tectónica de placas: el desarrollo de una revolución...

C A P Í T U L O 2

Tectónica de placas: el desarrollo de una revolución científica

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Deriva continental: una idea que se adelantó a su época Encaje de los continentes Evidencias paleontológicas Tipos de rocas y semejanzas estructurales Evidencias paleoclimáticas

El gran debate Rechazo de la hipótesis de la deriva

continental La deriva continental y el método científico

Deriva continental ypaleomagnetismo El campo magnético de la Tierra y

paleomagnetismoDeriva polar aparente

Comienzo de una revolucióncientífica La hipótesis de la expansión del fondo

oceánico Inversiones magnéticas: pruebas de la

expansión del fondo oceánico La última pieza de un rompecabezas

Tectónica de placas: el nuevoparadigma Principales placas de la Tierra Bordes de placa

Bordes divergentes Las dorsales oceánicas y la expansión del

fondo oceánico La fragmentación continental

Bordes convergentes Convergencia oceánica-continental Convergencia oceánica-oceánica Convergencia continental-continental

Bordes de falla transformante(bordes pasivos)

Comprobación del modelo de la tectónica de placas Pruebas procedentes de sondeos oceánicos Puntos calientes y plumas del manto

Medición del movimiento de las placas El paleomagnetismo y los movimientos de

placas Medición de las velocidades de las placas

desde el espacio

¿Qué impulsa los movimientos de las placas? Fuerzas que impulsan el movimiento de las

placas Modelos de convección placas-manto

La importancia de la teoría de la tectónica de placas

2_Capítulo 2 9/6/05 08:58 Página 33

La idea de que los continentes van a la deriva por la su-perficie de la Tierra se introdujo a principios del sigloXX. Esta propuesta contrastaba por completo con la

opinión establecida de que las cuencas oceánicas y los con-tinentes son estructuras permanentes muy antiguas. Esta opi-nión era respaldada por las pruebas recogidas del estudio delas ondas sísmicas que revelaron la existencia de un manto só-lido rocoso que se extendía hasta medio camino hacia el cen-tro de la Tierra. El concepto de un manto sólido indujo a lamayoría de investigadores a la conclusión de que la cortezaexterna de la Tierra no podía moverse.

Durante este período, la opinión convencional de la co-munidad científica era que las montañas se forman a causade las fuerzas compresivas que se iban originando a medidaque la Tierra se enfriaba paulatinamente a partir de un esta-do fundido previo. Sencillamente la explicación era la si-guiente: a medida que el interior se enfriaba y se contraía, lacapa externa sólida de la Tierra se deformaba mediante plie-gues y fallas para ajustarse al planeta, que se encogía. Seconsideraban las montañas como algo análogo a las arrugasque aparecen en la piel de la fruta cuando se seca. Este mo-delo de los procesos tectónicos* de la Tierra, aunque inade-cuado, estaba profundamente arraigado en el pensamientogeológico de la época.

Desde la década de los años sesenta, nuestra com-prensión de la naturaleza y el funcionamiento de nuestro pla-neta han mejorado de manera espectacular. Los científicos sehan dado cuenta de que la corteza externa de la Tierra es mó-vil y de que los continentes migran de una manera gradual através del planeta. Además, en algunas ocasiones las masascontinentales se separan y crean nuevas cuencas oceánicasentre los bloques continentales divergentes. Entretanto, por-ciones más antiguas del fondo oceánico se sumergen de nue-vo en el manto en las proximidades de las fosas submarinas.A causa de estos movimientos, los bloques de material con-tinental chocan y generan las grandes cadenas montañosasde la Tierra. En pocas palabras, ha surgido un nuevo mode-lo revolucionario de los procesos tectónicos de la Tierra.

Este cambio profundo de la comprensión científica seha descrito de manera muy acertada como una revolucióncientífica. La revolución empezó como una propuesta relati-vamente clara de Alfred Wegener, llamada deriva continen-tal. Después de muchos años de acalorado debate, la granmayoría de la comunidad científica rechazó la hipótesis deWegener de los continentes a la deriva. El concepto de unaTierra móvil era particularmente desagradable para los geó-logos norteamericanos, quizás porque la mayoría de las prue-bas que lo respaldaban procedían de los continentes meri-dionales, desconocidos para la mayoría de ellos.

Durante las décadas de los años cincuenta y sesenta,nuevos tipos de pruebas empezaron a reavivar el interés poresta propuesta que estaba casi abandonada. En 1968, esos

nuevos avances indujeron el desarrollo de una explicaciónmucho más completa que incorporaba aspectos de la derivacontinental y de la expansión del fondo oceánico: una teoríaconocida como tectónica de placas.

En este capítulo, examinaremos los acontecimientosque llevaron a este gran cambio de la opinión científica en unintento de proporcionar una visión de cómo funciona la cien-cia. También describiremos brevemente los avances que tu-vieron lugar desde la concepción del concepto de deriva con-tinental, examinaremos los motivos por los que se rechazó alprincipio y consideraremos las pruebas que finalmente con-dujeron a la aceptación de la teoría de la tectónica de placas.

Deriva continental: una idea que se adelantó a su época

La idea de que los continentes, sobre todo Sudamérica yÁfrica, encajan como las piezas de un rompecabezas, seoriginó con el desarrollo de mapas mundiales razonable-mente precisos. Sin embargo, se dio poca importancia aesta noción hasta 1915, cuando Alfred Wegener, meteo-rólogo y geofísico alemán, publicó El origen de los conti-nentes y los océanos. En este libro, que se publicó en variasediciones, Wegener estableció el esbozo básico de su ra-dical hipótesis de la deriva continental.

Wegener sugirió que en el pasado había existido unsupercontinente único denominado Pangea (pan � todo,gea � Tierra) (Figura 2.1). Además planteó la hipótesis deque en la era Mesozoica, hace unos 200 millones de años,este supercontinente empezó a fragmentarse en continen-tes más pequeños, que «derivaron» a sus posiciones ac-tuales. Se cree que la idea de Wegener de que los conti-nentes pudieran separarse se le pudo ocurrir al observar lafragmentación del hielo oceánico durante una expedicióna Groenlandia entre 1906 y 1908.

34 C A P Í T U L O 2 Tectónica de placas: el desarrollo de una revolución científica

∗ Por Tectónica se entiende el estudio de los procesos que deforman lacorteza de la Tierra y las principales características estructurales produ-cidas por esa deformación, como las montañas, los continentes y lascuencas oceánicas.

?A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN

Si todos los continentes estaban unidos durante el pe-ríodo de Pangea, ¿qué aspecto tenía el resto de la Tierra

Cuando todos los continentes estaban unidos, también debióexistir un océano enorme que los rodeaba. Este océano se de-nomina Panthalassa (pan = todo; thalassa = mar). Panthalassatenía varios mares más pequeños, uno de los cuales era elpoco profundo mar de Tethys, situado en el centro (véase Fi-gura 2.1). Hace unos 180 millones de años, el superconti-nente Pangea empezó a separarse y las distintas masas conti-nentales que hoy conocemos empezaron a derivar hacia susposiciones geográficas actuales. Hoy todo lo que queda dePanthalassa es el océano Pacífico, cuyo tamaño ha ido dis-minuyendo desde la fragmentación de Pangea.


Wegener y quienes defendían esta hipótesis reco-gieron pruebas sustanciales que respaldaban sus opiniones.El ajuste de Sudamérica y África y la distribución geográ-fica de los fósiles y los climas antiguos parecían apoyar laidea de que esas masas de tierra, ahora separadas, estuvie-ron juntas en alguna ocasión. Examinemos sus pruebas.

Encaje de los continentes

Como algunos antes que él, Wegener sospechó por pri-mera vez que los continentes podrían haber estado unidosen alguna ocasión al observar las notables semejanzas exis-tentes entre las líneas de costa situadas a los dos lados delAtlántico. Sin embargo, la utilización que él hizo de las lí-neas de costa actuales para hacer encajar los continentesfue inmediatamente contestada por otros geólogos. Estosúltimos sostenían, correctamente, que las líneas de costaestán siendo continuamente modificadas por procesoserosivos y sedimentarios. Aun cuando hubiera tenido lu-gar el desplazamiento de los continentes, sería improba-

ble tal ajuste en la actualidad. Wegener parecía conscientede este hecho, ya que su ajuste original de los continentesera muy aproximado (Figura 2.1B).

Los científicos han determinado que una aproxima-ción mucho mejor del verdadero límite externo de loscontinentes es la plataforma continental. En la actualidad,el borde de la plataforma continental se encuentra sumer-gido unos cuantos centenares de metros por debajo delnivel del mar. A principios de la década de los sesenta SirEdward Bullard y dos de sus colaboradores produjeron unmapa en el que se intentaba ajustar los bordes de las pla-taformas continentales sudamericana y africana a profun-didades de 900 metros. El notable ajuste que se obtuvo semuestra en la Figura 2.2. Aunque los continentes se sola-paban en unos pocos lugares, se trata de regiones dondelas corrientes han depositado grandes cantidades de sedi-mentos, aumentando con ello el tamaño de las plataformascontinentales. El ajuste global fue incluso mejor de lo quehabrían sospechado quienes apoyaban la teoría de la de-riva continental.

Deriva continental: una idea que se adelantó a su época 35

Mar de TethysPA

NG

EA

A. Reconstrucción moderna de Pangea

B. La Pangea de Wegener

EuropaAsiaNorteamérica

África

Antártida

AustraliaSudamérica

▲ Figura 2.1 Reconstrucción de Pangea como se piensa que era hace 200 millones de años. A. Reconstrucción moderna. B. Reconstrucciónrealizada por Wegener en 1915.



Recuadro 2.1 Entender la Tierra

Fragmentación de Pangea

▲

Wegener utilizó las pruebas procedentesde fósiles, tipos de rocas y climas anti-guos para crear un ajuste de los conti-nentes en forma de rompecabezas, cre-ando así su supercontinente, Pangea. Deuna manera similar, pero utilizando he-rramientas modernas de las que carecíaWegener, los geólogos han recreado lasetapas de fragmentación de este super-continente, un acontecimiento que em-pezó hace cerca de 200 millones de años.A partir de este trabajo, se han estableci-

do bien las fechas en las que fragmentosindividuales de corteza se separaron unosde otros y también sus movimientos rela-tivos (Figura 2.A).

Una consecuencia importante de lafragmentación de Pangea fue la creaciónde una «nueva» cuenca oceánica: el atlán-tico. Como puede verse en la parte B dela Figura 2.A, la separación del supercon-tinente no fue simultánea a lo largo delos bordes del Atlántico. Lo primero quese separó fueron Norteamérica y África.

Allí, la corteza continental estaba muyfracturada, lo que proporcionaba vías paraque grandes cantidades de lava fluida al-canzaran la superficie. En la actualidadestas lavas están representadas por las ro-cas ígneas meteorizadas que se encuen-tran a lo largo de la costa oriental de Es-tados Unidos, principalmente enterradasdebajo de las rocas sedimentarias que for-man la plataforma continental. La data-ción radiométrica de estas lavas solidifi-cadas indica que la separación empezó en

Nortea- mérica

ÁfricaSuda- mérica

Antártida Australia

India

Eurasia

A. Hace 200 millones de años (Jurásico inferior) B. Hace 150 millones de años (Jurásico superior)

C. Hace 90 millones de años (Cretáceo)

Sureste asiáticoMar de

TethysPA

NG

EA

D. Hace 50 millones de años (Cenozoico inferior)

F. En la actualidad

Tíbet

Nortea- mérica


Antártida

Australia

India

Eurasia

Tíbet

Nortea- mérica

África

Suda- mérica

Antártida

Australia

India

Eurasia

Nortea- mérica

África

Suda- mérica

Antártida

Australia

India

Eurasia

Golfo de California

Mar Rojo

Panamá

Arabia

Océano de Tethys

E. Hace 20 millones de años (Cenozoico superior)

iHmalaya

▲ Figura 2.A Esquemas de la fragmentación de Pangea a lo largo de un período de 200 millones de años.


Evidencias paleontológicasAunque la semilla de la hipótesis de Wegener procedía delas notables semejanzas de los márgenes continentales aambos lados del Atlántico, al principio pensó que la ideade una Tierra móvil era improbable. No fue hasta quesupo que se habían encontrado organismos fósiles idénti-cos en rocas de Sudamérica y de África cuando empezó atomar en serio esta idea. A través de una revisión de la li-teratura científica, Wegener descubrió que la mayoría depaleontólogos (científicos que estudian los restos fosiliza-

dos de organismos) estaban de acuerdo en que era nece-sario algún tipo de conexión continental para explicar laexistencia de fósiles idénticos de formas de vida meso-zoicas en masas de tierra tan separadas. (Igual que las for-mas de vida autóctonas de Norteamérica son muy distin-tas de las africanas, cabría esperar que durante la eraMesozoica los organismos de continentes muy separadosserían también bastante diferentes.)

Mesosaurus Para añadir credibilidad a su argumentosobre la existencia de un supercontinente, Wegener citócasos documentados de varios organismos fósiles que sehabían encontrado en diferentes masas continentales, apesar de las escasas posibilidades de que sus formas vivaspudieran haber cruzado el vasto océano que ahora separaestos continentes. El ejemplo clásico es el del Mesosaurus,un reptil acuático depredador de peces cuyos restos fósi-les se encuentran sólo en las lutitas negras del Pérmico(hace unos 260 millones de años) en el este de Sudaméri-ca y en el sur de África (Figura 2.3). Si el Mesosaurus hu-biera sido capaz de realizar el largo viaje a través del enor-me océano Atlántico meridional, sus restos deberían teneruna distribución más amplia. Como esto no era así, Wege-ner supuso que Sudamérica y África debieron haber esta-do juntas durante este período de la historia de la Tierra.

¿Cómo explicaban los científicos de la época deWegener la existencia de organismos fósiles idénticosen lugares separados por miles de kilómetros de marabierto? La explicación más ampliamente aceptada a estetipo de migraciones fueron los puentes de tierra transo-ceánicos (Figura 2.4). Sabemos, por ejemplo, que du-rante el último período glacial la bajada del nivel delmar permitió a los animales atravesar el corto estrechode Bering entre Asia y Norteamérica. ¿Era posible quepuentes de Tierra hubieran conectado en alguna oca-sión África y Sudamérica y luego se hubieran sumergi-do por debajo del nivel del mar? Los mapas actuales delfondo oceánico confirman el argumento de Wegener deque nunca habían existido puentes de tierra de esta mag-


varios estadios hace entre 180 y 165 mi-llones de años. Este lapso de tiempo pue-de utilizarse como la «fecha de nacimien-to» de esta sección del Atlántico norte.

Hace 130 millones de años, el Atlán-tico sur empezó a abrirse cerca de la pun-ta de lo que ahora es Sudáfrica. Confor-me esta zona de separación migraba haciael norte, el Atlántico sur se abría de ma-nera gradual (compárense los esquemas By C de la Figura 2.A). La fragmentacióncontinua de la masa continental meridio-nal condujo a la separación de África y la

Antártida y empujó a la India a un viajehacia el norte. Al principio del Cenozoi-co, hace unos 50 millones de años, Aus-tralia se había separado de la Antártida yel Atlántico sur había emergido como unocéano completamente desarrollado (Fi-gura 2.A, parte D).

Un mapa moderno (Figura 2.A, parteF) muestra que la India acabó colisionan-do con Asia, un acontecimiento que em-pezó hace unos 45 millones de años y creóla cordillera del Himalaya, junto con lastierras altas tibetanas. Aproximadamente

al mismo tiempo, la separación de Groen-landia de Eurasia completó la fragmenta-ción de la masa continental septentrio-nal. Durante los últimos 20 millones deaños, aproximadamente, de la historia dela Tierra, Arabia se separó de África y seformó el mar Rojo, y la Baja California se separó de Méjico, formando el golfo deCalifornia (Figura 2.A, parte E). Mien-tras, el arco de Panamá se unió a Norte-américa y Sudamérica, produciéndose asíel aspecto moderno que conocemos denuestro planeta.

Sudamérica

África

Superposición

Hueco

▲ Figura 2.2 Aquí se muestra el mejor ajuste entre Sudamérica yÁfrica a lo largo del talud continental a una profundidad de unos900 metros. Las áreas de solapamiento entre los bloquescontinentales están coloreadas en marrón. (Tomado de A. G.Smith, «Continental Drift». En Understanding the Earth, editado porI. G. Gass).


nitud. De ser así, sus restos estarían todavía debajo delnivel del mar.

Glossopteris Wegener citó también la distribución delhelecho fósil Glossopteris como una prueba de la existen-cia de Pangea. Se sabía que esta planta, caracterizada porsus grandes semillas de difícil distribución, estaba muydispersa entre África, Australia, India y Sudamérica du-rante el Paleozoico tardío. Más tarde, se descubrierontambién restos fósiles de Glossopteris en la Antártida. We-gener también sabía que esos helechos con semilla y la flo-ra asociada con ellos crecían sólo en un clima subpolar.

Por consiguiente, llegó a la conclusión de que cuando lasmasas de tierra estuvieron unidas se encontraban muchomás cerca del Polo Sur.

Organismos actuales En una edición posterior de su li-bro, Wegener citó también la distribución de los organis-mos actuales como una prueba de apoyo para la deriva delos continentes. Por ejemplo, los organismos actuales cu-yos antepasados eran similares tuvieron que evolucionarclaramente en aislamiento durante las últimas decenas demillones de años. El caso más obvio son los marsupialesaustralianos (como los canguros), que tienen un vínculo


Sudamérica

África

Figura 2.4 Estos bocetos de JohnHolden ilustran varias explicaciones parala aparición de especies similares enmasas de tierra que en la actualidadestán separadas por un enorme océano.(Reimpreso con el permiso de JohnHolden.)

▲

Figura 2.3 Se han encontrado fósiles deMesosaurus a ambos lados del Atlántico sur yen ningún otro lugar del mundo. Los restosfósiles de éste y otros organismos en loscontinentes africano y sudamericanoparecen unir estas masas de tierra entre elfinal del Paleozoico y el comienzo delMesozoico.

▲


fósil directo con la zarigüeya, marsupial encontrado en elcontinente americano. Después de la fragmentación dePangea, los marsupiales australianos siguieron un caminoevolutivo distinto que las formas vivas del continente ame-ricano relacionadas con ellos.

Tipos de rocas y semejanzas estructuralesCualquiera que haya intentado hacer un rompecabezassabe que, además de que las piezas encajen, la imagendebe ser también continua. La imagen que debe encajaren el «rompecabezas de la deriva continental» es la de loscontinentes. Si los continentes estuvieron juntos en el pa-sado, las rocas situadas en una región concreta de un con-tinente deben parecerse estrechamente en cuanto a edady tipo con las encontradas en posiciones adyacentes delcontinente con el que encajan. Wegener encontró prue-bas de rocas ígneas de 2.200 millones de años de antigüe-dad en Brasil que se parecían mucho a rocas de antigüe-dad semejante encontradas en África.

Pruebas similares existen en forma de cinturonesmontañosos que terminan en la línea de costa, sólo parareaparecer en las masas continentales situadas al otro ladodel océano. Por ejemplo, el cinturón montañoso quecomprende los Apalaches tiene una orientación noresteen el este de Estados Unidos y desaparece en la costa deTerranova. Montañas de edad y estructuras comparablesse encuentran en las Islas Británicas y Escandinavia.Cuando se reúnen esas masas de tierra, como en la Figu-ra 2.5, las cadenas montañosas forman un cinturón casicontinuo.

Wegener debía de estar convencido de que las se-mejanzas en la estructura de las rocas en ambos lados delAtlántico relacionaban esas masas de tierra cuando dijo:«Es como si fuéramos a recolocar los trozos rotos de unperiódico juntando sus bordes y comprobando después silas líneas impresas coinciden. Si lo hacen, no queda másque concluir que los trozos debían juntarse realmente deesta manera».

Evidencias paleoclimáticasDado que Wegener era meteorólogo de profesión, estabamuy interesado en obtener datos paleoclimáticos (paleo �antiguo, climatic � clima) en apoyo de la deriva continen-tal. Sus esfuerzos se vieron recompensados cuando en-contró pruebas de cambios climáticos globales aparente-mente notables durante el pasado geológico. En concreto,dedujo de depósitos glaciares antiguos que grandes masasde hielo cubrían extensas áreas del hemisferio Sur, a fina-les del Paleozoico (hace unos 300 millones de años). Enel sur de África y en Sudamérica se encontraron capas desedimentos transportados por los glaciares de la mismaedad, así como en India y en Australia. Gran parte de las

zonas que contienen pruebas de esta glaciación paleozoi-ca tardía se encuentra en la actualidad en una franja de 30grados en torno al Ecuador en un clima subtropical o tro-pical.

¿Pudo la Tierra haber atravesado un período de fríosuficiente como para generar extensos glaciares en zonasque son tropicales en la actualidad? Wegener rechazó estaexplicación, porque durante el Paleozoico tardío existie-ron grandes pantanos tropicales en el hemisferio norte.Estas ciénagas, con su lujuriosa vegetación, se convirtie-ron finalmente en los principales campos de carbón deleste de Estados Unidos, Europa y Siberia.

Los fósiles de estos niveles de carbón indican que loshelechos arbóreos que produjeron los depósitos de carbóntenían grandes frondas, lo que indica un ambiente tropi-cal. Además, a diferencia de los árboles de los climas másfríos, estos árboles carecían de anillos de crecimiento, unacaracterística de las plantas tropicales que crecen en re-giones con fluctuaciones mínimas de la temperatura.


Europa

Groenlandia

Montañas Apalaches

Escandinavia

Montañas Caledónicas

Islas Británicas

Norteamérica

África

▲ Figura 2.5 Unión de cordilleras montañosas a través delAtlántico Norte. Los Apalaches se sitúan a lo largo del flanco orientalde América del Norte y desaparecen de la costa de Terranova.Montañas de edad y estructuras comparables se encuentran en lasislas Británicas y Escandinavia. Cuando esas masas de tierra secolocan en sus posiciones previas a la separación, esas cadenasmontañosas antiguas forman un cinturón casi continuo. Esoscinturones montañosos plegados se formaron haceaproximadamente 300 millones de años conforme las masas detierra colisionaron durante la formación del supercontinente Pangea.


Wegener sugirió que el supercontinente Pangeaproporcionaba una explicación más plausible para la gla-ciación del final del Paleozoico. En esta configuración loscontinentes meridionales están unidos y se sitúan cerca delPolo Sur (Figura 2.6B). Esto explicaría las condicionesnecesarias para generar extensiones enormes de hielo gla-cial sobre gran parte del hemisferio meridional. Al mis-mo tiempo, esta geografía colocaría las masas septen-trionales actuales más cerca del Ecuador y explicaría susenormes depósitos de carbón. Wegener estaba tan con-vencido de que su explicación era correcta que escribió:«Esta prueba es tan convincente que, por comparación,todos los demás criterios deben ocupar una posición se-cundaria».

¿Cómo se desarrolló un glaciar en el centro de la ca-liente y árida Australia? ¿Cómo migran los animales te-rrestres a través de extensiones enormes de mar abierto?

Por muy convincente que esta evidencia pudiera habersido, pasaron 50 años antes de que la mayoría de la co-munidad científica aceptara el concepto de la deriva con-tinental y las conclusiones lógicas que de él se derivan.

El gran debate

La propuesta de Wegener no fue muy discutida hasta1924, cuando su libro fue traducido al inglés, francés, es-pañol y ruso. Desde ese momento hasta su muerte, en1930, su hipótesis de la deriva tuvo muchas críticas hosti-les. El respetado geólogo norteamericano R. T. Cham-berlain afirmó: «La hipótesis de Wegener es en generaldel tipo de las hipótesis poco fundadas, en las que se to-man considerables libertades con nuestro planeta, y estámenos ligada por restricciones o atada por hechos desa-gradables e inconvenientes que la mayoría de sus teoríasrivales. Su atractivo parece radicar en el hecho de que sedesarrolla un juego en el cual hay pocas reglas restrictivasy un código de conducta poco estipulado».

W. B. Scott, antiguo presidente de la Sociedad Fi-losófica Norteamericana, expresó la opinión que predo-minaba en Norteamérica sobre la deriva continental enmenos palabras al describir la hipótesis como «un com-pleto disparate».

Rechazo de la hipótesis de la derivacontinentalUna de las principales objeciones a la hipótesis de Wege-ner parece haber procedido de su incapacidad para iden-tificar un mecanismo capaz de mover los continentes a tra-vés del planeta. Wegener sugirió dos mecanismos posiblespara la deriva continental. Uno de ellos era la fuerza gra-vitacional que la Luna y el Sol ejercen sobre la Tierra y queprovoca las mareas. Wegener argumentaba que las fuerzasmareales afectarían principalmente la capa más externa dela Tierra, que se deslizaría como fragmentos continenta-les separados sobre el interior. Sin embargo, el destacadofísico Harold Jeffreys contestó correctamente con el ar-gumento de que las fuerzas mareales de la magnitud ne-cesaria para desplazar los continentes habrían frenado larotación de la Tierra en cuestión de unos pocos años.

Wegener sugirió también, de manera incorrecta, quelos continentes más grandes y pesados se abrieron paso porla corteza oceánica de manera muy parecida a como losrompehielos atraviesan el hielo. Sin embargo, no existíanpruebas que sugirieran que el suelo oceánico era lo bastantedébil como para permitir el paso de los continentes sin de-formarse él mismo de manera apreciable en el proceso.

En 1929, una fuerte oposición a la idea de Wegenerprocedía de todas las áreas de la comunidad científica. A


▲ Figura 2.6 Pruebas paleoclimáticas de la deriva continental. A. Casi al final del Paleozoico (hace unos 300 millones de años) loscasquetes de hielo cubrían áreas extensas del hemisferio sur y laIndia. Las flechas indican la dirección del movimiento del hielo quepuede deducirse de las estrías glaciares de la roca subyacente. B. Se muestran los continentes recolocados en su posición anterior,con el polo Sur situado aproximadamente entre la Antártida yÁfrica. Esta configuración explica las condiciones necesarias paragenerar un extenso casquete glaciar y también explica lasdirecciones del movimiento glaciar que se alejaban del polo Sur.

Nortea- mérica

Eurasia


IndiaPolo Sur

Antártida

Mar de Tethys

Ecuador

Australia

A.

B.


pesar de estas afrentas, Wegener escribió la cuarta y últi-ma edición de su libro, manteniendo su hipótesis básica yañadiendo nuevas pruebas de apoyo.

En 1930, hizo su cuarto y último viaje a la zona gla-ciar de Groenlandia. Aunque el objetivo fundamental deesta expedición era estudiar el duro clima invernal en estaisla cubierta de hielo, Wegener continuó comprobando suhipótesis de la deriva continental. Wegener creía que lasdeterminaciones repetidas de la longitud en el mismo pun-to exacto verificarían la deriva de Groenlandia hacia eloeste con respecto a Europa. Aunque los primeros esfuer-zos en los que se utilizaron métodos astronómicos parecí-an prometedores, los trabajadores daneses que tomaron lasmedidas en 1927, 1936, 1938 y 1948 no encontraron prue-bas de la deriva. Por tanto, la prueba fundamental de We-gener fracasó y su hipótesis perdió crédito. En la actuali-dad las técnicas modernas permiten a los científicos medirel desplazamiento gradual de los continentes que Wege-ner había esperado detectar.

En noviembre de 1930, mientras volvía de Eismitte(una estación experimental localizada en el centro de Gro-enlandia), Wegener murió junto con su compañero. Su in-trigante idea, sin embargo, no murió con él.

La deriva continental y el métodocientífico¿Qué fue mal? ¿Por qué no fue capaz Wegener de modi-ficar el punto de vista científico establecido de su época?En primer lugar, aunque el núcleo de su hipótesis era co-rrecto, contenía muchos detalles incorrectos. Por ejemplo,los continentes no se abren paso a través del suelo oceá-nico, y la energía de las mareas es demasiado débil paraimpulsar el movimiento de los continentes. Además, paraque cualquier teoría científica exhaustiva gane aceptacióngeneral, debe hacer frente al examen crítico desde todaslas áreas de la ciencia. Esa misma idea fue comentada muybien por el propio Wegener en respuesta a sus críticoscuando dijo: «Los científicos todavía no parecen entendersuficientemente que todas las ciencias deben aportar prue-bas para desvelar el estado de nuestro planeta en los pe-ríodos más primitivos, y la verdad de la cuestión sólo pue-de alcanzarse combinando todas estas pruebas». A pesarde la gran contribución de Wegener a nuestro conoci-miento de la Tierra, no todas las pruebas apoyaban la hi-pótesis de la deriva continental como él la había formula-do. Por consiguiente, el propio Wegener respondió a lamisma pregunta que probablemente él debió formularsemuchas veces. «¿Por qué rechazan mi propuesta?»

Aunque muchos de los contemporáneos de Wege-ner se oponían a sus puntos de vista, incluso hasta consi-derarlo claramente ridículo, unos pocos consideraronplausibles sus ideas. Entre los más notables de este último

grupo se encontraba el eminente geólogo sudafricano Ale-xander du Toit y el bien conocido geólogo escocés ArthurHolmes. En 1937, du Toit publicó Our Wandering Conti-nents, donde eliminó algunos de los puntos más débiles dela teoría de Wegener y añadió una gran cantidad de nue-vas pruebas en apoyo de su revolucionaria idea. En 1928Arthur Holmes propuso el primer mecanismo impulsorplausible para la deriva continental. En el libro de HolmesGeología física, elaboraba esta idea sugiriendo que las co-rrientes de convección que actúan dentro del manto eranresponsables de la propulsión de los continentes a travésdel planeta.

Para estos pocos geólogos que continuaron la bús-queda, el apasionante concepto del movimiento de loscontinentes atraía su interés. Otros consideraban la deri-va continental como una solución a observaciones previa-mente inexplicables. Sin embargo, la mayor parte de la co-munidad científica, en especial en Norteamérica, rechazóabiertamente la deriva continental o al menos la trató conun escepticismo considerable.

Deriva continental y paleomagnetismo

En las dos décadas siguientes al fallecimiento de Wegeneren 1930, se arrojó muy poca luz nueva sobre la hipótesisde la deriva continental. Sin embargo, a mediados de ladécada de los años cincuenta, empezaron a surgir dos nue-vas líneas de evidencia, que cuestionaban seriamente lacomprensión científica básica del funcionamiento de laTierra. Una línea procedía de las exploraciones del suelooceánico y se tratará más adelante. La otra línea de prue-bas procedía de un campo relativamente nuevo: el paleo-magnetismo.

El campo magnético de la Tierra y el paleomagnetismoCualquiera que haya utilizado una brújula para orientar-se sabe que el campo magnético de la Tierra tiene un polonorte y un polo sur magnéticos. En la actualidad estos po-los magnéticos se alinean estrecha, pero no exactamente,con los polos geográficos. (Los polos geográficos, o polonorte y polo sur verdaderos, son los puntos en los que eleje de rotación terrestre hace intersección con la superfi-cie.) El campo magnético de la Tierra es similar al gene-rado por una barra imantada. Líneas de fuerza invisiblesatraviesan el planeta y se extienden de un polo magnéticoal otro como se muestra en la Figura 2.7. La aguja de unabrújula, un pequeño imán con libertad para rotar sobre uneje, se alinea con esas líneas de fuerza y apunta hacia lospolos magnéticos.

Deriva continental y paleomagnetismo 41


A diferencia de la fuerza de gravedad, no podemospercibir el campo magnético de la Tierra; su existenciase revela porque desvía la aguja de una brújula. De unamanera parecida, ciertas rocas contienen minerales quesirven como «brújulas fósiles». Estos minerales ricosen hierro, como la magnetita, son abundantes en las co-ladas de lava de composición basáltica. Cuando se ca-lientan por encima de una temperatura conocida como

el punto de Curie, estos minerales magnéticos pierdensu magnetismo. Sin embargo, cuando esos granos ricosen hierro se enfrían por debajo de su punto de Curie(aproximadamente 585 °C para la magnetita), se mag-netizan de manera gradual según una dirección parale-la a las líneas de fuerza magnéticas existentes en esemomento. Una vez que los minerales se solidifican, elmagnetismo que poseen permanecerá «congelado» en



Alfred Wegener (1880-1930): explorador polar y visionario

▲

Alfred Wegener, explorador polar y vi-sionario, nació en Berlín en 1880. Com-pletó sus estudios universitarios en Hei-delberg e Innsbruck. Aunque obtuvo sudoctorado en Astronomía (1905), tam-bién desarrolló un gran interés por la Me-teorología. En 1906, él y su hermanoKurt establecieron un récord de duraciónde vuelo en globo al permanecer en elaire durante 52 horas, batiendo el récordanterior, de 17 horas. Ese mismo año, seincorporó a una expedición danesa al no-reste de Groenlandia, donde es posibleque se planteara por primera vez la posi-bilidad de la deriva continental. Ese viajemarcó el inicio de una vida dedicada a laexploración de esta isla cubierta por hie-lo donde moriría unos 25 años después.

Tras su primera expedición a Groen-landia, Wegener regresó a Alemania en1908 y obtuvo un puesto académico comoprofesor de Meteorología y Astronomía.Durante esta época, firmó un artículo so-bre la deriva continental y escribió un li-bro sobre Meteorología. Wegener volvióa Groenlandia entre 1912 y 1913 con sucolega J. P. Koch para una expedición quedistinguió a Wegener como la primerapersona que hizo una travesía científica,de 1.200 kilómetros, del núcleo glaciar dela isla.

Poco después de su regreso de Gro-enlandia, Wegener se casó con Else Köp-pen, hija de Wladimir Köppen, un emi-nente climatólogo que desarrolló unaclasificación de los climas del mundo quetodavía hoy se utiliza. Poco después de suboda, Wegener combatió en la I GuerraMundial, durante la que fue herido dosveces, pero permaneció en el ejército has-ta el fin de la guerra. Durante su períodode convalecencia, Wegener escribió su

controvertido libro sobre la deriva conti-nental titulado The Origin of Continentsand Oceans. Wegener firmó las edicionesrevisadas de 1920, 1922 y 1929.

Además de su pasión por encontrarpruebas que respaldaran la deriva conti-nental, Wegener también escribió nume-rosos artículos científicos sobre Meteo-rología y Geofísica. En 1924 colaborócon su suegro, Köppen, en un libro sobrelos cambios climáticos antiguos (paleocli-mas).

En la primavera de 1930, Wegenerpartió a su cuarta y última expedición a suquerida Groenlandia. Uno de los objeti-vos del viaje era establecer una base glaciar(estación Eismitte) situada a 400 kilóme-tros de la costa occidental de Groenlandia,a una elevación de casi 3.000 metros.Dado que el inusual mal tiempo entorpe-ció los intentos de establecer este puesto,sólo llegó al campo una parte de los sumi-nistros necesarios para los dos científicosallí emplazados.

Como jefe de la expedición, Wegenerdirigió un grupo de auxilio formado porel meteorólogo Fritz Lowe y trece gro-enlandeses para reabastecer la estaciónEismitte. La abundante nieve y unas tem-peraturas inferiores a los �50 °C hicieronque todos los groenlandeses salvo uno re-gresaran al campo base. Wegener, Lowey Rasmus Villumsen continuaron cami-nando.

Cuarenta días después, el 30 de octu-bre de 1930, Wegener y sus dos compa-ñeros llegaron a la estación Eismitte. In-capaces de establecer comunicación conel campo base, los investigadores a quie-nes se creía desesperadamente necesita-dos de suministros, habían conseguidoexcavar una cueva en el hielo a modo de

refugio e intentado alargar sus suminis-tros durante todo el invierno. La heroicacarrera para transportar suministros habíasido innecesaria.

Lowe decidió pasar el invierno en Eis-mitte debido a su agotamiento y que te-nía los miembros congelados. Sin embar-go, se dijo que Wegener «parecía tanfresco, feliz y en forma como si se hubie-ra ido a dar un paseo». Dos días después,el 1 de noviembre de 1930, celebraron el50° cumpleaños de Wegener y él y sucompañero groenlandés, Rasmus Villum-sen, empezaron su camino cuesta abajo,de regreso a la costa. Nunca llegaron.

Debido a la imposibilidad de mante-ner contacto entre las estaciones durantelos meses de invierno, se creyó que amboshabían pasado el invierno en Eismitte. Sibien se desconocen la fecha y la causaexactas de la muerte de Wegener, unequipo de búsqueda encontró su cuerpodebajo de la nieve, aproximadamente amedio camino entre Eismitte y la costa.Como se sabía que Wegener estaba enbuena forma física y en su cuerpo no ha-bía señales de traumatismos, inanición oexposición a la intemperie, se cree quepudo sufrir un ataque cardíaco mortal. Sesupone que Villumsen, el compañerogroenlandés de Wegener, murió tambiéndurante el viaje, aunque nunca se encon-traron sus restos.

El equipo de búsqueda enterró a We-gener en la posición en la que le habíanencontrado y, con mucho respeto, cons-truyeron un monumento de nieve. Des-pués, en el mismo lugar se erigió una cruzde hierro de 6 metros. Desde hace tiem-po todo ello ha desaparecido bajo la nie-ve y se ha acabado convirtiendo en unaparte de este casquete glacial.


esa posición. A este respecto, se comportan de maneramuy parecida a como lo hace la aguja de una brújula:«apuntan» hacia la posición de los polos magnéticosexistentes cuando se enfriaron. Luego, si la roca semueve, o si cambia la posición del polo magnético, elmagnetismo de la roca conservará, en la mayoría de loscasos, su alineamiento original. Las rocas que se for-maron hace miles o millones de años y que contienenun «registro» de la dirección de los polos magnéticos enel momento de su formación se dice que poseen mag-netismo remanente o paleomagnetismo.

Otro aspecto importante del magnetismo de las ro-cas es que los minerales magnetizados no sólo señalan ladirección hacia los polos (como una brújula), sino quetambién proporcionan un medio para determinar la lati-tud de su origen. Para comprender cómo puede estable-cerse la latitud a partir del paleomagnetismo, imaginemosuna aguja de brújula montada en un plano vertical, en vezde en posición horizontal como en las brújulas ordinarias.Como se muestra en la Figura 2.8, cuando esta brújulamodificada (aguja de inclinación) se sitúa sobre el polo mag-nético norte, se alinea con las líneas de fuerza magnéticasy apunta hacia abajo. Sin embargo, a medida que esta agu-ja de inclinación se aproxima al Ecuador, el ángulo de in-clinación se reduce hasta que la aguja queda horizontal alalinearse paralela con las líneas de fuerza horizontales enel Ecuador. Por tanto, a partir del ángulo de inclinaciónde esta aguja, puede determinarse la latitud.

De una manera similar, la inclinación del paleo-magnetismo en las rocas indica la latitud de la roca cuan-do se magnetizó. En la Figura 2.9 se muestra la relación

entre la inclinación magnética determinada para unamuestra de roca y la latitud en la que se formó. Cono-ciendo la latitud en la que se magnetizó una muestra deroca, puede determinarse también su distancia con res-pecto a los polos magnéticos. Por ejemplo, las lavas que

Deriva continental y paleomagnetismo 43

▲ Figura 2.7 El campo magnético de la Tierra consiste en líneasde fuerza muy parecidas a las que produciría una barra imantadagigante si se colocara en el centro de la Tierra.

Norte geográfico

Norte geográfico

Norte magnéticoNorte magnético

▲ Figura 2.8 El campo magnético de la Tierra hace que unaaguja de inclinación (brújula orientada en un plano vertical) sealinie con las líneas de fuerza magnética. El ángulo de inclinacióndisminuye de manera uniforme desde 90 grados en los polosmagnéticos hasta 0 grados en el ecuador magnético. Porconsiguiente, puede determinarse la distancia a los polosmagnéticos desde el ángulo de inclinación.

Líneas de fuerza magnética

Aguja de inclinación

EcuadorEcuador magnético

▲ Figura 2.9 Inclinación magnética y latitud correspondiente.

Incl

inac

ión

mag

nétic

a

90

80

70

60

50

40

30

20

10

0

LatitudEcuador Polo0 10 20 30 40 50 60 70 80 90


se forman en Hawaii en la actualidad (unos 20° N de la-titud) se encuentran a alrededor de 70 grados del polomagnético norte. (En el supuesto de que la posición me-dia del polo norte magnético es la misma que la del polonorte geográfico, que es de 90° N de latitud.) Por tanto,las rocas del pasado distante con una magnetización queindica que se formaron en una latitud de 40° N se habrí-an encontrado a 50° del polo norte magnético en el mo-mento de su formación. Si estas mismas rocas se encon-traran hoy en el ecuador, podríamos medir su magnetismoy determinar que se movieron 40 grados hacia el sur des-de su formación.

En resumen, el magnetismo de las rocas proporcio-na un registro de la dirección y la distancia a los polosmagnéticos en el momento en el que se magnetizó unaunidad rocosa.

Deriva polar aparenteUn estudio del magnetismo de las rocas llevado a cabo enEuropa por S. K. Runcorn y su equipo durante los añoscincuenta llevó a un descubrimiento inesperado. Se ob-servó que el alineamiento magnético en los minerales ri-cos en hierro de las coladas de lava de diferentes épocasvariaba mucho. Una representación de la posición apa-rente del polo norte magnético con respecto a Europa re-veló que, durante los últimos 500 millones de años, la po-sición del polo había migrado de manera gradual desdeuna posición próxima a Hawaii hacia el norte a través deSiberia oriental y, por fin, a su localización actual (Figura2.10A). Ésta era una prueba sólida a favor de que o bienlos polos magnéticos se habían desplazado a lo largo deltiempo, una idea conocida como deriva polar, o bien quelas coladas de lava se movían: en otras palabras, Europa sehabía desplazado con respecto a los polos.

Aunque se sabe que los polos magnéticos se muevenen una trayectoria errática en torno a los polos geográfi-cos, los estudios de paleomagnetismo de numerosos pun-tos demuestran que las posiciones de los polos magnéti-cos, cuya media se ha calculado durante miles de años, secorresponden estrechamente con las posiciones de los po-los geográficos. Por consiguiente, una explicación másaceptable para las trayectorias de la aparente migración delos polos era la proporcionada por la hipótesis de Wege-ner. Si los polos magnéticos se mantienen estacionarios,su movimiento aparente es producido por la deriva de loscontinentes.

Esta última idea fue apoyada aún más al comparar lalatitud de Europa, determinada a partir del magnetismofósil, con pruebas obtenidas de los estudios paleoclimáti-cos. Hay que recordar que durante el período Pensilva-niense (hace unos 300 millones de años) los pantanos delcarbonífero cubrían gran parte de Europa. Durante este

mismo período, las pruebas paleomagnéticas sitúan a Eu-ropa cerca del Ecuador, un hecho compatible con el am-biente tropical indicado por esos depósitos de carbón.

Unos pocos años después se obtuvo otra prueba afavor de la deriva continental cuando se representó una


▲ Figura 2.10 Recorridos simplificados de migración aparente delos polos según se ha deducido de los datos paleomagnéticos deNorteamérica y Eurasia. A. El recorrido más occidental, determinadoa partir de los datos procedentes de Norteamérica, se produjo por elmovimiento hacia el oeste de Norteamérica siguiendo una trayectoriade unos 24 grados con respecto a Eurasia. B. Las dos trayectoriascuando se reúnen las masas de tierra.

Migración polar aparente

para Eurasia

500 m. a.

500 m. a.

400 m. a.

300 m. a.200 m. a.

100 m. a. 200 m. a.

100 m. a.

300 m. a.

Migración polar aparente para Norteamérica

Norteamérica

Eurasia

África

A.

400 m. a.

Migración polar aparente

para Eurasia

Migración polar aparente para Norteamérica

Norteamérica

Eurasia

África

B.


dorsal. Además, se observó que el sistema de dorsalesoceánicas estaba caracterizado por un intenso volcanismoy un elevado flujo térmico.

En otras partes del océano se estaban haciendotambién nuevos descubrimientos. Los estudios sobre te-rremotos llevados a cabo en el Pacífico occidental de-mostraron que se producía actividad tectónica a grandesprofundidades por debajo de las fosas submarinas. Se des-cubrieron montañas submarinas de cima plana, llamadasguyots, a cientos de metros por debajo del nivel del mar.Se creía que estas estructuras habían sido previamente is-las volcánicas cuyas cimas habían sido erosionadas antesde sumergirse por debajo del nivel del mar. De igual im-portancia fue el hecho de que los dragados del fondooceánico no descubrieron corteza oceánica con una edadsuperior a los 180 millones de años. Además, las acumu-laciones de sedimentos en las cuencas oceánicas profun-das eran delgadas y no de miles de metros como se habíapredicho.

Muchos de estos descubrimientos eran inesperadosy difíciles de encajar en el modelo existente de procesostectónicos de la Tierra. Recordemos que los geólogos cre-ían que el enfriamiento y la contracción del interior de laTierra provocaban las fuerzas compresivas que deforma-ban la corteza mediante pliegues y fracturas. Las pruebasprocedentes de la dorsal centroatlántica demostraron queallí al menos la corteza se estaba separando realmente.Además, la delgada capa de sedimentos que cubre el sue-lo oceánico requiere que la velocidad de sedimentación enel pasado geológico fuera muy inferior a la actual o que elsuelo oceánico fuera en realidad mucho más joven de loque antes se creía.

La hipótesis de la expansión del fondooceánicoA principios de los años sesenta, Harry Hess, de la Uni-versidad de Princeton, incorporó estos hechos recién des-cubiertos a una hipótesis que más tarde se denominaríaexpansión del fondo oceánico. En el artículo, ahora clá-sico, de Hess, proponía que las dorsales oceánicas estabanlocalizadas sobre zonas de ascenso convectivo en el man-to (Figura 2.11). A medida que el material que asciendedesde el manto se expande lateralmente, el suelo oceáni-co es transportado de una manera parecida a como semueve una cinta transportadora alejándose de la cresta dela dorsal. En estos puntos, las fuerzas tensionales fractu-ran la corteza y proporcionan vías de intrusión magmáti-ca para generar nuevos fragmentos de corteza oceánica.Por tanto, a medida que el suelo oceánico se aleja de lacresta de la dorsal, es sustituido por nueva corteza. Hesspropuso, además, que la rama descendente de una co-rriente de convección en el manto tiene lugar en los alre-

Comienzo de una revolución científica 45

trayectoria de las migraciones polares para Norteaméri-ca (Figura 2.10A). Resultó que las trayectorias para Nor-teamérica y Europa tenían formas similares pero estabanseparadas por unos 30° de longitud. ¿Es posible que,cuando se cristalizaron esas rocas, hubiera dos polos nor-te magnéticos que migraron paralelos uno con respectoal otro? Los investigadores no han encontrado pruebasque respalden esta posibilidad. Sin embargo, las diferen-cias en esas trayectorias de deriva pueden reconciliarse sise colocan los dos continentes que en la actualidad estánseparados uno al lado del otro, como ahora creemos quese encontraron antes de que se abriera el océano Atlán-tico. Véase en la Figura 2.10B que estas trayectorias dederiva aparente casi coincidieron hace entre 400 y 160millones de años, lo cual es una prueba de que Nortea-mérica y Europa estaban unidas durante este período yse movían, en relación con los polos, como parte del mis-mo continente.

Para los investigadores que conocían los datos pale-omagnéticos y se fiaban de ellos, esto constituía una prue-ba de peso de que la deriva continental había ocurrido. Sinembargo, las técnicas utilizadas en la extracción de datospaleomagnéticos eran relativamente nuevas y no acepta-das universalmente. Además, la mayoría de geólogos noestaban familiarizados con los estudios en los que se uti-lizaba el paleomagnetismo y eran algo suspicaces con res-pecto a los resultados. Pese a esos problemas, las pruebaspaleomagnéticas restituyeron la deriva continental comoun tema respetable de la investigación científica. ¡Habíaempezado una nueva era!

Comienzo de una revolucióncientífica

Después de la II Guerra Mundial, oceanógrafos equipa-dos con nuevas herramientas marinas y una gran finan-ciación de la Oficina Norteamericana de InvestigaciónNaval se embarcaron en un período de exploración ocea-nográfica sin precedentes. Durante las dos décadas si-guientes, empezó a surgir, de una manera lenta y laborio-sa, una imagen mucho mejor de grandes extensiones delfondo oceánico. De estos estudios llegaría el descubri-miento del sistema global de dorsales oceánicas que ser-pentea por todos los principales océanos de una manerasimilar a las costuras de una pelota de béisbol. Uno de lossegmentos de esta estructura interconectada se extiendepor el centro del océano Atlántico y por ese motivo se ladenomina Dorsal Centroatlántica. También fue importan-te el descubrimiento de un valle de rift central que se ex-tiende a todo lo largo de la dorsal Centroatlántica. Esta es-tructura es una prueba de que las fuerzas tensionalesapartan activamente la corteza oceánica en la cresta de la


dedores de las fosas submarinas∗. Hess sugirió que éstasson sitios donde la corteza oceánica es empujada de nue-vo hacia el interior de la Tierra. Como consecuencia, lasporciones antiguas del suelo oceánico se van consumien-do de manera gradual a medida que descienden hacia elmanto. Como resumió un investigador, «¡no sorprendeque el suelo oceánico sea joven, está siendo renovadoconstantemente!».

Una de las ideas centrales de Hess era que «la co-rriente convectiva del manto provocaba el movimientode la capa externa de toda la Tierra». Así, a diferencia dela hipótesis de Wegener de que los continentes se abríanpaso por el suelo oceánico, Hess propuso que la parte ho-rizontal de la corriente convectiva del manto transporta-ba de una manera pasiva los continentes. Además, en lapropuesta de Hess se explicaba la juventud del fondo oceá-nico y la delgadez de los sedimentos. Pese a su atracciónlógica, la expansión del fondo oceánico continuó siendoun tema muy controvertido durante algunos años.

Hess presentó su artículo como un «ensayo en ge-opoesía», lo que podría reflejar la naturaleza especulativa

de su idea. O, como otros han sugerido, quizás queríadesviar la crítica de quienes seguían siendo hostiles a la de-riva continental. En cualquier caso, su hipótesis propor-cionó ideas específicas demostrables, lo que constituye lamarca distintiva de la buena ciencia.

Con el establecimiento de la hipótesis de la expan-sión del fondo oceánico, Harry Hess había iniciado otrafase de esta revolución científica. Las pruebas concluyen-tes que apoyaron esta idea procedieron, unos pocos añosdespués del trabajo del joven estudiante de la Universidadde Cambridge, Fred Vine, y su supervisor, D. H. Matt-hews. La importancia de la hipótesis de Vine y Matthewsradicaba en que conectó dos ideas que antes se pensabaque no estaban relacionadas: la hipótesis de la expansióndel fondo oceánico y las inversiones magnéticas reciéndescubiertas (véase Recuadro 2.3).

Inversiones magnéticas: pruebas de la expansión del fondo oceánicoAproximadamente en la misma época en que Hess for-muló el concepto de la expansión del fondo oceánico, losgeofísicos empezaban a aceptar el hecho de que, duranteperíodos de centenares de millares de años, el campo mag-nético de la Tierra cambia periódicamente de polaridad.Durante una inversión geomagnética, el polo norte mag-nético se convierte en el polo sur magnético, y viceversa.


▲ Figura 2.11 Expansión del fondo oceánico. Harry Hess propuso que la ascensión del material del manto a lo largo del sistema de dorsalescentrooceánicas creaba nuevos fondos oceánicos. El movimiento de convección del material del manto transporta el fondo oceánico de unamanera parecida a como se mueve una cinta transportadora hasta las fosas submarinas, donde el fondo oceánico desciende al manto.

Ascenso

Borde convergente

Borde divergente

Fallas transformantes

Litosfera oceánicaAstenosfera

SudaméricaÁfrica

Núcleo interno

Núcleo externo

Manto inferiorOcéano Pacífico

Océano Atlántico

Fosa de Perú-Chile

Dor

s alC

entro

atlá

ntic

a

∗ Aunque Hess propuso que la convección en la Tierra consiste en co-rrientes ascendentes procedentes del manto profundo de debajo de lasdorsales oceánicas, ahora es evidente que estas corrientes ascendentesson estructuras someras no relacionadas con la convección profunda delmanto. Trataremos este tema en el Capítulo 13.


La lava que se solidifica durante uno de los períodos depolaridad inversa se magnetizará con la polaridad opuestaa la de las rocas que se están formando en la actualidad.Cuando las rocas muestran el mismo magnetismo que elcampo magnético terrestre actual, se dice que tienen po-

laridad normal, mientras que las rocas que muestran elmagnetismo opuesto se dice que tienen polaridad inver-tida.

Se obtuvieron pruebas de las inversiones magnéti-cas cuando los investigadores midieron el magnetismo de



La prioridad en la ciencia

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Suele darse la prioridad, o crédito, de unaidea o descubrimiento científicos al inves-tigador, o grupo de investigadores, quepublica primero sus descubrimientos enuna publicación científica. Sin embargo,no es infrecuente que dos o incluso másinvestigadores alcancen conclusiones pa-recidas casi a la vez. Dos ejemplos bienconocidos son los descubrimientos inde-pendientes de la evolución orgánica deCharles Darwin y Alfred Wallace, y el de-sarrollo del cálculo de Isaac Newton yGottfried W. Leibniz. Del mismo modo,algunas de las ideas principales que con-dujeron a la revolución de la tectónica enlas ciencias de la Tierra también fuerondescubiertas independientemente por másde un grupo de investigadores.

Aunque la hipótesis de la deriva con-tinental se asocia, correctamente, con elnombre de Alfred Wegener, no fue el pri-mero que sugirió la movilidad continen-tal. De hecho, Francis Bacon, en 1620,apuntaba las similitudes de los contornosde África y Sudamérica; sin embargo, nodesarrolló más esta idea. Casi tres siglosmás tarde, en 1910, dos años antes de queWegener presentara sus ideas de una ma-nera formal, el geólogo estadounidenseF. B. Taylor publicó el primer artículo queesbozaba lo que ahora llamamos derivacontinental. Entonces, ¿por qué se atri-buye esta idea a Wegener?

Porque los artículos firmados por Tay-lor tuvieron un impacto relativamente pe-queño entre la comunidad científica; We-gener no conocía el trabajo de Taylor. Porconsiguiente, se cree que Wegener llegóa la misma conclusión simultáneamente yde una manera independiente. No obs-tante, es todavía más importante el he-cho de que Wegener hizo grandes es-fuerzos durante su vida profesional paraproporcionar una gran cantidad de prue-bas que respaldaran su hipótesis. Por el

contrario, parece que Taylor se contentócon afirmar: «Existen muchos enlaces deunión que muestran que África y Suda-mérica estuvieron unidas alguna vez».Además, mientras Taylor veía la derivacontinental como una idea algo especula-tiva, Wegener estaba seguro de que loscontinentes habían ido a la deriva. Deacuerdo con H. W. Menard en su libroThe Ocean of Truth, a Taylor le incomo-daba que sus ideas se asociaran con la hi-pótesis de Wegener. Menard cita a Taylor,que escribió: «Wegener era un joven pro-fesor de meteorología. Algunas de susideas son muy distintas de las mías y fuedemasiado lejos con su especulación».

Otra controversia relacionada con laprioridad apareció con el desarrollo de la hipótesis de la expansión del fondooceánico. En 1960, Harry Hess, de laUniversidad de Princeton, escribió un ar-tículo que resumía sus ideas sobre la ex-pansión del fondo oceánico. En vez dedarse prisa para publicarlo, envió copiasdel manuscrito a numerosos colegas, unapráctica habitual entre los investigadores.Mientras tanto, y aparentemente de unamanera independiente, Robert Dietz, dela Institución de Oceanografía Scripps,publicó un artículo similar en la respeta-da revista Nature (1961), titulado «Evo-lución de los continentes y las cuencasoceánicas por expansión del fondo oceá-nico». Cuando Dietz conoció el artículoanterior no publicado de Hess, reconocióque la prioridad para la idea de la expan-sión del fondo oceánico era de Hess. Esinteresante destacar que las ideas básicasdel artículo de Hess aparecían, de hecho,en un libro de texto que Arthur Holmesescribió en 1944. Por tanto, la prioridadpara la expansión del fondo oceánico de-bería pertenecer a Holmes. Sin embargo,tanto Dietz como Hess presentaron nue-vas ideas que influyeron en el desarrollo

de la teoría de la tectónica de placas. Así,los historiadores asocian los nombres deHess y Dietz con el descubrimiento de laexpansión del fondo oceánico con men-ciones ocasionales a las contribuciones deHolmes.

Quizás el aspecto más controvertidode la prioridad científica se produjo en1963, cuando Fred Vine y D. H. Matt-hews publicaron su artículo que relaciona-ba la hipótesis de la expansión del fondooceánico con los datos recién descubiertossobre las inversiones magnéticas. No obs-tante, nueve meses antes, un artículo si-milar del geofísico canadiense L. W. Mor-ley no fue aceptado para publicación. Unrevisor del artículo de Morley comentó:«Una especulación como ésta es un temade conversación interesante en una fiesta,pero no es el tipo de tema que debería pu-blicarse bajo la protección científica se-ria». Al final, el artículo de Morley se pu-blicó en 1964, pero ya se había establecidola prioridad y la idea se conoció como lahipótesis de Vine y Matthews. En 1971,N. D. Watkins escribió, acerca del artícu-lo de Morley: «El manuscrito tenía desdeluego un interés histórico sustancial, si-tuándose como el artículo probablemen-te más significativo entre los artículos deGeología a los que se ha negado la publi-cación».

Con el desarrollo de la teoría de la tec-tónica de placas se iniciaron muchas otrascarreras por la prioridad entre investiga-dores de varias instituciones competido-ras. Algunas de las nuevas ideas que sur-gieron de este cuerpo de trabajo sepresentarán en este capítulo y en los si-guientes. Dado que la frecuencia de des-cubrimientos independientes y casi si-multáneos complican la prioridad de lasideas científicas, es prudente que los in-vestigadores publiquen sus ideas lo antesposible.


las lavas y los sedimentos de diversas edades en todo elmundo. Encontraron que las rocas magnetizadas, normale inversamente, de una edad determinada en un punto secorrespondían con el magnetismo de las rocas de la mis-ma edad halladas en otros puntos. Ésa fue la prueba con-vincente de que, de hecho, el campo magnético de la Tie-rra se había invertido.

Una vez confirmado el concepto de las inversionesmagnéticas, los investigadores empezaron a establecer unaescala temporal para las inversiones magnéticas. La tareaconsistía en medir la polaridad magnética de numerosascoladas de lava y utilizar técnicas de datación radiométri-ca para establecer sus edades (Figura 2.12). En la Figura2.13 se muestra la escala de tiempo magnético estable-cida para los últimos millones de años. Las divisiones prin-cipales de la escala de tiempo magnético se denominancrones y duran aproximadamente un millón de años. A me-dida que se dispuso de más mediciones, los investigado-res se dieron cuenta de que se producen varias inversio-nes de corta duración (menos de 200.000 años) durantecada cron.

Mientras, los oceanógrafos habían empezado a rea-lizar estudios magnéticos del fondo oceánico junto con susesfuerzos por cartografiar con detalle la topografía delfondo. Se consiguió realizar esos estudios magnéticos uti-lizando instrumentos muy sensibles denominados mag-netómetros. El objetivo de estos estudios geofísicos eracartografiar las variaciones de la intensidad del campomagnético de la Tierra provocadas por diferencias de las


Campo magnético

normal

Hace 0,4 m. a. (normal)

Hace 0,8 m. a. (invertida)

Hace 1,2 m. a. (normal)

Figura 2.12 Ilustración esquemáticadel paleomagnetismo conservado encoladas de lava de varias edades. Datoscomo éstos, procedentes de varios puntos,se utilizaron para establecer una escalatemporal de inversiones de polaridadcomo la mostrada en la Figura 2.13.

▲

▲ Figura 2.13 Escala temporal del campo magnético de la Tierraen el pasado reciente. Esta escala temporal se desarrollóestableciendo la polaridad magnética para coladas de lava de edadconocida. (Datos de Allen Cox y G. B. Dalrymple.)

EdadMillones de años

Escala de tiempo magnéticoNormal Inversa

1

2

3

4

Brunhes normal

Matuyama inversa

Gauss normal

Gilbert inversa

Acontecimiento normal Jaramillo

Acontecimiento normal Olduvai

Acontecimiento inverso Mammoth

Polaridad de las lavas datadas

••• • •• • •

••••••

• •• •••• •• •

• •• •• • •• • •• •• •••••••• •• •

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••••

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0


propiedades magnéticas de las rocas subyacentes de lacorteza.

El primer estudio exhaustivo de este tipo fue lleva-do a cabo en la costa Pacífica de Norteamérica y se obtu-vo un resultado inesperado. Los investigadores descu-brieron bandas alternas de magnetismo de alta y bajaintensidad, como se muestra en la Figura 2.14.

Este modelo relativamente simple de variaciónmagnética desafió cualquier explicación hasta 1963, cuan-do Fred Vine y D. H. Matthews demostraron que las ban-das de alta y baja intensidad respaldaban el concepto deHess de expansión del suelo oceánico. Vine y Matthewssugirieron que las franjas de magnetismo de alta intensi-dad son regiones donde el paleomagnetismo de la cortezaoceánica tiene polaridad normal (Figura 2.15). Por con-siguiente, esas rocas potencian (refuerzan) el campo magné-tico de la Tierra. A la inversa, las franjas de baja intensi-dad son regiones donde la corteza oceánica está polarizadaen la dirección inversa y, por consiguiente, debilita el cam-po magnético existente. Pero, ¿cómo se forman las fran-jas paralelas de roca con magnetización normal e inverti-da por todo el suelo oceánico?

Vine y Matthews razonaron que, conforme el mag-ma se solidifica a lo largo de los estrechos rifts de la cres-

ta de las dorsales oceánicas, se magnetiza con la polaridaddel campo magnético existente (Figura 2.16). A causa dela expansión del fondo oceánico, la anchura de esta fran-ja de corteza magnetizada aumentaría de una manera gra-dual. Cuando se produce una inversión de la polaridad delcampo magnético de la Tierra, el fondo oceánico reciénformado (con polaridad inversa) se formará en el medio dela antigua franja. Gradualmente las dos partes de la anti-gua franja son transportadas en direcciones opuestas lejosde la cresta de la dorsal. Las inversiones posteriores cons-truirían un modelo de franjas normales e inversas como semuestra en la Figura 2.16. Dado que se van añadiendonuevas rocas en cantidades iguales en los dos lados del sue-lo oceánico en expansión, cabe esperar que el modelo defranjas (tamaño y polaridad) existente en un lado de la dor-


▲ Figura 2.14 Modelo de franjas alternas de magnetismo de alta ybaja intensidad descubierto en la costa del Pacífico de Norteamérica.

CANADÁ

ES

TAD

OS

UN

IDO

S

O C É A N O P A C Í F I C O

135° 130° 125°

50°

45°

Eje de la dorsal de

Juan de Fuca

Polaridad normal

Polaridad invertida

▲ Figura 2.15 El fondo oceánico como una cinta registradoramagnética. A. Representación esquemática de las intensidadesmagnéticas registradas cuando se hace atravesar unmagnetómetro sobre un segmento de la dorsal Centroatlántica.B. Nótense las bandas simétricas de magnetismo de alta y bajaintensidad que corren paralelas a la cresta de la dorsal. Vine yMatthews sugirieron que las bandas de alta intensidad seproducen donde los basaltos oceánicos con magnetismo normal potencian el campo magnético actual. A la inversa, lasbandas de baja intensidad son regiones donde la corteza estápolarizada en la dirección inversa, lo que debilita el campomagnético.

A. Registro del magnetómetro que muestra el campo magnético simétrico a través de una dorsal

Alta intensidad

Baja intensidad

Eje de la dorsal

B. Buque de investigación que pasa el magnetómetro sobre la cresta de una dorsal


sal oceánica sea una imagen especular del otro lado. Unospocos años después, un estudio a través de la dorsal cen-troatlántica justo al sur de Islandia reveló un modelo defranjas magnéticas que mostraban un grado considerablede simetría con respecto al eje de la dorsal.

La última pieza de un rompecabezasLa década de 1960 se ha caracterizado como un períodode caos en cuanto al debate sobre la tectónica. Algunos ge-ólogos creían en la expansión del fondo oceánico y la de-riva continental, mientras que otros sostenían que unaTierra en expansión podría explicar mejor el desplaza-miento que se producía en las crestas de las dorsales oceá-nicas. De acuerdo con este último punto de vista, las ma-sas continentales habrían cubierto toda la superficie de laTierra alguna vez, como se muestra en la Figura 2.17. Amedida que se expandía la Tierra, los continentes se se-pararon en sus configuraciones actuales, mientras que elfondo oceánico nuevo «rellenaba» el espacio entre ellos amedida que se apartaban (Figura 2.17).

Contra este planteamiento intervino J. Tuzo Wil-son, físico canadiense, convertido en geólogo. En un ar-

tículo publicado en 1965, Wilson proporcionó la piezaque faltaba para formular la teoría de la tectónica de pla-cas. Wilson sugirió que grandes fallas conectaban los cin-turones móviles globales en una red continua que dividíala capa externa de la Tierra en varias «placas rígidas».Además, describió los tres tipos de bordes de placa y cómolos bloques sólidos de la capa externa de la Tierra se mo-


Normal

Normal

Invertido

A. Período de magnetismo normal

B. Período de magnetismo invertido

C. Período de magnetismo normal

Magma

Magma

Magma

▲ Figura 2.16 A medida que se añade nuevo basalto al fondo oceánico en las dorsales centrooceánicas, se magnetiza de acuerdo con elcampo magnético existente en ese momento en la Tierra. Por consiguiente, se comporta de forma parecida a una grabadora a medida queregistra cada inversión del campo magnético de nuestro planeta.

▲ Figura 2.17 Una hipótesis alternativa a la deriva continentalera la de una Tierra en expansión. Según esta perspectiva, la Tierramedía sólo la mitad de su diámetro actual y estaba cubierta poruna capa de continentes. A medida que la Tierra se fueexpandiendo, los continentes se separaron en sus configuracionesactuales, mientras que el fondo oceánico nuevo «rellenaba» elespacio entre ellos a medida que e apartaban.


vían unos con respecto a los otros. En las dorsales oceá-nicas, las placas se separaban, mientras que a lo largo delas fosas submarinas, las placas convergían. Además, a lolargo de grandes fallas, que denominó fallas de transfor-mantes, las placas se deslizan lateralmente una con res-pecto a la otra. En un sentido amplio, Wilson había pre-sentado lo que luego se llamaría la teoría de la tectónica deplacas, un tema que trataremos a continuación.

Una vez presentados los conceptos clave de la tec-tónica de placas, la fase de hipótesis-prueba avanzó muyrápido. Algunas de las pruebas que estos investigadoresdescubrieron para respaldar el modelo de la tectónica deplacas se presentarán en este y en otros capítulos. Muchasde las pruebas que respaldan el modelo de la tectónica deplacas ya existían. Lo que esta teoría proporcionó fue unaexplicación unificada a lo que parecían numerosas obser-vaciones sin relación entre ellas de los campos de la Geo-logía, la Paleontología, la Geofísica y la Oceanografía,entre otros.

¡De hecho, a finales de los años sesenta la marea dela opinión científica había cambiado de rumbo! Sin em-bargo, siguió habiendo algo de oposición a la tectónica deplacas durante al menos un decenio. No obstante, se ha-bía hecho justicia a Wegener y la revolución de la Geolo-gía se estaba aproximando a su final.

Tectónica de placas: el nuevoparadigma

Tectónica de placasIntroducción

En 1968 se unieron los conceptos de deriva continentaly expansión del fondo oceánico en una teoría muchomás completa conocida como tectónica de placas (tek-ton � construir). La tectónica de placas puede definirsecomo una teoría compuesta por una gran variedad deideas que explican el movimiento observado de la capaexterna de la Tierra por medio de los mecanismos desubducción y de expansión del fondo oceánico, que, a suvez, generan los principales rasgos geológicos de la Tie-rra, entre ellos los continentes, las montañas y las cuen-cas oceánicas. Las implicaciones de la tectónica de pla-cas son de tanto alcance que esta teoría se ha convertidoen la base sobre la que se consideran la mayoría de losprocesos geológicos.

Principales placas de la TierraSegún el modelo de la tectónica de placas, el manto su-perior, junto con la corteza suprayacente, se comportan

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como una capa fuerte y rígida, conocida como la litosfe-ra (lithos � piedra, sphere � esfera), que está rota en frag-mentos, denominados placas (Figura 2.18). Las placas dela litosfera son más delgadas en los océanos, donde sugrosor puede variar entre unos pocos kilómetros en lasdorsales oceánicas y 100 kilómetros en las cuencas oceá-nicas profundas. Por el contrario, la litosfera continental,por regla general, tiene un grosor de entre 100 y 150 ki-lómetros, pero puede superar los 250 kilómetros debajo delas porciones más antiguas de las masas continentales. Lalitosfera se encuentra por encima de una región más dúc-til del manto, conocida como la astenosfera (asthenos �débil, sphere � esfera). El régimen de temperatura y pre-sión de la astenosfera superior es tal que las rocas que allíse encuentran se aproximan mucho a sus temperaturas defusión, lo que provoca una zona muy dúctil que permitela separación efectiva de la litosfera de las capas inferio-res. Así, la roca poco resistente que se encuentra dentrode la astenosfera superior permite el movimiento de lacapa externa rígida de la Tierra.

La litosfera está rota en numerosos fragmentos, lla-mados placas, que se mueven unas con respecto a las otrasy cambian continuamente de tamaño y forma. Como semuestra en la Figura 2.18, se reconocen siete placas prin-cipales. Son la placa Norteamericana, la Sudamericana, ladel Pacífico, la Africana, la Euroasiática, la Australiana yla Antártica. La mayor es la placa del Pacífico, que abar-ca una porción significativa de la cuenca del océano Pací-fico. Obsérvese, en la Figura 2.18, que la mayoría de lasgrandes placas incluye un continente entero además deuna gran área de suelo oceánico (por ejemplo, la placa Su-damericana). Esto constituye una importante diferenciacon la hipótesis de la deriva continental de Wegener,quien propuso que los continentes se movían a través delsuelo oceánico, no con él. Obsérvese también que ningu-na de las placas está definida completamente por los már-genes de un continente.

Las placas de tamaño mediano son la Caribeña, la deNazca, la Filipina, la Arábiga, la de Cocos, la de Scotia yla de Juan de Fuca. Además, se han identificado más deuna docena de placas más pequeñas, que no se muestranen la Figura 2.18.

Uno de los principales fundamentos de la teoría dela tectónica de placas es que las placas se mueven comounidades coherentes en relación con todas las demás pla-cas. A medida que se mueven las placas, la distancia entredos puntos situados sobre la misma placa (Nueva York yDenver, por ejemplo) permanece relativamente constan-te, mientras que la distancia entre puntos situados sobreplacas distintas, como Nueva York y Londres, cambia demanera gradual. (Recientemente se ha demostrado que lasplacas pueden sufrir alguna deformación interna, en par-ticular la litosfera oceánica.)

Tectónica de placas: el nuevo paradigma 51



Dorsal del Ín

dico suroccidental

Placa Euroasiática

Placa Filipina

Placa Australiana e India

Placa del Pacífico

Placa Norteamericana

Placa africana

Placa Antártica

Urales

Arco de las Kermadec

Rift Baikal

India

Placa Arábiga

Himalaya

Rift del este de África

Falla Alpina

Arco de Japón

Arco de las Marianas

Arco de las Aleutianas

Cadena islas Hawaii-Emperador

TArco de las Tonga

Dorsal Centroíndica

Dorsal del Índico suroriental

▲ Figura 2.18 El mosaico de las placas rígidas que constituyen la superficie externa de la tierra. (Tomada de W. B. Hamilton, U.S.Geological Survey.)


Tectónica de placas: el nuevo paradigma 53

A. Borde divergente C. Borde transformanteB. Borde convergente


Placa de Juan de Fuca

Placa del Pacífico

Placa de Nazca

Placa de Cocos

Placa Antártica

Placa de Scotia

Placa Sudamericana

Placa Caribeña

Placa Africana

Placa Euroasiática

Montañas Rocosas

Montañas Apalaches Alpes

Escudo Canadiense

Cuenca y

cordillera

Falla de San Andrés

Dorsal de las Galápagos

Dorsal de Chile

Arco de las Antillas

Islandia

Elev

ació

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Montañas de

losA

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Dorsal Centroatlántica


Las placas litosféricas se mueven en relación con lasdemás a una velocidad muy lenta pero continua que es, demedia, de unos cinco centímetros anuales. Este movi-miento es impulsado en último extremo por la distribu-ción desigual del calor en el interior de la Tierra. El ma-terial caliente que se encuentra en las profundidades delmanto se mueve despacio hacia arriba y sirve como unaparte del sistema de convección interna de nuestro plane-ta. Simultáneamente, láminas más frías y densas de la li-tosfera oceánica descienden al manto, poniendo en movi-miento la capa externa rígida de la Tierra. Por último, lostitánicos roces entre las placas litosféricas de la Tierra ge-neran terremotos, crean volcanes y deforman grandes ma-sas de roca en las montañas.

Bordes de placaLas placas litosféricas se mueven como unidades cohe-rentes en relación con las otras placas. Aunque el interiorde las placas puede experimentar alguna deformación, lasprincipales interacciones entre las placas individuales (y,por consiguiente, la mayor deformación) se produce a lolargo de sus bordes. De hecho, los bordes de placa se esta-blecieron por primera vez representando las localizacio-nes de los terremotos. Además, las placas tienen tres tiposdistintos de bordes, que se diferencian en función del tipode movimiento que exhiben. Esos bordes se muestran enla parte inferior de la Figura 2.18 y se describen breve-mente a continuación:

1. Bordes divergentes (bordes constructivos): dondedos placas se separan, lo que produce el ascensode material desde el manto para crear nuevo sue-lo oceánico (Figura 2.18A).

2. Bordes convergentes (bordes destructivos): don-de dos placas se juntan provocando el descensode la litosfera oceánica debajo de una placa su-perpuesta, que es finalmente reabsorbida en elmanto, o posiblemente la colisión de dos blo-ques continentales para crear un sistema monta-ñoso (Figura 2.18B).

3. Bordes de falla transformante (bordes pasivos):donde dos placas se desplazan lateralmente unarespecto de la otra sin la producción ni la des-trucción de litosfera (Figura 2.18C).

Cada placa está rodeada por una combinación de estos trestipos de bordes de placa. Por ejemplo, la placa de Juan deFuca tiene una zona divergente en su borde oeste, un bor-de convergente en el este y numerosas fallas transfor-mantes, que cortan segmentos de la dorsal oceánica (véa-se Figura 2.18). Aunque la superficie total de la Tierra nocambia, el área de las placas individuales puede disminuir

o crecer dependiendo de cualquier desequilibrio entre lavelocidad de crecimiento en los bordes divergentes y la ve-locidad de destrucción de la litosfera en los bordes con-vergentes. Las placas Antártica y Africana están casi porcompleto rodeadas por bordes divergentes y, por tanto, es-tán aumentando de tamaño al añadir nueva litosfera a susbordes. Por el contrario, la placa del Pacífico está siendoconsumida hacia el manto a lo largo de sus flancos sep-tentrional y occidental y, por consiguiente, su tamaño seestá reduciendo.

También es importante destacar que los bordes deplaca no son fijos, sino que se mueven. Por ejemplo, laderiva hacia el oeste de la placa Sudamericana está pro-vocando que ésta se superponga a la placa de Nazca.Como consecuencia, el borde que separa estas placastambién se desplaza de una manera gradual. Además,dado que la placa Antártica está rodeada por bordesconstructivos y que su tamaño está aumentando, los bor-des divergentes migran alejándose del continente de laAntártida.

Pueden crearse nuevos bordes de placa en respues-ta a cambios en las fuerzas que actúan sobre estas láminasrígidas. Por ejemplo, en el mar Rojo, se localiza un bordedivergente relativamente nuevo. Hace menos de 20 mi-llones de años, la península Arábiga empezó a separarse deÁfrica. En otras localizaciones, placas que transportancorteza continental se están moviendo en la actualidadunas hacia otras. Es posible que, finalmente, esos conti-nentes colisionen y se junten. En este caso, el borde queuna vez separó dos placas desaparecerá cuando las placasse conviertan en una sola. El resultado de una colisióncontinental de este tipo es una majestuosa cordillera mon-tañosa como la del Himalaya.

En las siguientes secciones resumiremos brevemen-te la naturaleza de los tres tipos de bordes de placa.

Bordes divergentes

Tectónica de placasBordes divergentes

La mayoría de los bordes divergentes (di � aparte; ver-gere � moverse) se sitúa a lo largo de las crestas de lasdorsales oceánicas y puede considerarse bordes de placaconstructivos, dado que es donde se genera nueva litosfe-ra oceánica (Figura 2.19). Los bordes divergentes tam-bién se denominan centros de expansión, porque la ex-pansión del fondo oceánico se produce en estos bordes.Aquí, a medida que las placas se separan del eje de la dor-sal, las fracturas creadas se llenan inmediatamente conroca fundida que asciende desde el manto caliente situa-

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do debajo. Este magma se enfría de una manera gradualgenerando una roca dura y produciendo así nuevos frag-mentos de fondo oceánico. De una manera continua, lasplacas adyacentes se separan y una nueva litosfera oceá-nica se forma entre ellas. Como veremos más adelante,los bordes divergentes no están confinados al fondo oceá-nico sino que también pueden formarse sobre los conti-nentes.

Las dorsales oceánicas y la expansión del fondo oceánicoA lo largo de bordes de placa divergentes bien desarro-llados, el fondo oceánico se eleva, formando una dorsaloceánica. El sistema de dorsales oceánicas interconectadases la estructura topográfica más larga de la superficie dela Tierra, que supera los 70.000 kilómetros de longitud.Representando el 20 por ciento de la superficie de la Tie-rra, el sistema de dorsales oceánicas serpentea a través detodas las principales cuencas oceánicas como la costura de una pelota de béisbol. Aunque la cresta de la dorsaloceánica suele ser 2 a 3 kilómetros más alta que las cuen-cas oceánicas adyacentes, el término «dorsal» puede con-fundir, dado que esta estructura no es estrecha, al contra-

rio, tiene anchuras de entre 1.000 y 4.000 kilómetros.Además, a lo largo del eje de algunos segmentos de la dor-sal existe una profunda estructura fallada denominadavalle de rift.

El mecanismo que actúa a lo largo del sistema dedorsales oceánicas para crear nuevo fondo oceánico se de-nomina, con toda propiedad, expansión del fondo oceánico.Las velocidades típicas de expansión del fondo oceánicoson de 5 centímetros al año. Ésta es aproximadamente lavelocidad a la que crecen las uñas de los dedos de los se-res humanos. A lo largo de la dorsal Centroatlántica seencuentran velocidades de expansión comparativamentelentas de 2 centímetros al año, mientras que en seccionesde la dorsal del Pacífico oriental se han medido veloci-dades de expansión superiores a los 15 centímetros. Aun-que estas velocidades de producción litosférica son len-tas en una escala temporal humana, son, sin embargo, losuficientemente rápidas como para haber generado todaslas cuencas oceánicas de la Tierra durante los últimos200 millones de años. De hecho, ningún fragmento delfondo oceánico datado supera los 180 millones de años deantigüedad.

La razón principal de la posición elevada de la dor-sal oceánica es que la corteza oceánica recién creada está

Bordes divergentes 55

Norteam

érica

África

Europa

Cámara magmática

LitosferaAstenosfera

Valles de rift

Litosfera

AstenosferaD

orsa

l Cen

troatlá ntic

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Figura 2.19 La mayoría debordes de placa divergentes estánsituados a lo largo de las crestas delas dorsales oceánicas.

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caliente y ocupa más volumen, lo cual la hace menos den-sa que las rocas más frías. A medida que se forma nuevalitosfera a lo largo de la dorsal oceánica, ésta se separa deuna manera lenta pero continua de la zona de aflora-miento a lo largo del eje de la dorsal. Por tanto, empiezaa enfriarse y contraerse, aumentando así su densidad. Estacontracción térmica explica las mayores profundidadesoceánicas que hay lejos de la cresta de la dorsal.

Deben pasar unos 80 millones de años antes de queel enfriamiento y la contracción cesen por completo. Eneste momento, la roca que había formado parte del siste-ma de dorsales oceánicas elevadas se sitúa en la cuencaoceánica profunda, donde queda enterrada por acumula-ciones sustanciales de sedimentos. Además, el enfria-miento provoca el fortalecimiento de las rocas del mantodebajo de la corteza oceánica, aumentando así el grosor dela placa. En otras palabras, el grosor de la litosfera oceá-nica depende de la antigüedad. Cuanto más antigua (másfría) es, mayor es su grosor.

La fragmentación continentalTambién pueden desarrollarse bordes de placa divergen-tes en el interior de un continente, en cuyo caso, la masacontinental puede escindirse en dos o más segmentos máspequeños, como Alfred Wegener había propuesto para laruptura de Pangea. Se piensa que la fragmentación de uncontinente empieza con la formación de una depresiónalargada denominada rift continental. Un ejemplo moder-no de rift continental es el rift del África oriental. Es puraespeculación determinar si este rift va a evolucionar has-ta un centro de expansión por sí mismo y si, al final, divi-dirá el continente africano.

Sin embargo, el valle del rift del África oriental re-presenta el estadio inicial de la ruptura de un continente.Allí, las fuerzas tensionales han estirado y adelgazado lacorteza continental. Como resultado, la roca fundida as-ciende desde la astenosfera e inicia la actividad volcánicaen la superficie (Figura 2.20A). La extensa actividad vol-cánica que acompaña la formación de un rift continentaltiene su ejemplo en las grandes montañas volcánicas comoel Kilimanjaro y el Monte Kenia. Las investigaciones su-gieren que, si se mantienen las fuerzas tensionales, el va-lle del rift se alargará y aumentará de profundidad, al-canzando al final el borde de la placa, separándola en dos(Figura 2.20C). Llegados a este punto, el valle se conver-tirá en un mar lineal estrecho con una desembocadura alocéano, similar al actual mar Rojo, que se formó cuandola península Arábiga se escindió de África, un aconteci-miento que empezó hace unos 20 millones de años. Porconsiguiente, el mar Rojo proporciona a los oceanógra-fos una perspectiva de cuál era el aspecto del océanoAtlántico en su infancia.

Bordes convergentes

Tectónica de placasBordes convergentes

Aunque continuamente se está produciendo nueva litos-fera en las dorsales oceánicas, el tamaño de nuestro pla-neta no aumenta: su superficie total permanece constan-te. Para compensar la adición de litosfera recién creada, lasporciones más antiguas de la litosfera oceánica desciendenal manto a lo largo de los bordes convergentes (con �junto; vergere � moverse). Dado que la litosfera se «des-truye» en los bordes convergentes, éstos también se de-nominan bordes de placa destructivos.

Aparecen bordes de placa convergentes donde dosplacas se mueven una hacia la otra y el movimiento se ajus-ta con el deslizamiento de una placa por debajo de la otra.A medida que dos placas van convergiendo lentamente, elborde frontal de una de ellas se dobla hacia abajo, permi-tiéndole deslizarse por debajo de la otra. La expresión su-perficial producida por la placa descendente es una fosasubmarina, como la fosa Perú-Chile (Figura 13.8). Lasfosas formadas de esta manera pueden tener miles de ki-lómetros de longitud, de 8 a 12 kilómetros de profundi-dad y de 50 a 100 kilómetros de anchura.

Los bordes convergentes también se denominan zo-nas de subducción porque son lugares donde la litosfe-ra desciende (es subducida) hacia la astenosfera. La sub-ducción se produce porque la densidad de la placalitosférica descendente es mayor que la de la astenosferasubyacente. En general, la litosfera oceánica es más den-sa que la astenosfera subyacente, mientras que la litosfe-ra continental es menos densa y resiste la subducción. Porconsiguiente, es siempre la litosfera cubierta por cortezaoceánica la que experimenta la subducción.

Las capas de litosfera oceánica descienden en la as-tenosfera a unos ángulos de unos pocos grados o puedencaer casi en vertical (90 grados), pero el ángulo medio esde unos 45 grados. El ángulo al que la litosfera oceánicadesciende en la astenosfera depende de su densidad. Porejemplo, cuando un centro de expansión está localizadocerca de la zona de subducción, la litosfera es joven y, porconsiguiente, caliente y con alta flotación. Por consi-guiente, el ángulo de descenso es pequeño. Ésta es la si-tuación que existe a lo largo de varias zonas de la fosaPerú-Chile. Los ángulos bajos suelen provocar una inte-racción considerable entre la placa descendente y la placasuperior. Por consiguiente, esas regiones experimentangrandes terremotos.

A medida que la litosfera envejece (se aleja del cen-tro de expansión) se va enfriando gradualmente, lo cualhace que aumente su grosor y su densidad. En cuanto la

▲

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CIAS DE LA

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RR



Bordes convergentes 57

A.

Ascensión

Corteza continental

B.

Valle de rift

C.

Mar lineal

D.

Valle de rift


Corteza oceánica

Corteza continental

▲ Figura 2.20 Fragmentación continental y formación de una nueva cuenca oceánica. A. Se cree que la fragmentación continental seproduce cuando las fuerzas tensionales estiran y adelgazan la corteza. Como consecuencia, la roca fundida asciende desde la astenosfera einicia la actividad volcánica en la superficie. B. Conforme la corteza se va separando, grandes fragmentos de roca se hunden, generando unazona de rift. C. La posterior expansión genera un mar somero. D. Por fin, se crean una cuenca oceánica en expansión y un sistema de dorsales.


litosfera oceánica tiene unos 15 millones de antigüedad,se vuelve más densa que la astenosfera subyacente y sehundirá cuando tenga una oportunidad. En partes del Pa-cífico occidental, alguna parte de la litosfera oceánica tie-ne más de 180 millones de años de antigüedad. Se trata dela más gruesa y la más densa de los océanos actuales. Lasláminas en subducción de esta región descienden nor-malmente en ángulos de casi 90 grados. Se pueden en-contrar ejemplos en las zonas de subducción asociadascon las fosas de las Tonga, de las Marianas y de las Kuri-les (véase Figura 13.9).

Aunque todas las zonas convergentes tienen las mis-mas características básicas, tienen rasgos muy variables.Cada uno está controlado por el tipo de material de la cor-teza que interviene y por el ambiente tectónico. Los bor-des convergentes se pueden formar entre dos placas oceá-nicas, una placa oceánica y una continental o dos placascontinentales. Las tres situaciones se ilustran en la Figu-ra 2.21.

Convergencia oceánica-continental Dondequiera que el borde frontal de una placa con corte-za continental converja con una capa de litosfera oceáni-ca, el bloque continental seguirá «flotando», mientras quela placa oceánica más densa se hundirá en el manto (Figu-ra 2.21A). Cuando una placa oceánica descendente alcan-za una profundidad de unos 100 kilómetros, se desenca-dena la fusión dentro de la cuña de la astenosfera calientesuprayacente. Pero ¿cómo la subducción de una capa fríade litosfera oceánica provoca la fusión de la roca del man-to? La respuesta reside en el hecho de que los componen-tes volátiles (principalmente el agua) actúan igual que la salen la fusión del hielo. Es decir, la roca «húmeda», en unambiente de alta presión, se funde a temperaturas sustan-cialmente inferiores que la roca «seca» de la misma com-posición.

Los sedimentos y la corteza oceánica contienen unagran cantidad de agua que es transportada a grandes pro-fundidades por una placa en subducción. A medida que laplaca se hunde, el agua es «expulsada» de los espacios po-rosos conforme aumenta la presión de confinamiento. Aprofundidades incluso mayores, el calor y la presión ex-traen el agua procedente de los minerales hidratados (ri-cos en agua) como los anfíboles. A una profundidad apro-ximada de 100 kilómetros y a varios kilómetros del bordesuperior de la capa oceánica en subducción, el manto eslo suficientemente caliente como para que la introducciónde agua conduzca a la fusión. Este proceso, denominadofusión parcial, genera tan sólo un 10 por ciento de mate-rial fundido, que se entremezcla con la roca del manto nofundida. Como es menos densa que el manto que la rodea,esta mezcla móvil y caliente (magma) asciende de una ma-

nera gradual hacia la superficie como una estructura enforma de gota. Según el entorno, estos magmas derivadosdel manto pueden ascender a través de la corteza y pro-vocar una erupción volcánica. Sin embargo, mucha deesta roca fundida nunca alcanza la superficie; antes bien,se solidifica en profundidad donde contribuye a aumen-tar el grosor de la corteza.

La fusión parcial de la roca del manto genera rocafundida con una composición basáltica parecida a la de laserupciones que se producen en la isla de Hawaii. En unambiente continental, sin embargo, el magma basálticosuele fundirse y asimila algunas de las rocas de la cortezaa través de las que asciende. El resultado es la formaciónde un magma rico en sílice (SiO2) con una composición an-desítica. En ocasiones, cuando los magmas andesíticos al-canzan la superficie, suelen provocar erupciones explosi-vas, generando grandes columnas de cenizas y gasesvolcánicos. Un ejemplo clásico de una erupción de estetipo fue la erupción del monte Santa Helena en 1980.Aprenderá más sobre la formación del magma y su in-fluencia en la explosividad de las erupciones volcánicas enlos Capítulos 4 y 5.

Los volcanes de los imponentes Andes son el pro-ducto del magma generado por la subducción de la placade Nazca por debajo del continente sudamericano (véaseFigura 2.18). Montañas como las de los Andes, que seproducen en parte por la actividad volcánica asociada conla subducción de la litosfera oceánica, se denominan ar-cos volcánicos continentales. Otro arco volcánico con-tinental activo está localizado en el oeste de Estados Uni-dos. La cordillera Cascade de Washington, Oregón yCalifornia consiste en varias montañas volcánicas bien co-nocidas, entre ellas el monte Rainier, el monte Shasta y elmonte Santa Helena (véase Figura 5.9, pág. 49). (Este arcovolcánico activo también se extiende hasta Canadá, don-de incluye el monte Garibaldi y el monte Silverthrone, en-tre otros.) Como testifica la actividad continua del mon-te Santa Helena, la cordillera Cascade sigue estandoactiva. Los magmas surgen aquí por la fusión desencade-nada por la subducción de la placa de Juan de Fuca.

Convergencia oceánica-oceánicaUn borde convergente oceánico-oceánico tiene muchosrasgos en común con los márgenes de placa oceánica-continental. Las diferencias son atribuibles principal-mente a la naturaleza de la corteza que cubre la placa su-prayacente. Cuando convergen dos placas oceánicas, unadesciende por debajo de la otra, iniciando la actividad vol-cánica por el mismo mecanismo que actúa en un bordeconvergente oceánico-continental. El agua «expulsada»de la capa de litosfera oceánica subducente provoca la fu-sión en la cuña suprayacente de roca del manto. En este



marco, los volcanes crecen desde el fondo oceánico antesque sobre una plataforma continental. Cuando la sub-ducción se mantiene, acabará por construir cadenas deestructuras volcánicas que emergen como islas. Las islas

volcánicas suelen estar separadas aproximadamente 80 ki-lómetros y están formadas sobre dorsales sumergidas deunos cuantos centenares de kilómetros de anchura. Estatierra recién formada que consiste en una cadena en for-

Bordes convergentes 59

Litosfera oceánica en subducción



A.

Corteza oceánica

Fosa

Arco volcánico continental

Corteza continental

Astenosfera

Litosfera continental

Fusión

Corteza oceánica

Fosa

Corteza continental

Fusión

100 km

200 km


C.


Astenosfera

Astenosfera

Litosfera oceánica

Arco de islas volcánicas

B.

Sutura

100 km

200 km

100 km

200 km

Montañas colisionales

Figura 2.21 Zonas de convergenciaentre placas. A. Océano-continente. B. Océano-océano. C. Continente-continente.

▲


ma de arco de pequeñas islas volcánicas se denomina arcode islas volcánicas, o simplemente arco de islas (Figu-ra 2.21B).

Las Aleutianas, las islas Marianas y las Tonga, sonejemplos de arcos de islas volcánicas. Arcos de islas comoéstos están localizados generalmente a 100-300 kilóme-tros de una fosa submarina. Adyacentes a los arcos de is-las antes mencionados se encuentran la fosa de las Aleu-tianas, la fosa de las Marinas y la fosa de las Tonga (véaseFigura 13.9).

La mayoría de los arcos de islas volcánicas están lo-calizados en el Pacífico occidental. En estos lugares, lacorteza Pacífica en subducción es relativamente antigua ydensa y, por consiguiente, se hundirá fácilmente en el man-to. Esto explica el gran ángulo de descenso (que a menu-do se aproxima a 90 grados) común de las fosas de esta re-gión. Además, muchas de esas zonas de subducción carecende los grandes terremotos que están asociados con algunasotras zonas convergentes, como la fosa Perú-Chile.

Sólo hay dos arcos de islas volcánicas en el Atlánti-co: el arco de las Antillas Menores adyacente al mar Ca-ribe, y las islas Sandwich del Sur en el Atlántico sur. LasAntillas Menores son el producto de la subducción de laplaca Atlántica debajo de la placa Caribeña. Localizadadentro de este arco se encuentra la isla de la Martinica,donde el volcán Pelée hizo erupción en 1902 destruyen-do la ciudad de San Pedro y cobrándose una cantidad es-timada en 28.000 vidas humanas, y la isla de Montserrat,donde se ha producido actividad volcánica muy reciente-mente∗.

Los arcos de islas volcánicas jóvenes son estructurasbastante simples situadas sobre corteza oceánica defor-mada, en general, con un grosor inferior a los 20 kilóme-tros. Son ejemplos los arcos de las Tonga, las Aleutianas ylas Antillas Menores. Por el contrario, los arcos de islasmás antiguos son más complejos y tienen por debajo cor-teza con un grosor de 20 a 35 kilómetros. Son ejemplosde estos arcos el Japonés y el Indonesio, que se formaronsobre el material generado por episodios anteriores desubducción o, en algunas ocasiones, sobre un pequeñofragmento de corteza continental.

Convergencia continental-continentalComo ya hemos visto anteriormente, cuando una placaoceánica es subducida por debajo de la litosfera conti-nental, se desarrolla un arco volcánico de tipo andino a lolargo del margen del continente. Sin embargo, si la pla-ca en subducción también contiene litosfera continental,la subducción continuada acabará uniendo los dos blo-

ques continentales (Figura 2.21C). Mientras la litosferaoceánica es relativamente densa y se hunde en la aste-nosfera, la litosfera continental flota, lo cual impide queésta sea subducida a una gran profundidad. El resultadoes una colisión entre los dos bloques continentales (Fi-gura 2.21C).

Una colisión semejante se produjo cuando el sub-continente de India «embistió» Asia y produjo el Himala-ya: la cordillera montañosa más espectacular de la Tierra(Figura 2.22). Durante esta colisión, la corteza continen-tal se abombó, se fracturó y, en general, se acortó y en-grosó. Además del Himalaya, se han formado otros di-versos sistemas montañosos importantes, entre ellos losAlpes, los Apalaches y los Urales, durante colisiones con-tinentales.

Antes de una colisión continental, las masas de tie-rra afectadas estaban separadas por una cuenca oceánica.A medida que los bloques continentales convergen, elfondo oceánico que queda entre ellos es subducido deba-jo de una de las placas. La subducción inicia la fusión par-cial de las rocas del manto suprayacente, lo cual, a su vez,puede provocar la formación de un arco volcánico. De-pendiendo de la localización de la zona de subducción, elarco volcánico podría desarrollarse en cualquiera de lasmasas de tierra convergentes o, si la zona de subducciónse desarrollara varios centenares de kilómetros hacia elmar desde la costa, se formaría un arco de islas volcánicas.Por último, a medida que se consume el fondo oceánicosituado entre medias, esas masas continentales colisionan.Esto pliega y deforma los sedimentos acumulados a lolargo del margen continental como si estuvieran coloca-dos en una prensa gigante. El resultado es la formación deuna nueva cordillera montañosa compuesta por rocas se-dimentarias deformadas y metamorfizadas, fragmentosdel arco de islas volcánicas y posiblemente fragmentos decorteza oceánica.


∗ Para más información sobre estos acontecimientos volcánicos, véase elCapítulo 5.


¿Los continentes volverán a unirse y formarán una solamasa continental algún día?

Sí, es muy probable que los continentes acaben uniéndoseotra vez, pero no será pronto. Dado que todos los continen-tes se encuentran en el mismo cuerpo planetario, ningún con-tinente puede viajar sin colisionar con otra masa continental.Las investigaciones recientes sugieren que puede formarseun supercontinente una vez cada 500 millones de años apro-ximadamente. Puesto que han pasado unos 200 millones deaños desde la fragmentación de Pangea, nos quedan sólo unos300 millones de años hasta que se forme el próximo super-continente.


Bordes de falla transformante(bordes pasivos)

Tectónica de placasBordes de falla transformante

El tercer tipo de borde de placa es el transformante (trans� a través de; forma � forma), en el cual las placas se des-

▲

IEEN

CIAS DE LA

TIE

RR

plazan una al lado de la otra sin producir ni destruir litos-fera (bordes pasivos). Las fallas transformantes fueron iden-tificadas en primer lugar allí donde desplazan los seg-mentos desalineados de una dorsal oceánica (Figura 2.23).Al principio se supuso erróneamente que el sistema dedorsales había formado originariamente una cadena largay continua que fue segmentada por el desplazamiento ho-rizontal a lo largo de esas fallas. Sin embargo, se observóque el desplazamiento a lo largo de esas fallas era exacta-

Bordes de falla transformante (bordes pasivos) 61


A.

India Depósitos de plataforma

continental

Corteza continental

Cuenca oceánica

Arco volcánico continental

Tíbet

FusiónAstenosfera

Prisma de acreción en desarrollo

B.

C.

Himalaya

IndiaAltiplanicie Tibetana

Sutura

Astenosfera

India en la

actualidad

Hace 10 millones

de años

Hace 38 millones

de años

Hace 55 millones

de años

Hace 71 millones

de años

Llanura del Ganges

▲ Figura 2.22 La colisión en curso entre la India y Asia, que empezó hace unos 45 millones de años, produjo el majestuoso Himalaya. A.Las placas convergentes generaron una zona de subducción, mientras la fusión parcial provocada por la placa oceánica en subducciónproducía un arco volcánico continental. Los sedimentos arrancados de la placa en subducción se añadieron al prisma de acreción. B. Posiciónde la India en relación con Euroasia en varios momentos (modificado de Peter Molnar). C. Al final las dos masas continentales colisionaron,deformando y elevando los sedimentos que habían sido depositados a lo largo de los bordes continentales. Además, fragmentos de la cortezaindia se superpusieron a la placa India.


mente paralelo a la dirección necesaria para producir losdesplazamientos de la dorsal.

La verdadera naturaleza de las fallas transformantes ladescubrió en 1965 H. Tuzo Wilson, de la Universidad deToronto. Wilson sugirió que esas grandes fallas conectan loscinturones activos globales (bordes convergentes, bordes di-vergentes y otras fallas transformantes) en una red continuaque divide la superficie externa de la tierra en varias placasrígidas. Por tanto, Wilson se convirtió en el primero en su-gerir que la Tierra estaba compuesta por placas individua-les, a la vez que identificó las fallas a lo largo de las cuales esposible el movimiento relativo entre las placas.

La mayoría de las fallas transformantes une dos seg-mentos de una dorsal centrooceánica (Figura 2.23). Aquí,

son parte de unas líneas prominentes de rotura en la cor-teza oceánica conocidas como zonas de fractura, queabarcan las fallas transformantes y sus extensiones inacti-vas en el interior de las placas. Estas zonas de fractura seencuentran aproximadamente cada 100 kilómetros a lolargo de la dirección del eje de la dorsal. Como se muestraen la Figura 2.23, las fallas transformantes activas se en-cuentran sólo entre los dos segmentos desplazados de la dor-sal. Aquí, el fondo oceánico producido en un segmento dela dorsal se desplaza en la dirección opuesta al fondo oceá-nico generado en el segmento opuesto. Entonces, entre losdos segmentos de la dorsal las dos placas adyacentes se es-tán rozando conforme se desplazan a lo largo de la falla.Más allá de las crestas de la dorsal hay zonas inactivas, don-


Zona de fractura

Falla transformante (activa)

Zona inactiva

Zona inactiva

Sudamérica

África

Astenosfera

Corteza oceánica

Litosfera oceánica

LEYENDA

Centros de expansión

Zonas de fractura

Fallas transformantes


Figura 2.23 Diagrama que ilustraun borde de falla transformante(pasivo) que desplaza los segmentosde la dorsal Centroatlántica.

▲


de las fracturas se conservan como cicatrices topográficaslineales. La orientación de estas zonas de fractura es apro-ximadamente paralela a la dirección del movimiento de laplaca en el momento de su formación. Por tanto, estas es-tructuras pueden utilizarse para cartografiar la direccióndel movimiento de las placas en el pasado geológico.

Otro papel de las fallas transformantes es proporcio-nar el medio mediante el cual la corteza oceánica creada enlas crestas de la dorsal puede ser transportada a una zona dedestrucción, las fosas submarinas. En la Figura 2.24 se ilus-tra esta situación. Obsérvese que la placa de Juan de Fuca semueve en dirección sureste, y es finalmente subducida bajola costa occidental de Estados Unidos. El extremo sur deesta placa está limitado por la falla transformante de Men-docino. Este borde de falla transformante conecta la dorsalde Juan de Fuca con la zona de subducción de Cascade (Fi-gura 2.24). Por consiguiente, facilita el movimiento delmaterial de la corteza creado en la dorsal hasta su destino,debajo del continente norteamericano (Figura 2.24).

Aunque la mayoría de las fallas transformantes estálocalizada dentro de las cuencas oceánicas, unas pocasatraviesan la corteza continental. Dos ejemplos de ellasson la falla de San Andrés, en California, con tendencia alos terremotos, y la falla Alpina, en Nueva Zelanda. Ob-sérvese en la Figura 2.24 que la falla de San Andrés co-necta un centro de expansión localizado en el golfo de Ca-lifornia con la zona de subducción Cascade y la fallatransformante de Mendocino, localizada a lo largo de lacosta noroccidental de Estados Unidos. A lo largo de la fa-lla de San Andrés, la placa del Pacífico se mueve hacia elnoroeste. Si este movimiento continúa, esta parte de Ca-lifornia al oeste de la zona de falla, que abarca la penínsu-la de la Baja California, acabará convirtiéndose en unaisla separada de la costa occidental de Estados Unidos yCanadá. Podrá finalmente alcanzar Alaska. Sin embargo,una preocupación más inmediata es la actividad sísmicadesencadenada por los movimientos ocurridos a lo largode este sistema de fallas.

Bordes de falla transformante (bordes pasivos) 63

Falla de San A

ndrés

Falla de Mendocino

PLACA DEL PACÍFICO

PLACA NORTEAMERICANA

Golfo de California



Falla transformante Oregón

Placa del Pacífico

California

Dorsal de Juan de Fuca

Zona de subducción

Cascade

Falla de Mendocino

San Francisco

Los Ángeles

Movimiento relativo de la Placa del Pacífico

Zona

de

subd

ucci

ón C

asca

de

▲ Figura 2.24 La falla transformante mendocino permite el movimiento hacia el sur del fondo oceánico generado en la dorsal de Juan deFuca sobrepasando la placa Pacífica y por debajo de la placa Norteamericana. Por tanto, esta falla transformante conecta un borde divergentecon una zona de subducción. Además, la falla de San Andrés, también una falla transformante, conecta dos centros de expansión: la dorsal deJuan de Fuca y una zona divergente localizada en el Golfo de California.


Comprobación del modelo de la tectónica de placas

Con el desarrollo de la tectónica de placas, los investiga-dores de todas las ciencias relacionadas con nuestro pla-neta empezaron a comprobar este modelo sobre el fun-cionamiento de la Tierra. Algunas de las pruebas queapoyaron la deriva continental y la expansión del fondooceánico ya se han presentado. Además, a continuación,se comentarán algunas de las pruebas que fueron funda-mentales para que esta nueva idea se consolidara. Obsér-vese que muchas de estas pruebas no eran nuevas; antesbien, eran interpretaciones nuevas de datos ya existentesque modificaron la opinión general.

Pruebas procedentes de sondeosoceánicosAlgunas de las pruebas más convincentes que confirmanla expansión del fondo oceánico proceden directamente delos sondeos en los sedimentos del fondo oceánico. Desde1968 hasta 1983, la fuente de estos importantes datos erael Deep Sea Drilling Project, un programa internacionalpromocionado por varias instituciones oceanográficas im-portantes y la National Science Foundation. El objetivofundamental era recoger información de primera manosobre la edad de las cuencas oceánicas y sus procesos deformación. Para llevarlo a cabo, se construyó un nuevo bu-que para realizar sondeos marinos, el Glomar Challenger.

Las operaciones empezaron en agosto de 1968, enel Atlántico sur. En varios sitios, se sondeó a través de todoel grosor de los sedimentos hasta la roca basáltica inferior.Un importante objetivo era recoger muestras de los sedi-mentos situados justo por encima de la corteza ígnea comoun medio para datar el fondo oceánico en cada lugar∗.Dado que la sedimentación empieza inmediatamente des-pués de que se forma la corteza oceánica, los restos de mi-croorganismos encontrados en los sedimentos más anti-guos (los que reposan directamente en la corteza) puedenutilizarse para datar el fondo oceánico en ese lugar.

Cuando se representó la edad de los sedimentos másantiguos de cada punto de perforación frente a su distan-cia con respecto a la cresta de la dorsal, se demostró quela edad de los sedimentos aumentaba a medida que lo ha-cía la distancia desde la dorsal. Este hallazgo respaldaba lahipótesis de expansión del fondo oceánico, que predecíaque la corteza oceánica más joven se encontraría en lacresta de la dorsal y que la corteza oceánica más antiguaestaría en los márgenes continentales.

Los datos procedentes del Deep Sea Drilling Pro-ject reforzaron también la idea de que las cuencas oceáni-cas son geológicamente jóvenes, porque no se encontrósedimentos con edades superiores a los 180 millones deaños. Por comparación, se ha datado corteza continentalcon una edad que supera los 4.000 millones de años.

El grosor de los sedimentos del fondo oceánico pro-porcionó una verificación adicional de su expansión. Lasmuestras de perforación del Glomar Challenger revelaronque los sedimentos están casi por completo ausentes en lacresta de la dorsal y que el grosor de los sedimentos au-menta con la distancia a la dorsal. Debido a que la crestade la dorsal es más joven que las áreas que están más ale-jadas de ella, cabe esperar este modelo de distribución delos sedimentos si la hipótesis de expansión del fondo oceá-nico es correcta.

El Ocean Drilling Project sucedió al Deep Sea Dri-lling Project y, como su predecesor, constituyó un impor-tante programa internacional. El buque perforador másavanzado desde el punto de vista tecnológico, el JOIDESResolution continúa ahora el trabajo del Glomar Challenger(véase Recuadro 2.4)∗. El JOIDES Resolution puede perfo-rar en aguas profundas de hasta 8.200 metros y contienelaboratorios a bordo equipados con grandes y variadosequipos de investigación científica (Figura 2.25).

A finales de 2003, empezó el Integrated Ocean Dri-lling Program. Dentro de unos años se planea tener, eneste programa, dos nuevos buques para realizar sondeosmarinos para sustituir al JOIDES Resolution.

Puntos calientes y plumas del mantoLa cartografía de los montes submarinos (volcanes sub-marinos) del océano Pacífico reveló varias cadenas de es-tructuras volcánicas. Una de las cadenas más estudiadas seextiende desde las islas Hawaii a la isla Midway y conti-núa hacia el norte, hacia la fosa de las Aleutianas (Figura2.26). Esta cadena casi continua de islas volcánicas y mon-tes submarinos se llama cadena islas Hawaii-Emperador.La datación radiométrica de estas estructuras demostróque la edad de los volcanes aumenta a medida que se dis-tancian de Hawaii. Hawaii, el volcán más joven de la ca-dena, se elevó del fondo oceánico hace menos de un mi-llón de años, mientras que la isla Midway tiene 27 millonesde años y el monte submarino Suiko, cerca de la fosa delas Aleutianas, tiene 65 millones de años (Figura 2.26).

Si nos acercamos a las islas Hawaii, observamos unincremento similar de la edad desde la isla volcánicamen-te activa de Hawaii, en el límite suroriental de la cadena,hasta los volcanes inactivos que componen la isla de Kauaien el noroeste (Figura 2.26).


∗ Las dataciones radiométricas de la corteza oceánica en sí mismas noson fiables debido a la alteración del basalto por el agua del mar.

∗ Las siglas JOIDES proceden de Joint Oceanographic Institutions forDeep Earth Sampling.


Comprobación del modelo de la tectónica de placas 65


Recogida de muestras del fondo oceánico

▲

Un aspecto fundamental de la investiga-ción científica es la recogida de datos bá-sicos mediante la observación y la medida.Formular y probar hipótesis requiere da-tos fiables. La adquisición de esta infor-mación no es una tarea fácil cuando se tra-ta de extraer muestras del gran almacén dedatos contenidos en los sedimentos delfondo oceánico y la corteza oceánica. Ad-quirir muestras supone un desafío técnicoy es muy caro.

En el Ocean Drilling Program (ODP)se utiliza el barco JOIDES Resolution parasondear el fondo oceánico y recoger lar-gos cilindros (testigos) de sedimentos yrocas. Las siglas JOIDES del nombre delbarco significan Joint Oceanographic Insti-tutions for Deep Earth Sampling (Unión deinstituciones oceanográficas para mues-treo de la Tierra profunda) y reflejan elcompromiso internacional de los 22 paí-ses que participan en el programa. «Reso-lution» hace honor al barco HMS Resolu-tion, comandado hace más de 200 añospor el prolífico explorador inglés, el capi-tán James Cook.

El JOIDES Resolution tiene una altagrúa metálica que se utiliza para dirigir elsondeo rotatorio, mientras los propulsoresdel barco lo mantienen en una posiciónfija en el mar (Figura 2.C). Las seccionesindividuales del cañón de perforación seunen para construir una sola columna detubería de hasta 8.200 metros de longi-tud. La broca de la tubería, situada al fi-nal de la columna, rota conforme es pre-sionada contra el fondo oceánico y puedeperforar hasta 2.100 metros en el fondooceánico. Como sucede al girar una cañade refresco en un pastel de capas, la per-foración corta a través de los sedimen-tos y las rocas y retiene un cilindro dematerial (un testigo) en el interior de latubería hueca, que puede entonces su-birse a bordo del barco y analizarse en lasinstalaciones de un laboratorio de van-guardia.

Desde 1985, el barco ha perforado másde 2.000 sondeos en todo el mundo. El re-sultado ha sido la recuperación de más de168.000 metros de testigos que represen-tan millones de años de la historia de la

Tierra. El legado de la perforación oceá-nica incluye validar el modelo de la tectó-

nica de placas y rastrear la evolución delclima de la Tierra millones de años atrás.

▲ Figura 2.B El JOIDES Resolution perfora el fondooceánico y recoge núcleos de sedimentos y rocas paraanalizarlos. El sistema de posicionamiento dinámico delbarco consiste en potentes propulsores (laterales) que lepermiten permanecer estacionario sobre el punto deperforación. Los puntos de perforación anteriores puedenreutilizarse unos años después y se localizan medianteondas sonoras entre los hidrófonos del barco y las balizassónar. Una cámara de televisión a distancia ayuda aposicionar el tubo de perforación en el cono dereentrada.


Los investigadores están de acuerdo en la existen-cia de una pluma ascendente de material del manto de-bajo de la isla de Hawaii. A medida que la pluma demanto ascendente entra en el ambiente de baja presiónde la base de la litosfera, se produce fusión. La manifes-tación superficial de esa actividad es un punto caliente,un área volcánica, con un flujo térmico elevado y unabombamiento de la corteza que tiene unos pocos cien-tos de kilómetros de anchura. Conforme la placa del Pa-

cífico se movió sobre este punto caliente, se formaron es-tructuras volcánicas sucesivas. Como se muestra en la Fi-gura 2.26, la edad de cada volcán indica el momento enel que se situó sobre la pluma del manto relativamente es-tacionaria.

Kauai es la más antigua de las grandes islas de la ca-dena hawaiana. Hace 5 millones de años, cuando estabacolocada sobre el punto caliente, Kauai era la única islahawaiana (Figura 2.26). Examinando sus volcanes extin-


Cadena de montes submarinos

Emperador

Suiko 65 m. a.

Cadena Hawaiana

Dirección del movimiento

de la placa

Hawaii

Kauai 3,8-5,6

Las edades se presentan

en millones de años

Oahu 2,2-3,3 Molokai

1,3-1,8 Maui inferior a 1,0

Hawaii 0,7 hasta la actualidad

Punto caliente

Litosfera oceánica

Islas Midway 27 m. a.

Pluma del manto

Figura 2.25 El JOIDESResolution, el buque para realizarsondeos del Ocean DrillingProgram. Este moderno buqueperforador ha sustituido alGlomar Challenger en elimportante trabajo de tomarmuestras de los fondos de losocéanos mundiales. (Fotocortesía del Ocean DrillingProgram.)

▲

Figura 2.26 La cadena de islas y demontañas sumergidas que se extiendedesde Hawaii a la fosa de las Aleutianas yque se produce por el movimiento de laplaca del Pacífico sobre un puntocaliente aparentemente estacionario. Ladatación radiométrica de las islashawaianas pone de manifiesto que laedad de la actividad volcánica disminuyeconforme nos acercamos a la isla deHawaii.

▲


tos, que han sido erosionados en picos dentados y enor-mes cañones, pueden verse las pruebas de la edad deKauai. Por el contrario, la isla de Hawaii, comparativa-mente joven, exhibe coladas de lava fresca, y dos de losvolcanes de Hawaii, el Mauna Loa y el Kilauea, siguen ac-tivos.

Dos grupos de islas corren paralelas a la cadena deislas Hawaii-Emperador. Una cadena consiste en las islasTuamotu y Line, y la otra en las islas Austral, Gilbert yMarshall. En cada caso, la actividad volcánica más re-ciente se ha producido en el extremo suroriental de la ca-dena, y las islas son progresivamente más antiguas haciael norte occidental. Por tanto, como la cadena de islasHawaii-Emperador, estas estructuras volcánicas se for-maron aparentemente por el mismo movimiento de laplaca del Pacífico sobre plumas del manto fijas. Esta prue-ba, no sólo apoya el hecho de que las placas se mueven enrealidad en relación con el interior de la Tierra, sino quetambién las «huellas» del punto caliente marcan la direc-ción del movimiento de la placa.

Obsérvese en la Figura 2.26 que la cadena de islasHawaii-Emperador se dobla. Esta flexión de la traza seprodujo hace unos 40 millones de años, cuando el movi-miento de la placa del Pacífico cambió desde una direc-ción casi norte a una dirección noroeste. De igual forma,los puntos calientes localizados en el fondo del Atlánticohan aumentado nuestro conocimiento sobre la migraciónde las masas de tierra después de la fragmentación dePangea.

La existencia de las plumas del manto y su relacióncon los puntos calientes están bien documentadas. Lamayoría de plumas del manto son estructuras muy anti-guas que parecen mantener posiciones relativamente fi-jas dentro del manto. Además, la investigación sugiereque al menos algunas plumas del manto se originan agran profundidad, quizás en el límite manto-núcleo.Otras, en cambio, pueden tener un origen mucho menosprofundo. De los aproximadamente 40 puntos calientesidentificados, más de una docena están localizados cercade centros de expansión. Por ejemplo, la pluma del mantosituada debajo de Islandia es responsable de la gran acu-mulación de rocas volcánicas que se encuentra a lo largode la sección septentrional de la dorsal Centroatlántica.

Medición del movimiento de las placas

Se han utilizado algunos métodos para establecer la di-rección y la velocidad del movimiento de las placas. Comose ha comentado antes, las «huellas» de los puntos ca-lientes como los de la cadena de islas Hawaii-Emperadormarcan la dirección del movimiento de la placa del Pací-fico en relación con el manto subyacente. Además, mi-diendo la longitud de esta cadena volcánica y el intervalode tiempo entre la formación de la estructura más antigua(el monte submarino Suiko) y la estructura más joven(Hawaii), se puede calcular una velocidad media del mo-vimiento de la placa. En este caso, la cadena volcánicamide unos 3.000 kilómetros de longitud y se formó du-rante los últimos 65 millones de años: el cálculo de la ve-locidad media de movimiento da como resultado unos 9centímetros al año. La exactitud de este cálculo dependede la posición fija del punto caliente en el manto.

El paleomagnetismo y los movimientos de placasEl paleomagnetismo almacenado en las rocas del fondooceánico también proporciona un método de medición delas velocidades del movimiento de las placas (al menos lamedia durante millones de años). Recordemos que apare-ce un modelo simétrico de franjas magnéticas a ambos la-dos de la dorsal oceánica. Poco después de este descubri-miento, los investigadores empezaron a asignar edades alas franjas magnéticas mediante la escala de tiempo mag-nético elaborada a partir de las coladas de lava en la tie-rra. Una vez determinadas la edad de la franja magnéticay su distancia a la cresta de la dorsal, puede calcularse lavelocidad media del movimiento de las placas.

Por ejemplo, el límite entre las épocas de Gauss y deMatuyama se sitúa hace unos 2,5 millones de años. A lo lar-go de una sección de la dorsal Centroatlántica, la distan-

Medición del movimiento de placas 67


Si los continentes se mueven, ¿también se muevenotras estructuras, como los segmentos de la dorsal cen-

trooceánica?

Ésa es una buena observación, y sí, lo hacen. Es interesanteapuntar que hay muy pocas cosas realmente fijas sobre la su-perficie de la Tierra. Cuando hablamos de movimiento deestructuras sobre la Tierra, debemos tener en cuenta la si-guiente cuestión: «¿Moverse en relación con qué?» Sin duda,la dorsal centrooceánica se mueve en relación con los conti-nentes (lo cual a veces provoca la subducción de segmentosde las dorsales centrooceánicas debajo de los continentes).Además, la dorsal centrooceánica se mueve en relación con unpunto fijo situado fuera de la Tierra. Eso significa que un ob-servador que orbite por encima de la Tierra vería, tras sólounos pocos millones de años, que todas las estructuras con-tinentales y del fondo oceánico, así como los bordes de placa,realmente se mueven. La excepción son los puntos calientes,que parecen ser relativamente estacionarios y pueden utili-zarse para determinar los movimientos de otras estructuras.


cia desde el eje de la dorsal a este límite es de alrededor de25 kilómetros en ambas direcciones, para una distancia to-tal de 50 kilómetros. La velocidad de expansión del fondooceánico de esta sección de la dorsal Centroatlántica es de50 kilómetros cada 2,5 millones de años, o de 2 centíme-tros al año. Por tanto, Norteamérica se mueve en relacióncon Europa a una velocidad de aproximadamente 2 centí-metros al año. Recordemos que la dirección de la expan-sión del fondo oceánico puede establecerse a partir de laszonas de fractura encontradas en el fondo oceánico. (Esimportante destacar que estas mediciones son el movi-miento de una placa en relación con sus vecinas.)

Medición de las velocidades de las placasdesde el espacioEn la actualidad es posible, utilizando la tecnología espacial,medir directamente el movimiento relativo entre placas.Eso se realiza estableciendo periódicamente las localiza-ciones exactas y, por tanto, la distancia entre dos estacionesde observación situadas en los lados opuestos de un bordede placa. Dos de los métodos utilizados para realizar estecálculo son la Interferometría basal muy larga (VLBI, del in-glés Very Long Baseline Interferometry) y una técnica deposicionamiento por satélite que utiliza el Sistema de Posi-cionamiento Global (GPS). En el sistema de la Interferometríabasal muy larga se utilizan grandes radiotelescopios para re-gistrar señales de quásares (objetos casi estelares) muy dis-tantes (Figura 2.27). Los quásares se encuentran a millaresde millones de años luz de la Tierra, de modo que actúancomo puntos de referencia estacionarios. Las diferencias demilisegundos en los tiempos de llegada de la misma señala distintos observatorios con dirección a la Tierra propor-

cionan una manera de establecer la distancia precisa entrelos receptores. La realización de un estudio típico puedetardar un día y obliga a utilizar dos radiotelescopios muy se-parados que observen quizás una docena de quásares, de 5a 10 veces cada uno. Este esquema proporciona una esti-mación de la distancia entre estos observatorios con unaprecisión de unos 2 centímetros. Repitiendo este experi-mento más tarde, los investigadores pueden establecer elmovimiento relativo de estos lugares. Este método ha sidoparticularmente útil para establecer los movimientos agran escala de las placas, como la separación que se estáproduciendo entre Estados Unidos y Europa.

Quizás esté familiarizado con el Sistema de Posi-cionamiento Global, que es parte del sistema de navega-ción utilizado en los automóviles para localizar la posiciónpropia y dar direcciones hacia otra localización. En el Sis-tema de Posicionamiento Global se utilizan numerosos sa-télites en lugar de una fuente extragaláctica para medir conprecisión la localización de un punto determinado en lasuperficie terrestre. Utilizando dos receptores de GPSmuy separados, pueden utilizarse las señales obtenidas porestos instrumentos para calcular sus posiciones relativascon una precisión considerable. Se ha demostrado que lastécnicas en las que se utilizan receptores de GPS son úti-les para establecer los movimientos a pequeña escala de lacorteza como los que se producen a lo largo de las fallasen regiones tectónicamente activas.

Los datos obtenidos de éstas y otras técnicas confir-man el hecho de que se ha detectado movimiento de pla-cas real. Los cálculos demuestran que Hawaii se mueve ha-cia el noroeste y se aproxima a Japón a 8,3 centímetros alaño (Figura 2.28). Un punto de Maryland se está alejandode otro en Inglaterra a una velocidad de aproximadamen-te 1,7 centímetros al año (una velocidad próxima a la ve-locidad de expansión de 2,3 centímetros al año que se es-tableció a partir de los datos paleomagnéticos).


▲ Figura 2.27 Radiotelescopios como éste de Green Bank, WestVirginia, se utilizan para determinar con precisión la distancia entredos puntos alejados. Los datos recogidos por mediciones repetidashan detectado movimientos relativos de las placas de 1 a 15centímetros al año entre distintos puntos de todo el mundo(cortesía de National Radio Astronomy Observatory).


¿Finalizará la tectónica de placas?

Dado que los procesos de la tectónica de placas son alimen-tados por el calor procedente del interior de la Tierra (que esuna cantidad finita), las fuerzas irán disminuyendo en algúnmomento del futuro lejano hasta el punto de que las placas dejarán de moverse. El trabajo de los procesos externos, sinembargo, continuará erosionando las estructuras de la super-ficie de la Tierra, la mayoría de las cuales acabarán erosio-nándose hasta ser planas. Qué mundo tan distinto será: unaTierra sin terremotos, sin volcanes y sin montañas. ¡Domi-narán las llanuras!


¿Qué impulsa los movimientos de las placas?

La teoría de la tectónica de placas describe el movimientode las placas y el papel que este movimiento representa enla generación o la modificación de las principales estruc-turas de la corteza terrestre. Por consiguiente, la acepta-ción de la tectónica de placas no depende del conoci-miento exacto de qué impulsa los movimientos de lasplacas. Afortunadamente es así, porque ninguno de losmodelos propuestos hasta ahora puede explicar todos losprincipales aspectos de la tectónica de placas. Sin embar-go, en general los investigadores están de acuerdo en lo si-guiente:

1. El flujo convectivo del manto rocoso de 2.900kilómetros de espesor (donde las rocas calien-tes y flotantes ascienden y el material más fríoy denso se hunde) es la fuerza impulsora sub-yacente que provoca el movimiento de las pla-cas.

2. La convección del manto y la tectónica de pla-cas forman parte del mismo sistema. Las placasoceánicas en subducción conducen la porciónfría de la corriente de convección que se mue-ve hacia abajo, mientras el afloramiento some-

ro de rocas calientes a lo largo de las dorsalesoceánicas y las plumas calientes del manto sonla rama de flujo ascendente del mecanismo con-vectivo.

3. Los movimientos lentos de las placas terrestres yel manto son dirigidos, en última instancia, porla distribución desigual del calor en el interior dela Tierra. Además, esta corriente es el mecanis-mo que transmite el calor del núcleo de la Tie-rra y lo hace ascender a través del manto.

Lo que no se conoce con ningún grado de certeza es la na-turaleza precisa de esta corriente de convección.

Algunos investigadores han argumentado que elmanto es como un pastel de capas gigante, dividido a unaprofundidad de 660 kilómetros. La convección actúa enambas capas, pero la mezcla entre capas es mínima. Al otroextremo del espectro se encuentra el modelo según el cualse parece ligeramente a un cazo de sopa justo a punto dehervir, agitándose muy despacio de arriba abajo duranteeones de tiempo geológico. Ninguno de los modelos seajusta a todos los datos disponibles. Primero observaremosalgunos de los mecanismos que se cree que contribuyen almovimiento de las placas y luego examinaremos algunosde los modelos que se han propuesto para describir laconvección placas-manto.

¿Qué impulsa los movimientos de las placas? 69

10,8

5,0

7,0

13,4

15,6

5,9

9,4

3,5

3,5

1,4 1,5

1,4

4,4

2,5

2,3

2,3

1,8

2,7

3,0

7,2

7,5

Placa Euroasiática

Placa Filipina

Placa Australiana e India

Placa del Pacífico


Placa Antártica

Placa Arábiga



Placa del Pacífico

Placa de Nazca

Placa de Cocos

Placa Antártica

Placa de Scotia

Placa Sudamericana

Placa Caribeña

Placa Africana

Dorsal

Fosa de las Aleutianas

Dorsal de ChilePlaca

de Sandwich

Dorsal d

e Dorsal

de Mohns

Azores F. Z.

Reykjanes

Placa de Somalia

Placa de las Carolinas

Falla Alpina

Velocidades de la VLBI en

centímetros al año1,1-2,62,6-4,14,1-5,55,5-7,0

>7,0

Ele

vació

ndel

Pac

ífico

orie

ntal

Fosade

Perú-Chile

Dorsal Centroa tlántica

Do rsal

del Índico suroccidental

Centroín d

ica

Dorsal del Índico suroriental

Fosade Java

Fosade

las Marianas

▲ Figura 2.28 Este mapa ilustra las direcciones y las velocidades del movimiento de las placas en centímetros al año. Las velocidades de laexpansión del fondo oceánico (como se muestra con flechas y cifras negras) se basan en el espaciado de las franjas magnéticas datadas(anomalías). Las flechas coloreadas muestran los datos sobre el movimiento de placas obtenidas por la Interferometría basal muy larga (VLBI)en localizaciones seleccionadas. Los datos obtenidos mediante estos métodos son consistentes. (Datos del fondo oceánico de DeMets ycolaboradores, datos de la VLBI de Ryan y colaboradores.)


Fuerzas que impulsan el movimiento de las placasVarias fuerzas actúan sobre las placas terrestres: algunas deellas son fuerzas impulsoras, mientras que unas pocas seoponen al movimiento de las placas. Las fuerzas impulso-ras son: la fuerza de arrastre de la placa, la fuerza de empu-je de la dorsal y la fuerza de succión de la placa; las fuerzas quetienden a impedir el movimiento de las placas son la fuer-za de resistencia de la placa y la fuerza de arrastre del manto.

Fuerza de arrastre de la placa, fuerza de empuje de dor-sal y fuerza de succión de la placa Existe acuerdo gene-ral en que la subducción de las capas frías y densas de lalitosfera oceánica es la principal fuerza impulsora del mo-vimiento de las placas (Figura 2.29). A medida que estascapas se hunden en la astenosfera, «tiran de» la placa a re-molque. Este fenómeno, denominado fuerza de arrastrede la placa, se produce porque las capas antiguas de la li-tosfera oceánica son más densas que la astenosfera subya-cente y, por tanto, se «hunden como una roca».

Otra fuerza impulsora importante se denominafuerza de empuje de la dorsal (Figura 2.29). Este me-canismo accionado por la gravedad es consecuencia de laposición elevada de la dorsal oceánica, que hace que las ca-pas de la litosfera se «deslicen» hacia abajo por los flan-cos de la dorsal. La fuerza de empuje de la dorsal parececontribuir mucho menos a los movimientos de las placasque la fuerza de arrastre de la placa. Nótese que, a pesarde su mayor altura media sobre el fondo oceánico, las ve-locidades de expansión a lo largo de la dorsal Centroa-tlántica son considerablemente inferiores que las veloci-dades de expansión a lo largo de la dorsal del Pacíficooriental, que es menos empinada (véase Figura 2.28). Elhecho de que cuando más del 20 por ciento del períme-tro de una placa consta de zonas de subducción, las velo-

cidades de movimiento de las placa son relativamente rá-pidas, también respalda la noción de que la fuerza de arras-tre de la placa es más importante que la fuerza de empu-je de la dorsal. Son ejemplos de ello las placas del Pacífico,de Nazca y de Cocos, todas ellas con velocidades de ex-pansión que superan los 10 centímetros al año.

Otra fuerza impulsora se produce por el arrastre deuna placa en subducción en el manto adyacente. El resul-tado es una circulación inducida del manto que empujaambas placas, la subducida y la superpuesta hacia la fosa.Dado que esta corriente de manto tiende a «succionar» lasplacas cercanas (de una manera parecida a cuando se sacael tapón de la bañera), se denomina fuerza de succión dela placa (Figura 2.29). Aun cuando una placa en subduc-ción se separe de la placa suprayacente, ésta continuará sudescenso por la corriente en el manto y, por consiguien-te, continuará provocando el movimiento de placas.

Fuerza de arrastre del manto y fuerza de resistencia dela placa Entre las fuerzas que contrarrestan el movi-miento de las placas se cuenta la fuerza de resistenciade la placa (fricción), que se produce cuando una placaen subducción roza contra una placa superpuesta (Figu-ra 2.29). La cantidad de resistencia a lo largo de una zonade subducción puede calcularse a partir de la actividadsísmica.

Debajo de la placa, la fuerza de arrastre del man-to ayuda a producir el movimiento de las placas cuandola corriente de la astenosfera tiene la misma dirección ysu magnitud supera la de la placa. Sin embargo, a menu-do la fuerza de arrastre del manto actúa en la direcciónopuesta y contrarresta el movimiento de la placa. La fuer-za de arrastre del manto por debajo de los continentes esvarias veces mayor que por debajo de la litosfera oceáni-ca, porque la litosfera continental es más gruesa que la li-tosfera oceánica y, por tanto, se extiende a más profundi-


Succión de la placa Empuje de la dorsal

Arrastre del manto

Arrast

re d

e la

plac

a

La corriente inducida del manto provoca

la succión de la placa

Corriente inducida

del manto

Resistencia de la placa (fricción)

Figura 2.29 Ilustración de algunas delas fuerzas que actúan sobre las placas:algunas son fuerzas impulsoras, mientrasunas pocas se oponen al movimiento delas placas.

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dad en el manto, donde el material es más viscoso (me-nos fluido).

Modelos de convección placas-mantoCualquier modelo de convección placa-manto debe sercoherente con las propiedades fisicoquímicas observadasdel manto. Cuando se propuso por primera vez la expan-sión del fondo oceánico, los geólogos sugirieron que laconvección en el manto consistía en corrientes ascenden-tes que procedían de las profundidades del manto por de-bajo de las dorsales oceánicas. Se creía que, después de al-canzar la base de la litosfera, estas corrientes se expandíanlateralmente y separaban las placas. Por tanto, se consi-deraba que las placas eran transportadas pasivamente porla corriente del manto. Sin embargo, según las pruebas fí-sicas, empezó a verse claro que el flujo por debajo de lasdorsales oceánicas es poco profundo y no está relaciona-do con la convección profunda del manto. Es el movi-miento horizontal de las placas litosféricas que se apartande la dorsal el que provoca el afloramiento del manto y noal revés. También observamos que el movimiento de lasplacas controla las corrientes de convección del manto.Cuando las placas se mueven, arrastran el material adya-cente, induciendo así la corriente del manto. Por tanto, losmodelos modernos consideran las placas como parte in-tegral de la convección del manto y quizás incluso comosu componente más activo.

Además, cualquier modelo aceptable debe explicarpor qué las lavas basálticas que entran en erupción a lo lar-go de la dorsal oceánica tienen una composición bastan-te homogénea y carecen de algunos elementos traza. Se hademostrado que los basaltos de la dorsal derivan de rocassituadas en el manto superior que experimentaron un pe-ríodo anterior de diferenciación química, en el que desa-parecieron estos elementos. Por el contrario, se encuen-tran concentraciones mayores de estos mismos elementosen las erupciones basálticas asociadas con el volcanismo depuntos calientes. Puesto que las lavas basálticas que entranen erupción en lugares distintos tienen distintas concen-traciones de elementos traza, se supone que derivan de re-giones químicamente diferenciadas del manto. Se creeque los basaltos asociados con las plumas del manto pro-ceden de una fuente primitiva (menos diferenciada), quees más parecida a la composición química media del man-to primitivo.

Estratificación a 660 kilómetros Antes nos hemos refe-rido a la versión del «pastel de capas» de la convección delmanto. Como se muestra en la Figura 2.30A, uno de es-tos modelos estratificados tiene dos zonas de convección:una capa convectiva delgada por encima de los 660 kiló-metros y otra gruesa situada debajo. Este modelo ofrece

una explicación satisfactoria de por qué las lavas basálti-cas que entran en erupción a lo largo de las dorsales oceá-nicas tienen una composición algo diferente de las lavasque entran en erupción en Hawaii como consecuencia dela actividad de los puntos calientes. Los basaltos de la dor-sal centrooceánica proceden de la capa convectiva supe-rior, que está bien mezclada, mientras que la pluma delmanto que alimenta los volcanes hawaianos utiliza unafuente más profunda, más primitiva, que reside en la capaconvectiva inferior.

A pesar de las pruebas que respaldan este modelo, lasimágenes sísmicas han demostrado que las placas en sub-ducción de la litosfera oceánica fría pueden atravesar el lí-mite de los 660 kilómetros. La litosfera en subducción de-bería servir para mezclar ambas capas, la superior y lainferior. Por consiguiente, la estructura estratificada delmanto se destruiría.

Convección de todo el manto A causa de los problemasque plantea el modelo estratificado, los investigadoresempezaron a preferir la convección de todo el manto. Enun modelo de convección de todo el manto, las placas delitosfera oceánica fría descienden al manto inferior, agi-tando así todo el manto (Figura 2.30B). A la vez, las plu-mas del manto caliente que se generan cerca del límitemanto-núcleo transportan el calor hacia la superficie. Seha sugerido que a las velocidades extremadamente lentasde la convección, habría rocas del manto primitivo (contodos sus componentes) en cantidades suficientes paraalimentar las plumas del manto ascendentes.

Sin embargo, estudios recientes han demostradoque la mezcla de todo el manto haría que éste se mezcla-ra en cuestión de unos pocos centenares de millones deaños. Esta mezcla tendería a eliminar la fuente de magmaprimitivo observada en el volcanismo de puntos calientes.

Modelo de capa profunda Una posibilidad que queda esla estratificación más profunda del manto. Se ha descritoun modelo de capa profunda como analogía de una «lám-para de lava» en una localización baja. Como se muestraen la Figura 2.30C, quizás el tercio inferior del manto escomo el fluido coloreado de la parte inferior de una lám-para de lava. El calor procedente del interior de la Tierrahace que las dos capas crezcan y se encojan según unos es-quemas complejos sin que se produzca una mezcla sus-tancial, de una manera similar a los patrones observadosen una lámpara de lava. Una pequeña cantidad de mate-rial de la capa inferior asciende mientras las plumas delmanto generan volcanismo de puntos calientes en la su-perficie.

Este modelo proporciona las dos fuentes del mantoquímicamente distintas que los datos observacionales ne-cesitan. Además, es compatible con las imágenes sísmicas

¿Qué impulsa los movimientos de las placas? 71



A. Estratificación a 660 kilómetros

Litosfera oceánica Empuje de la dorsal

Mesosfera

Núcleo

Arrastre de las placas en una fosa

Rastro volcánico

Punto caliente

Pluma del manto

Dorsal oceánica

Núcleo

C. Modelo de capa profunda

B. Convección de todo el manto

Astenosfera

Astenosfera

660

km

Placa oceánica descendente

Rastro volcánico

Punto caliente

Pluma ascendente

Dorsal

Astenosfera

Núcleo

Mesosfera

Figura 2.30 Modelos propuestos para laconvección del manto. A. El modelo que semuestra en esta ilustración consiste en dosniveles de convección: una capa deconvección delgada por encima de los 660kilómetros y otra gruesa por debajo. B. En estemodelo de convección de todo el manto, lalitosfera oceánica fría desciende a la parteinferior del manto mientras las plumascalientes del manto transportan el calor haciala superficie. C. Este modelo de capa profundasugiere que el manto funciona de una manerasimilar a como lo hace una lámpara de lava. Elcalor de la Tierra hace que estos niveles deconvección crezcan y se encojan lentamenteen modelos complejos sin que se produzcaninguna mezcla sustancial. Algún material delnivel inferior asciende en forma de plumas delmanto.

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que muestran el hundimiento de las placas litosféricas frí-as en las profundidades del manto. Pese a su atractivo,existen muy pocas pruebas sísmicas que sugieran la exis-tencia de una capa profunda del manto de esta naturale-za, a excepción de una capa muy delgada situada justo en-cima del límite manto-núcleo.

Aunque todavía hay mucho que aprender sobre losmecanismos que provocan el movimiento de las placas,algunos hechos son claros. La distribución desigual delcalor en el interior de la tierra genera algún tipo de con-vección térmica que acaba produciendo el movimientode las placas y el manto. Las placas litosféricas descen-dentes que sirven para transportar material frío al man-to proporcionan la principal fuerza impulsora. Además,las plumas del manto, que se generan en el límite nú-cleo-manto, transportan calor desde el núcleo hacia elmanto.

La importancia de la teoría de la tectónica de placas

La tectónica de placas es la primera teoría que propor-ciona una visión exhaustiva de los procesos que produje-ron las principales estructuras de la superficie terrestre,

incluidos los continentes y las cuencas oceánicas. Comotal, ha relacionado muchos aspectos de la Geología queantes se consideraban no relacionados. Varias ramas de laGeología se han unido para proporcionar una mejor com-prensión del funcionamiento de nuestro dinámico plane-ta. Dentro del marco de la tectónica de placas, los geólo-gos han encontrado explicaciones para la distribucióngeológica de los terremotos, los volcanes y los cinturonesmontañosos. Además, ahora podemos explicar mejor lasdistribuciones de plantas y animales en el pasado geoló-gico, así como la distribución de los depósitos de mine-rales económicamente importantes.

Pese a su utilidad para explicar muchos de los pro-cesos geológicos a gran escala que operan en la Tierra,la tectónica de placas no se comprende por completo. Elmodelo que se presentó en 1968 era simplemente unmarco básico que dejaba muchos detalles para la inves-tigación posterior. Mediante pruebas fundamentales, estemodelo inicial se ha ido modificando y ampliando paraconvertirse en la teoría que hoy conocemos. Sin duda, lateoría actual se perfeccionará conforme se obtengan másdatos y observaciones. La teoría de la tectónica de pla-cas, pese a ser una herramienta poderosa, es, sin embar-go, un modelo evolutivo de los procesos dinámicos de laTierra.

La importancia de la teoría de la tectónica de placas 73

Resumen

• A principios del siglo XX Alfred Wegener estableció lahipótesis de la deriva continental. Uno de sus más im-portantes principios era que un supercontinente de-nominado Pangea empezó a separarse en continentesmás pequeños hace unos 200 millones de años. Losfragmentos continentales menores «emigraron» en-tonces a sus posiciones actuales. Para apoyar la afir-mación de que los continentes ahora separados estu-vieron unidos en alguna ocasión, Wegener y otrosutilizaron el ajuste entre Sudamérica y África, las evi-dencias fósiles, los tipos y estructuras rocosas y los climasantiguos. Una de las principales objeciones a la hipó-tesis de la deriva continental fue su incapacidad paraproporcionar un mecanismo aceptable para el movi-miento de los continentes.

• Del estudio del paleomagnetismo los investigadoresaprendieron que los continentes habían migrado,como proponía Wegener. En 1962, Harry Hess for-muló la idea de la expansión del fondo oceánico, que es-tablece que se está generando continuamente nuevofondo oceánico en las dorsales centrooceánicas y que

el fondo oceánico antiguo y denso se consume en lasfosas submarinas. El descubrimiento de franjas alter-nas de magnetismo de intensidad alta y baja, que sonparalelas a las crestas de las dorsales, proporcionaronapoyo a la teoría de la expansión del fondo oceánico.

• En 1968, la deriva continental y la expansión del fon-do oceánico se unieron en una teoría mucho más com-pleta conocida como tectónica de placas. Según la tec-tónica de placas, la capa externa rígida de la tierra(litosfera) se encuentra por encima de una región másdébil, denominada astenosfera. Además, la litosfera estádividida en siete grandes fragmentos y otros más pe-queños, denominados placas, que están en movimien-to y cambiando continuamente de forma y tamaño.Las placas se mueven como unidades relativamentecoherentes y se deforman fundamentalmente a lo lar-go de sus bordes.

• Los bordes de placa divergentes aparecen donde las pla-cas se separan, provocando el ascenso de material des-de el manto para crear nuevo fondo oceánico. La ma-



yoría de los bordes divergentes se localiza a lo largodel eje del sistema de dorsales oceánicas y está asocia-da con la expansión del fondo oceánico, que se pro-duce a velocidades de 2 a 15 centímetros al año. Den-tro de un continente pueden formarse nuevos bordesdivergentes (por ejemplo, los valles de rift del este deÁfrica), donde pueden fragmentar las masas conti-nentales y desarrollar una nueva cuenca oceánica.

• Los bordes de placa convergentes aparecen donde las pla-cas colisionan, provocando la subducción (consumo)de la litosfera oceánica en el manto a lo largo de unafosa submarina. La convergencia entre un bloqueoceánico y uno continental provoca la subducción dela placa oceánica y la formación de un arco volcánicocontinental como el de los Andes de Sudamérica. Laconvergencia océano-océano produce una cadena enforma de arco de islas volcánicas denominada arco deislas volcánicas. Cuando dos placas que transportan cor-teza continental convergen, las dos placas tienen de-masiada capacidad de flotación como para subducir. Elresultado es una «colisión» que provoca la formaciónde una cadena montañosa como la del Himalaya.

• Los bordes (pasivos) de falla transformante se localizandonde las placas se desplazan una con respecto a laotra sin producción ni destrucción de litosfera. Lamayoría de las fallas transformantes une dos segmen-tos de dorsal Oceánica. Otras conectan centros de ex-pansión con zonas de subducción y facilitan así eltransporte de la corteza oceánica creada en la cresta deuna dorsal a su lugar de destrucción, una fosa subma-

rina. Aún otras, como la falla de San Andrés, atravie-san la corteza continental.

• La teoría de la tectónica de placas se ve apoyada por:(1) la distribución global de los terremotos y su estre-cha asociación con los bordes de placa; (2) la edad y elgrosor de los sedimentos de los fondos de las cuencassubmarinas, y (3) la existencia de cadenas de islas quese formaron sobre puntos calientes y proporcionaron unentramado de referencia para trazar la dirección delmovimiento de las placas.

• En la actualidad se están evaluando tres modelos bá-sicos para la convección del manto. Los mecanismosque contribuyen al flujo convectivo son la fuerza dearrastre de la placa, la fuerza de empuje de la dorsaly las plumas del manto. La fuerza de arrastre de laplaca se produce cuando la litosfera oceánica fría ydensa es subducida y tira de la litosfera. La fuerza deempuje de la dorsal tiene lugar cuando la gravedadpone en movimiento las placas elevadas a ambos la-dos de las dorsales oceánicas. Las plumas del manto,calientes y flotantes, son consideradas las ramas decorriente ascendente de la convección del manto. Unmodelo sugiere que la convección del manto se pro-duce en dos capas separadas a una profundidad de 660 kilómetros. Otro modelo propone una convec-ción de todo el manto que afectaría a todo el mantorocoso de 2.900 kilómetros de grosor. Y un últimomodelo sugiere que el tercio inferior del manto seabomba de manera gradual hacia arriba en algunaszonas y se hunde en otras sin una mezcla apreciable.

Preguntas de repaso

1. ¿A quién se atribuye el desarrollo de la hipótesis dela deriva continental?

2. ¿Cuál fue probablemente la primera prueba quecondujo a algunos a sospechar que los continenteshabían estado conectados?

3. ¿Qué es Pangea?

4. Enumere las pruebas que Wegener y sus partidariosrecogieron para apoyar la hipótesis de la deriva con-tinental.

5. Explique por qué el descubrimiento de restos fósi-les de Mesosaurus en Sudamérica y África, pero noen ningún otro lugar, respalda la hipótesis de la de-riva continental.

6. A principios del siglo XX, ¿cuál era la opinión pre-dominante sobre cómo migraban los animales te-rrestres a través de los enormes espacios oceánicos?

7. ¿Cómo explicó Wegener la existencia de glaciaresen las masas continentales meridionales, mientras almismo tiempo en algunas zonas de Norteamérica,Europa y Siberia se encontraban pantanos tropica-les?

8. Explique cómo puede utilizarse el paleomagnetismopara establecer la latitud de un lugar específico enalgún momento anterior.

9. ¿Qué se entiende por expansión del fondo oceáni-co? ¿A quién se atribuye la formulación del con-cepto de expansión de fondo oceánico? ¿Dónde se


Recursos de la web 75

está produciendo expansión activa del fondo oceá-nico en la actualidad?

10. Describa cómo Fred Vine y D. H. Matthews rela-cionaron la hipótesis de la expansión del fondooceánico con las inversiones magnéticas.

11. ¿Dónde se forma la litosfera? ¿Dónde se consume?¿Por qué la litosfera debe producirse aproximada-mente a la misma velocidad que se destruye?

12. ¿Por qué es subducida la porción oceánica de unaplaca litosférica, mientras que no lo es la porcióncontinental?

13. Describa brevemente cómo se formaron las monta-ñas del Himalaya.

14. Distinga entre fallas transformantes y los otros dostipos de bordes de placa.

15. Algunas personas predicen que California se hun-dirá en el océano. ¿Esta idea es compatible con elconcepto de la tectónica de placas?

16. ¿Qué edad tienen los sedimentos más antiguos re-cuperados mediante la perforación submarina?¿Cómo se comparan las edades de estos sedimentoscon las edades de las rocas continentales más anti-guas?

17. Aplicando la idea de que los puntos calientes per-manecen fijos, ¿en qué dirección se estaba mo-viendo la placa del Pacífico mientras los montesEmperador se estaban formando? (véase Figura2.26, pág. 66) ¿Y mientras se formaban las islasHawaii?

18. ¿Con qué tipo de borde de placa están asociados lossiguientes lugares o estructuras?: Himalaya, islasAleutianas, mar Rojo, Andes, falla de San Andrés,Islandia, Japón, monte de Santa Helena.

19. Describa brevemente los tres modelos propuestospara la convección manto-placa. ¿Qué falta en cadauno de estos modelos?

Términos fundamentales

arco de islasarco de islas volcánicasarco volcánico continentalarrastre de placasastenosferaborde convergenteborde transformante

(borde pasivo)borde divergentecentro de expansiónderiva continental

escala de tiempomagnético

expansión del fondooceánico

fosa submarinafuerza de arrastre del

mantofuerza de empuje de la

dorsalfusión parcial

inversión geomagnéticalitosferamagnetismo remanentemagnetómetropaleomagnetismoPangeaplacapluma del mantopolaridad invertidapolaridad normal

punto calientepunto de Curieresistencia de la placarift o valle de riftsistema de dorsales

oceánicassucción de la placatectónica de placaszona de subducciónzona de fractura

Recursos de la web

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