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Tema 9 – Las teorías orogénicas. Deriva continental y tectonica de placas

Tema 9 – Las teorías orogénicas. Deriva continental y tectonica de placas

1. INTRODUCCIÓN

En el año 1974, los geofísicos italianos E. Proverbio y V. Quesada publicaron los resultados de un largo experimento de posicionamiento de cinco observatorios astro­nómicos en Italia, Rusia, Japón y Estados Unidos. Los resultados venían a decir que los continentes se mueven unos con respecto a otros, y coincidían de manera casi perfecta con los resultados previstos en una hipótesis que desde hacía una década había revolucionado el mundo de la Geología, una hipótesis que cambiaba incluso de nombre al ritmo febril de sus avances: extensión del fondo oceánico, Tectónica de Placas y tectónica global.

Este modelo tomaba muchas de sus pruebas esenciales de la hipótesis de la deriva continental, que Alfred Wegener había propuesto en 1924, y las insertaba sobre unos conocimientos mucho más sólidos de la física del planeta que Los que existían en aquella época.

La tectónica global explica la dinámica de la parte más superficial de la Tierra (litosfera), admitiendo que ésta se encuentra dividida en un número de grandes piezas o placas resistentes (Tectónica de Placas) que se mueven relativamente entre sí; ello supone que gran parte de la actividad geológica (sismicidad, vulcanismo, deformación, etc.) se concentra sobre todo en los bordes de placas. Esta teoría ha permitido interpretar numerosos datos y observaciones geológicas, habiendo con­tribuido a explicar cuestiones tan importantes como el origen de las cordilleras y de los geosinclinales (profundos surcos ocupados por Los sedimentos), las causas de los volcanes y de otras actividades ígneas, y Las causas de los terremotos.

2. LAS TEORÍAS OROGÉNICAS

En la década de los años 50 del siglo pasado se admitían cerca de una docena de teorías orogénicas, mucha de ellas con distintas variantes. Aunque hoy casi todas aquellas hipótesis están descartadas, es necesario recordarlas para no caer en el error de creer que la Tectónica de Placas ha sido una de las primeras teorías que ha resuelto, sin mayores esfuerzos, todos los problemas geológicos.

En general, las teorías orogénicas pueden dividirse en dos grupos \fijistas y movilistas. Las primeras, también denominadas verticalistas, proponen una elevación del terreno como causa inicial de las orogenias. Entre estas, caben destacar las teorías de los geosinclinales, la de las nndaciones y la de la oceanización.

Las segundas admiten grandes movimientos horizontales de los continentes, los cuales son los causantes de la elevación de las montañas, por lo que también se las conoció como teorías horizontalistas. Estas últimas, serán tratadas en el punto siguiente.

2.1.Teoría de los geosinclinales

El geólogo americano Ásaph Hall publicó en 1859 un estudio intensivo de los Apalaches, en el que destacaba el hecho de que las rocas plegadas en aquellas montañas tenían más espesor que las depositadas en las regiones cercanas de igual edad. Como se probó que éste era un rasgo general de todas las montañas conocidas, Hall llegó a la conclusión de que antes de que tuviera lugar la orogenia en una zona, se instalaba en ella una cuenca de sedimentación en la que se acumulaban espesores enormes de sedimentos. El carácter lineal de estas cordilleras de plegamiento llevó a la conclusión de que estas cuencas fueron surcos alargados de miles de kilómetros de longitud.

Por otra parte, los indicadores de profundidad de los sedimentos en las cadenas de montañas señalaban que éstos se habían depositado a profundidades no muy grandes, lo que significaba que el fondo de la cuenca había sufrido una subsidencia importante, que compensaba la rápida sedimentación,

Estas cuencas de sedimentación que, gracias a la subsidencia, pueden recibir grandes espesores de sedimentos, fueron llamadas geosinclinales (que significa “grandes concavidades”). No obstante, en Europa se ponía de manifiesto, dentro de esta teoría, que lo importante del geosinclinal no era la subsidencia, sino su transformación posterior en cadena de montañas, mediante plegamiento, magmatismo y elevación.

La transformación geosinclinal/erógeno se convirtió pronto en el gran problema de esta teoría. El geólogo americano Dana, seguidor de esta teoría, descartó la elevación del magma como causa del plegamiento, como proponían algunos autores, sustituyéndola por una supuesta contracción de la Tierra, que sí podía proporcionar fuerzas tangenciales. El plegamiento de los geosinclinales sería, en este caso, parecido al arrugamiento de una fruta que se contrae, aunque en aquel caso la contracción sería térmica.

Cuando se demostró que la Tierra no disminuía de volumen con el tiempo, la transformación de geosinclinal a erógeno quedó sin poderse explicar. Se siguieron proponiendo fuerzas tangenciales que actuaban cuando la sedimentación se había completado, pero la hipótesis había perdido ya toda su lógica interna.

2.2.Teoría de las undaciones

Definida por Haarman en 1930, el término undación equivale a una génesis continental por levantamiento. Según esta teoría, una cadena de montañas se forma en dos fases. En la primera se generaría un gran abombamiento (el geotumor) en la corteza, provocado por la formación y ascenso, desde el manto, de una gran cantidad de magma granítico (el astenolito). En la segunda fase se producirían en las laderas del geotumor resbalamientos de distinta importancia, desde fallas inversas hasta mantos de corrientes.

El principal problema que queda sin resolver en la teoría de las undaciones es, precisamente, el origen del geotumor. Es evidente que los magmas producidos masivamente en el manto son siempre de naturaleza báltica. Por otra parte, las pendientes necesarias para los deslizamientos gravitacionales requerirían geotumores de alturas enormes, mucho mayores de los que parecen haber existido en las zonas orogénicas. En tercer lugar, los grandes plegamientos parecen producirse en las cadenas de montañas antes de la elevación. Y por último, un cálculo de la energía producida por las undaciones no llega más que a la tercera parte de la energía que liberan los terremotos.

Luego, esta teoría no puede explicar ni siquiera el fenómeno sísmico y, por lo tanto, tampoco puede resolver el problema de la producción de la energía con la cual se levantan y deforman las rocas. En la actualidad quedan muy pocos defensores de esta teoría, cuyas ideas, sin embargo, han sido reconocidas en la teoría de la oceanización.

2.3.Teoría de la oceanización

Esta teoría fue propuesta por el geólogo ruso Víktor V. Beloussov. La principal diferencia entre la teoría de la oceanización y la de las undaciones es que este autor acepta que el magma formado en el manto terrestre es basáltico. Grandes masas de magma podrían invadir una zona de la corteza continental, cuyos granitos serían englobados en la roca basáltica formada, que se hundiría de nuevo, formándose una nueva cuenca oceánica en el lugar donde antes existía un continente.

Como mecanismo orogénico, la oceanización propone una elevación en los bordes de la cuenca hundida, que se transformarían en cadenas de montañas. Sin embargo, es difícil imaginar que el mero levantamiento de los márgenes de la cuenca pueda dar lugar a pliegues.

La oceanización, según el propio Beloussov, estaría detenida actualmente, pero habría sido activa en el pasado geológico reciente bajo las dorsales y en los mares interiores.

Desde el punto de vista teórico, el principal punto débil de la hipótesis de la oceanización reside en el principio de isostasia, según el cual las rocas más ligeras se sitúan a mayor altura en la corteza continental que las más densas, por lo que la corteza continental está más alta que la oceánica. Para poder hundirse en el manto, cualquier material tiene que ser más denso que él. Además, el material granítico se fundiría al llegar al manto, recuperando rápidamente su posición superficial.

3. DERIVA CONTINENTAL Y TECTÓNICA DE PLACAS

Aunque la formulación de la teoría de la Tectónica de Placas ha sido el resultado de investigaciones publicadas a lo largo de la década de los sesenta, las ideas precursoras de esta teoría se remontan al siglo XIX, englobadas todas ellas en la teoría de la deriva continental.

3.1. Deriva continental

La primera contribución seria al desarrollo de teorías movilistas, que implican un movimiento de los continentes a lo largo del tiempo, fue debida a Sneider (1858), quien expuso por primera vez la idea de la rotura y la separación de los continentes con costa atlántica. Esta idea fue considerada demasiado fantástica y desechada por la comunidad científica de la segunda mitad del siglo XIX.

En 1910, el geólogo americano Taylor publicó un extenso artículo en el que expuso sus ideas sobre lo que más tarde se llamaría deriva continental. Este autor se basó en la disposición y características de las cordilleras de Eurasia. Taylor supuso un importante desplazamiento de la corteza terrestre desde el norte hacia los bordes del continente asiático. Este autor no aportó pruebas suficientes para apoyar su teoría y su obra tuvo poca influencia, aunque puede considerarse que su trabajo fue la primera aportación seria a la idea de la deriva continental.

A pesar de las interesantes contribuciones a las ideas movilistas de los continentes descritas, la teoría de la deriva continental está íntimamente ligada al nombre del meteorólogo alemán Alfred Wegener. Wegener (1924, 1929) se había dado cuenta de que la teoría, entonces mayoritariamente aceptada, de una Tierra que se enfría y se contrae planteaba muchos problemas de difícil solución, lo que hacía que fuese difícil de aceptar.

La idea de Wegener era que, a partir del Mesozoico, un enorme continente anterior, denominado “Pangea”, se había dividido en varias partes que, navegando a la deriva sobre un sustrato más denso y fluido, habrían dado lugar a los continentes actuales. Las principales pruebas aportadas por Wegener en defensa de su teoría fueron las siguientes:

– La curva que muestra la distribución de altitudes en la superficie terrestre muestra dos máximos, indicando que la superficie de la Tierra sólida está concentrada en dos niveles; el superior corresponde a la altitud más frecuente de las tierras emergidas y el inferior corresponde a la profundidad más frecuente de las áreas oceánicas.

– De acuerdo con la teoría de la isostasia, el sustrato de la corteza terrestre se comporta como un fluido sobre el que las masas continentales pueden moverse verticalmente. Si esto es así, dichas masas deben también poderse mover horizontalmente, siempre que existan fuerzas suficientemente grandes.

– Si la teoría de la deriva continental es cierta, debe existir una continuidad litológica y estructural de los terrenos, situados a ambos lados del Atlántico que estuvieron en continuidad antes de la hipotética rotura de Pangea. Así, la plataforma gnéisa de África es completamente semejante a la de Brasil.

– La Paleontología aportaba pruebas similares similares a las de la Geología. Wegener mostró numerosos ejemplos de continuidad de la fauna no marina o flora fósil del Paleozoico o del Mesozoico inferior en los terrenos que habían estado en continuidad con anterioridad a la ruptura de Pangea. Este tipo de coincidencias paleontológicas desaparece totalmente a partir del Cretácico.

– Argumentos paleoclimáticos, que se basan en la distribución de ciertos tipos de rocas, tales como las tillitas, evaporitas o carbones, cuya formación depende de las condiciones climáticas del entorno.

Aunque la teoría de la deriva continental proporcionaba una explicación lógica y simple de muchos fenómenos geológicos, Wegener no supo encontrar la naturaleza de la fuerza capaz de hacer que los continentes se desplazasen. Las críticas a la teoría de la deriva continental fueron numerosas. Las más duras fueron expresadas por Jeffreys en 1926. Según este autor, el ajuste entre África y América del Sur no es bueno. Sin embargo, tal como se demostró más tarde, el ajuste es muy bueno si se lleva a cabo usando el borde externo de la plataforma continental, que es aproximadamente el verdadero límite continental.

Otro crítico de las teorías de Wegener fue el geólogo norteamericano Schuchert, quien aludió a los puentes intercontinentales para explicar la distribución geográfica de las faunas no marinas y floras precretácicas. Entre los primeros defensores de Wegener se encontraba el geólogo americano Daly (1926), quien aceptó la teoría de la deriva, aunque no el origen de las fuerzas que impulsaban el movimiento de los continentes. Uno de los más firmes y valiosos defensores de la teoría de la deriva continental fue el geólogo británico Colmes, quien resolvía el punto débil de la teoría al proponer un mecanismo nuevo para explicar la dinámica de los continentes: el de las corrientes de convección en el manto. Por otro lado, Colmes afirmó que la idea expresada por Wegener, de un sustrato poco resistente, es correcta, ya que con el aumento de la temperatura asociado al gradiente geotérmico, la rigidez de las rocas debe disminuir drásticamente con la profundidad.

Otro de los más destacados defensores de la teoría de Wegener fue el geólogo sudafricano Du Toit. A diferencia de Wegener, Du Toit aportó pruebas en favor de la existencia de dos supercontinentes, uno septentrional (Laurasia) y otro meridional (Gondwana); ambos habrían estado separados por un océano denominado “Tethys”, que habría dificultado la migración de faunas y floras entre los dos supercontinentes.

3.2. Tectónica de Placas

A pesar de los esfuerzos de Homes y Du Toit, la teoría de la deriva continental cayó prácticamente en el olvido hasta bien entrada la década de los 50. El uso de equipos de sondas acústicas permitió poner de manifiesto la existencia de sistemas de cadenas de montañas submarinas que fueron denominadas dorsales centro-oceánicas. Los métodos de difracción sísmica permitieron determinar que la corteza oceánica es muy diferente a la corteza continental. Las anteriores investigaciones permitieron presentar a Hess, en 1962, su importante teoría de la expansión de los fondos oceánicos. Los continentes no se abren paso a través de la corteza oceánica propulsados por fuerzas desconocidas, más bien cabalgan pasivamente sobre materiales del manto.

Wilson, geofísico canadiense, había observado que los movimientos de la corteza terrestre estaban en su mayor parte concentrados en tres tipos de zonas: las cordilleras oceánicas, incluidos los arcos islas, las dorsales centro-oceánicas y las fallas de gran desarrollo horizontal (fallas transformantes). Wilson (1965) propuso que estas zonas móviles estaban unidas mediante una red continua que dividía la Tierra en varios bloques rígidos, que denominó placas.

Posteriormente, Morgan (1968) dividió la Tierra en veinte placas rígidas, de tamaño desigual, separados por límites de tres tipos:

– Dorsales.

– Fosas oceánicas.

– Fallas transformantes.

Pensaba que el espesor de las placas se extiende hasta alcanzar la denominada capa de baja velocidad del manto., que está situada a unos 100 km de profundidad, y que corresponde a la parte superior de la astenosfera, más débil. Esta zona relativamente rígida ha sido denominada litosfera. De acuerdo con la teoría de la Tectónica de Placas, la expresión deriva continental ya no es adecuada, porque, a pesar de que los continentes se mueven, cada uno de ellos forma solamente una parte de una determinada placa y, desde luego, no “derivan” a través de los océanos.

La Tectónica de Placas es una teoría según la cual la litosfera está dividida en varias placas resistentes y relativamente delgadas, que se mueven entre sí. La gran mayoría de los terremotos, erupciones volcánicas y procesos orogénicos tienen lugar en los límites entre placas. La distribución de las placas mayores se muestra en la figura 1. Las placas están constituidas por rocas relativamente frías y tienen un espesor medio de unos 100 km. El movimiento de las placas, junto con el principio de conservación de la materia, exige que las placas estén continuamente creándose y destruyéndose.

En las dorsales acrónicas, las placas divergen entre sí en el proceso ya conocido de expansión del fondo oceánico. A medida que las placas adyacentes divergen, el material caliente del manto asciende para rellenar el vacío que se produce. A medida que estas rocas calientes del manto se enfrían, aumenta su rigidez y se integran en la corteza oceánica, creándose así nueva área de placa y produciéndose el crecimiento de ésta. Por esta razón, las dorsales oceánicas se denominan también “bordes de placas de acreción”, “límites de placas divergentes” o “bordes constructivos”.

Dado que la superficie de la Tierra es esencialmente constante, debe de haber un proceso complementario de destrucción de placas. Este proceso tiene lugar en las fosas; en ellas, las placas se doblan y descienden hacia el interior de la Tierra en un proceso conocido como subducción (figura 2). En una fosa oceánica, dos placas adyacentes convergen y una desciende por debajo de la otra. Por esta razón, las fosas oceánicas son conocidas como “zonas de subducción”, “límites de placa convergentes” o “bordes destructivos”. La situación de la litosfera descendente puede ser determinada exactamente por la localización de los focos de los terremotos que tienen lugar en las rocas frías y frágiles de la litosfera. Estas zonas planas de localización de terremotos reciben el nombre de “zonas de Benioff” (o “zonas de Wadati-Benioff”). De acuerdo con los procesos descritos anteriormente, la litosfera oceánica está reciclándose continuamente, generándose en las dorsales oceánicas y destruyéndose en las fosas mediante la subducción.

Existe finalmente otro tipo de límites de placa a lo largo de los cuales las placas se deslizan entre sí con un desplazamiento esencialmente horizontal; estos límites se denominan fallas transformantes. En ellos, no se genera ni se consume litosfera oceánica, por lo cual estos límites de placas se denominan también “límites pasivos”.

Ciclo de Wilson

– Formación de un valle de Rift: En el primer estadio, el continente se fragmenta bajo condiciones tensionales de la corteza y se forma una fosa tectónica limitada por fallas normales, que da lugar a un rift continental en el cual se levantan los bordes de la fosa. Ejemplos de valles de Rift en este primer estadio es le Rift del este de áfrica.

– Formación de una línea de expansión del fondo oceánico: El segundo estadio de división continental es la formación de una zona a partir de la cual tiene lugar la expansión del fondo oceánico, es decir, de una dorsal oceánica. Las fallas normales asociadas con los márgenes del valle del Rift forman ahora los márgenes de un nuevo océano. Rocas calientes del manto parcialmente fundidas ascienden para formar nueva corteza oceánica y los primeros estadios de una dorsal oceánica. Un ejemplo de un océano en este estadio temprano de desarrollo es el mar Rojo.

– Formación de un océano: A medida que la expansión del fondo oceánico continúa el océano va aumentando su superficie. Dado que la creación de fondo oceánico es un proceso simétrico, la dorsal oceánica bisecta el océano nuevamente creado. Un ejemplo es el océano Atlántico.

– Iniciación de la subducción: A medida que el fondo oceánico se hace más antiguo en el margen continental, la litosfera se hace más gruesa y más densa. Eventualmente, la litosfera llega a ser lo suficientemente inestable como para que se hunda, desarrollándose una fosa oceánica y comenzando la subducción. El margen continental representa una zona de debilidad para la iniciación de este proceso. No se conocen ejemplos claros de fosas que se estén iniciando en la actualidad.

– Subducción de la dorsal: Si la velocidad de subducción es mayor que la expansión del fondo oceánico, el tamaño del océano decrecerá, pudiendo llegar el momento en el que la propia dorsal oceánica sea subducida. Esto es lo que está ocurriendo en la actualidad en la costa occidental de Norteamérica.

– Colisión continental: Después de la subducción de la dorsal, el resto de la placa oceánica subducirá y los continentes colisionarán, originándose una cordillera como resultado de la colisión.

Pruebas de la Tectónica de Placas

La Tectónica de Placas se basa en argumentos muy poderosos. En este sentido hay que destacar que las pruebas presentadas por Wegener en defensa de la deriva continental están de acuerdo con la Tectónica de Placas.

Pruebas que verifican el movimiento de los continentes

Estas pruebas permiten verificar el movimiento de los continentes a lo largo del tiempo geológico, pero no representan pruebas que corroboren la teoría de la Tectónica de Placas, aunque están de acuerdo con ella.

– Ajustes de los bordes continentales: El ajuste de los continentes en el borde de la plataforma continental o del talud continental es, como cabía esperar, mucho más perfecto que el ajuste de las líneas de costa. El uso de ordenadores para ajustar los bordes continentales representa el método más exacto y objetivo. La figura 4 muestra un ajuste de los continentes situados a ambos lados del Atlántico. Las evidencias geológicas y geofísicas indican que esta reconstrucción representa la configuración continental durante el Jurásico inferior, es decir, hace unos 200 Ma.

– El ajuste de áreas con la misma litoíogía, edad y/o continuidad estructural: La reconstrucción anterior está fuertemente respaldada por la continuidad de numerosos rasgos geológicos en masas continentales actualmente separadas, pero que aparecen unidas después de la reconstrucción. Uno de estos rasgos se refiere a los terrenos del Proterozoico y del Paleozoico de los continentes, una franja continua desde el este de Australia hasta Argentina, pasando por la Antártida y el sur de África, cuando los continentes del hemisferio sur son considerados en sus posiciones previas a la separación.

Pruebas paleontológicas

La distribución geográfica de los organismos fósiles se encuentra limitada en el pasado geológico por el tamaño de los océanos entre continentes. Cuando los continentes se rompen y comienzan a separarse, los organismos no pueden atravesar fácilmente los océanos implicados y tienden a evolucionar en grupos muy diversos y especializados sobre los diversos fragmentos continentales. De acuerdo con esto, es posible relacionar el origen de algunos grupos especializados y la extinción de otros con la rotura y colisión de continentes.

Así, por ejemplo, la diversidad de invertebrados parece correlacionarse con la fragmentación o con la unión continental, como se deduce a partir de otros métodos de reconstrucción de placas. Un aumento en la diversidad de invertebrados se correlaciona con un aumento en la fragmentación continental, y una disminución en la diversidad (causada por extinciones) se correlaciona con una unión de fragmentos continentales.

Los límites entre provincias faunísticas mayores se correlacionan habitualmente con zonas de sutura entre bloques continentales que entraron en colisión con posterioridad al desarrollo de las faunas. Así, la distribución biogeográfica de los trilobites cámbricos indica la existencia de varios continentes separados por cuencas oceánicas mayores durante el Paleozoico inferior.

Pruebas paleomagnéticas

La medida del magnetismo remanente de las rocas permite determinar la inclinación y la declinación del campo magnético en el momento en que las rocas se magnetizaron y hace posible, en consecuencia, la determinación de las localizaciones relativas de los polos magnéticos de la Tierra en el pasado geológico. La posición de los polos magnéticos varía a lo largo del tiempo, cambio que es conocido como “variación secular”.

El método paleomagnético implica la determinación de las posiciones del polo magnético para cada continente en función del tiempo geológico.

Los resultados obtenidos a partir de diferentes continentes son habitualmente comparados proyectando las trayectorias del movimiento aparente de los polos (MAP) para cada continente con relación a las posiciones actuales de cada continente (figura 5). Si todos los continentes mostrasen la misma MAP estaría claro que éstos no se habrían movido relativamente entre sí. Sin embargo, el hecho de que las trayectorias de viaje de los polos diverjan a medida que se retrocede en el tiempo indica que los continentes se han desplazado entre ellos.

Las observaciones realizadas a partir de las placas actuales indican que, tanto las placas continentales como las oceánicas, se mueven con mayor rapidez cuando una gran parte de sus límites está constituida por zonas de subducción.

Pruebas que verifican la Tectónica de Placas

Las pruebas que se exponen a continuación son las que han permitido verificar específicamente las teorías de la expansión del fondo oceánico y de la Tectónica de Placas.

– Anomalías magnéticas del fondo oceánico

La prueba definitiva de la expansión del fondo oceánico procede del estudio de las anomalías magnéticas lineales que caracterizan dicho fondo. Estas anomalías consisten en franjas magnéticas aproximadamente paralelas a las crestas de la dorsal. Presentan típicamente una anchura de 5 a 50 km y una longitud de cientos de kilómetros. Estas anomalías están producidas por distintas orientaciones del campo magnético en las rocas de la capa basáltica de la corteza oceánica.

Se sabe, por otro lado, que algunas rocas han adquirido magnetización en una dirección opuesta a la del campo magnético actual de la Tierra; esta magnetización se denomina “magnetización inversa” y parece actualmente claro que la mayor parte de ésta es adquirida durante períodos de polaridad inversa en el campo magnético terrestre. Según esta teoría las anomalías magnéticas tendrán una disposición simétrica respecto al eje de la dorsal y serán más antiguas a medida que se alejan de ésta. De acuerdo con esta teoría, se han definido los denominados “intervalos de polaridad” como períodos de tiempo en los cuales el campo magnético fue dominantemente normal o invertido. La datación radiométrica de las anomalías magnéticas en numerosas localidades del mundo ha permitido establecer una escala geomagnética de tiempo (o escala magnetoestratigráfica) que abarca los últimos 5 Ma.

Sobre la base de su duración media, se definen dos tipos de intervalos de polaridad: crones o épocas de polaridad (105-106 años de duración) y subcrones o eventos de polaridad (104-105 años de duración). Un cron puede incluir varios eventos de polaridad y ésta puede ser dominantemente normal, dominantemente invertida o incluso mixta.

Es posible, además, correlacionar las anomalías magnéticas lineales del fondo oceánico con intervalos de polaridad normal e invertida de la escala geomagnética de tiempo.

Por conveniencia, los geofísicos numeran las anomalías comenzando en el eje de la dorsal. Queda claro que las anomalías no aparecen a la misma distancia de las correspondientes dorsales. En consecuencia, las velocidades de expansión deben de haber variado de un área a otra.

Las correlaciones de las anomalías magnéticas con la distancia al eje de la dorsal indican que las velocidades de expansión en las cuencas del índico sur y del Pacífico norte han sido más variables y, en término medio, más rápidas que la velocidad de expansión del Atlántico sur.

No obstante, la escala geomagnética de tiempo no puede ser extrapolada más allá de unos 200 Ma, que es la edad de la corteza oceánica más antigua. Dado que la velocidad a la que se ha producido corteza oceánica en los últimos cientos millones de años es del orden de algunos centímetros por año, es improbable encontrar actualmente corteza oceánica más antigua que el Jurásico. Existen datos que sugieren que la edad media de la corteza oceánica actual es de unos 60 Ma, que es casi insignificante cuando se compara con la edad de la corteza continental, la cual es del orden de los 1.500 Ma. Sin embargo, las inversiones en el campo magnético terrestre que tuvieron lugar a lo largo del Fanerozoico han podido ser establecidas a partir de estudios en rocas continentales.

– Edad de los sedimentos y las rocas de los fondos oceánicos

Otra buena prueba de las teorías de la expansión del fondo oceánico y de la Tectónica de Placas, sobre la que se han anticipado algunas cuestiones, viene dada por la edad de los sedimentos existentes en los fondos oceánicos. Así, se ha observado que esta edad aumenta a medida que nos alejamos de la correspondiente dorsal oceánica, tal como cabe esperar a partir del modelo de la expansión del fondo oceánico. Igualmente, y tal como ya se ha visto, los sedimentos más antiguos encontrados en los fondos oceánicos son de edad jurásica, lo cual concuerda con el citado modelo y con el registro geológico existente en los márgenes continentales, cuyo ajuste geométrico ha sido constatado. Estos resultados son también acordes con las edades radiométricas encontradas en los basaltos de los fondos oceánicos.

– Distribución de los terremotos

Actualmente, los terremotos tienen lugar a lo largo de franjas estrechas, por lo que se ha interpretado que marcan los límites entre placas. En general, hay cuatro tipos de zonas sísmicas, distinguibles por sus distribuciones de hipocentros y por sus características geológicas; estas zonas son:

– Dorsales oceánicas.

– Zonas de subducción.

– Fallas transformantes.

– Límites intracontinentales.

Las dorsales oceánicas están caracterizadas por la existencia de terremotos de foco superficial (<70 km), los cuales están limitados a la zona de Rift. Los terremotos son generalmente de magnitud pequeña.

La actividad sísmica más frecuente e intensa ocurre sobre las zonas de subducción. Los focos van desde superficiales (unos 20 km) a profundos (700 km) y definen la zona de Benioff, que buza ángulos de moderados a altos hacia el continente.

Las fallas transformantes, al igual que las dorsales oceánicas, se caracterizan por la presencia de terremotos de foco superficial (menos de 50 km de profundidad) pero en este caso no están asociados en general a actividad volcánica. Los estudios indican movimientos horizontales hacia sentidos que se alejan de las dorsales oceánicas.

Las zonas de terremotos intracontinentales se caracterizan por presentar terremotos con profundidades menores a 100 km y estar asociadas a cordilleras modernas. Algunas de estas zonas se han interpretado como límites de colisión continente-continente.

– Medidas directas de los movimientos de placas

Una buena prueba de la teoría de la Tectónica de Placas viene dada por la confirmación, mediante diversas técnicas de medida, de los movimientos continentales predichos por dicha teoría.

Mecanismos de la Tectónica de Placas

Existe un acuerdo general en que las corrientes de convección en el manto representan el mecanismo esencial que impulsa la cinemática de las placas Htosfericas. Para impulsar el movimiento de las placas, se han propuesto dos tipos de modelos de convección:

– Modelos de convección profunda

Involucran a todo el manto o a la mayor parte de él, de forma que la rama ascendente de las corrientes de convección sube por debajo de las dorsales oceánicas.

– Modelos de convección estratificada

En este caso, la convección se produciría en dos niveles del manto; el más superficial tendría lugar en el manto superior y el más profundo en el inferior y tendría mayor dimensión vertical que el nivel superior. Ambos niveles estarían separados por la zona de transición del manto superior al inferior a una profundidad de unos 700 km. La dimensión horizontal de las células de los niveles superior e inferior sería la misma, de forma que las células de convección del nivel superior aparecerían acopladas por pares, una del nivel superior y otra del nivel inferior

La mayoría de los autores se pronuncian a favor de los modelos de convección profunda. Así, las anomalías de la gravedad de gran anchura y la gran superficie de las placas sugieren células de convección que se extienden a profundidades groseramente iguales al tamaño de las placas (del orden de los 3.000 km), concordantes por tanto con la profundidad de la base del manto.

A favor de la convección estratificada se ha señalado que la convección que afecta a todo el manto, no es consistente con el hecho de que no se observen terremotos con focos a profundidades superiores a los 700 km. Los modelos teóricos y experimentales de convección en materiales con las propiedades del manto no son definitivos, e indican que pueden existir modelos de convección muy irregulares e inestables y haber más de un tamaño de corrientes de convección en la Tierra.

La energía disponible para impulsar el movimiento de las placas es el calor generado en el interior de la Tierra y que es llevado a zonas más superficiales mediante corrientes de convección. Tales corrientes deben transmitir de algún modo el movimiento a las placas litosféricas, para lo cual se han propuesto dos modelos:

– Modelo de arrastre viscoso del manto

Este modelo supone que el límite superior más frío de las células de convección está constituido por el límite superior de la astenosfera, con lo cual las placas son impulsadas por el arrastre viscoso que la astenosfera ejerce sobre la base de la litosfera. El modelo implica convección hacia arriba bajo las dorsales oceánicas, expansión lateral que, a causa del gran acoplamiento entre litosfera y astenosfera, arrastra a las placas, y descenso por debajo de las fosas oceánicas. A medida que las células descienden, empujan la litosfera enfriada dentro de la astenosfera. La mayor parte de los modelos para la impulsión de placas reconocen la base de la litosfera como un límite térmico mayor a través del cual tiene lugar un desacoplamiento. Por consiguiente, el modelo de arrastre viscoso plantea numerosos problemas y no parece que sea el principal mecanismo responsable del movimiento de las placas.

– Modelo de arrastre de borde (o de flotación)

Supone que la propia litosfera actúa como capa límite superior fría de las células de convección y que las placas son impulsadas por fuerzas aplicadas en sus bordes. El movimiento de las placas está causado por una combinación de fuerzas como son el empuje hacia los lados, en las dorsales oceánicas, el deslizamiento gravitatorio de las placas, alejándose de las dorsales, y el arrastre de las placas desde sus bordes delanteros, a medida que descienden en las zonas de subducción. El modelo de la fuerza de borde da una explicación más satisfactoria de los problemas que plantea el movimiento de las placas que el modelo de arrastre viscoso, por lo cual es el mecanismo que tiene mayor aceptación en la actualidad.

Los modelos de convección por arrastre viscoso y por flotación no se excluyen entre sí, de forma que diversos aspectos de ambos modelos pueden operar actualmente en la Tierra.

La Tectónica de Placas a lo largo de la historia de la Tierra

Desde el punto de vista de las pruebas sobre la Tectónica de Placas, se pueden distinguir tres épocas:

– Desde la actualidad hasta el Jurásico inferior: Hace unos 180 Ma, la litosfera oceánica nos proporcionó numerosas pruebas de los movimientos de la litosfera que nos permiten reconstruir la distribución de continentes y océanos.

– Con anterioridad al Jurásico inferior: La subducción ha destruido la corteza oceánica y con ella, las mejores pruebas de la movilidad Htosférica. Aun así, para el período comprendido entre los 600 y 180 Ma, el paleomagnetismo de las rocas continentales, junto con las correlaciones basadas en los fósiles, nos permiten obtener una imagen aproximada de las posiciones de los continentes a lo largo de este período.

– Para antigüedades superiores a los 600 Ma: Los datos son más escasos. Desaparece la posibilidad de correlaciones paleontológicas, y los datos paleomágneticos, adquiridos a partir de rocas intensamente deformadas, son difíciles de interpretar. En consecuencia, los argumentos a favor de una Tectónica de Placas precámbrica, comparable a la actual, se reducen esencialmente a datos petrológicos y geoquímicos.