizcar esos pliegues con dos dedos justo debajo de cada cresta, y luego separarlos suavemente donde se muestra. Al hacerlo, la corteza oceánica emergerá del medio, y verás que las partes de la zona de fractura entre las crestas de las crestas se moverán en direcciones opuestas (esta es la falla de transformación) mientras que las partes de la zona de fractura fuera de las crestas de la cresta se moverán en la misma dirección. También verás que la corteza oceánica está siendo magnetizada a medida que se forma en la cresta. Los patrones magnéticos mostrados son precisos y representan los últimos 2.5 Ma del tiempo geológico.

Hay otras versiones de este modelo disponibles aquí: Modelos de Papel de Fallos de Transformación. ^[3]

Consulte el Apéndice 3 para las respuestas del Ejercicio 10.3.

Descripciones de las imágenes

Descripción de la\(\PageIndex{2}\) imagen de la figura: A 500 Ma, las rocas en Europa tenían orientaciones magnéticas apuntando hacia arriba. A 400 Ma, la orientación magnética se niveló. Desde 300 Ma hasta la actualidad, las rocas en Europa mostraron una orientación magnética cada vez más hacia abajo. [Volver a la figura\(\PageIndex{2}\)]

Descripción de la\(\PageIndex{6}\) imagen de la figura: Una sección transversal de la trinchera formada en la zona de subducción aleutiana como subductos de la placa del Pacífico bajo la placa de América del Norte en medio del Océano Pacífico. Cuanto más lejos está un terremoto de esta trinchera (en el lado de la placa de América del Norte), más profundo es. [Volver a la figura\(\PageIndex{6}\)]

Atribuciones de medios

• Figuras 10.3.1, 10.3.2, 10.3.3, 10.3.5, 10.3.6, 10.3.8, 10.3.11, 10.3.12, 10.3.13: © Steven Earle. CC POR.
• Figura\(\PageIndex{4}\): “Elevación” por NOAA. Adaptado por Steven Earle. Dominio público.
• Figura\(\PageIndex{7}\): “Cordillera Juan de Fuca” de USGS. Adaptado por Steven Earle. Dominio público. Basado en Raff, A. y Mason, R., 1961, Levantamiento magnético frente a la costa oeste de América del Norte, 40˚ N a 52˚ N latitud, Geol. Soc. Boletín América, V. 72, p. 267-270.
• Figura\(\PageIndex{9}\): “Hawaii Hotspot” por el Centro Nacional de Datos Geofísicos. Adaptado por Steven Earle. Dominio público.
• Figura\(\PageIndex{10}\): “Hotspots” de Ingo Wölbern. Dominio público.

---

1. Ted Irving luego estableció un laboratorio paleomagnético en el Servicio Geológico de Canadá en Sidney, B.C., e hizo una gran cantidad de trabajo importante para comprender la geología del oeste de América del Norte.
   
2. J. A. Tarduno et al., 2003, The Emperor Seamounts: South Motion of the Hawaiian Hotspot Plume in Earth's Manto, Science 301 (5636): 1064—1069.
   
3. Para mayor información ver: Earle, S., 2004, A simple paper model of a transform fault at a spreading ridge, J. Geosc. Educ. V. 52, p. 391-2.