Placas Tectónicas

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Las Placas Tectónicas y sus Teorías

Es la Teoría que explica el movimiento a través de la superficie terrestre de las placas rígidas que componen la litosfera de la Tierra. Otros numerosos fenómenos geológicos, como las variaciones laterales del flujo de calor en la superficie, la fisiografía y la geología de las cuencas oceánicas y las diversas asociaciones de rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias, también pueden relacionarse lógicamente con la teoría de la tectónica de placas.

Teoría y pruebas

La teoría se basa en un modelo sencillo de la Tierra en el que se considera que una capa exterior rígida de 50-150 km de grosor, la litosfera, formada por la corteza oceánica y continental y el manto superior, se encuentra por encima de una astenosfera semiplástica más caliente y débil. La astenosfera, o zona de baja velocidad, se extiende desde la base de la litosfera hasta una profundidad de unos 700 km. La litosfera frágil está dividida en un mosaico de placas internamente rígidas que se mueven horizontalmente por la superficie de la Tierra unas respecto a otras. Sólo existe un pequeño número de placas litosféricas principales, que se muelen y rozan entre sí mientras se mueven de forma independiente como balsas de hielo sobre el agua. La mayor parte de la actividad dinámica, como la sismicidad, la deformación y la generación de magma, se produce únicamente a lo largo de los límites de las placas, y es en función de la distribución global de estos fenómenos tectónicos como se delimitan las placas. Véase también: Astenosfera; Interior de la Tierra; Litosfera

El modelo de tectónica de placas para la Tierra es coherente con la existencia de la propagación del suelo marino y la deriva continental. Existen pruebas convincentes de que ambos procesos se han producido al menos durante los últimos 600 millones de años (MYA). Estas pruebas incluyen los patrones de anomalías magnéticas del fondo marino, la escasez y la juventud de los sedimentos marinos en las cuencas oceánicas, las características topográficas del fondo marino y los indicios de cambios en la posición de los bloques continentales que pueden deducirse de los datos paleomagnéticos sobre las posiciones de los paleopolos, las observaciones paleontológicas y paleoclimatológicas, la coincidencia de los márgenes continentales y las provincias geológicas a través de los océanos actuales, y el estilo estructural y los tipos de roca encontrados en los antiguos cinturones montañosos. Véase también: Deriva continental; Margen continental

Movimiento de placas y límites

Las observaciones geológicas, los datos geofísicos y las consideraciones teóricas apoyan la existencia de tipos fundamentalmente distintos de límites de placas, denominados y clasificados en función de si las placas inmediatamente adyacentes se separan unas de otras (márgenes de placas divergentes), se acercan unas a otras (márgenes de placas convergentes) o se deslizan unas junto a otras en dirección paralela a su límite común (márgenes de placas transformantes). La figura 1 muestra las principales placas de la litosfera, los principales márgenes de las placas y el tipo de movimiento entre ellas. Los márgenes de las placas se reconocen fácilmente porque coinciden con zonas de actividad sísmica y volcánica; la actividad tectónica es escasa o nula lejos de los márgenes de las placas. Los límites de las placas pueden coincidir, aunque no necesariamente, con el contacto entre la corteza continental y la oceánica. La naturaleza del material de la corteza que recubre una placa en su límite puede controlar los procesos específicos que ocurren allí, particularmente a lo largo de los márgenes de las placas convergentes, pero en general la teoría de la tectónica de placas considera los bloques de la corteza continental como pasajeros pasivos que cabalgan sobre la superficie superior de las placas que se fragmentan, divergen y colisionan.

La velocidad a la que se mueven las placas varía de una placa a otra y dentro de partes de la misma placa, oscilando entre 2 y 20 cm por año. Esta velocidad se deduce de las estimaciones de las variaciones de la edad del fondo marino en función de la distancia a las crestas de las dorsales oceánicas. La edad del fondo marino puede medirse directamente utilizando datos paleontológicos o métodos de datación radiométrica a partir de material de perforación, o puede inferirse identificando y correlacionando el cinturón de anomalías magnéticas con la escala de tiempo paleomagnética.

Márgenes de placas divergentes

A medida que las placas se separan del eje del sistema de la dorsal oceánica media, el nuevo material volcánico que surge en el vacío forma una cinta de material nuevo, que se divide gradualmente por su centro a medida que el límite de separación de las placas continúa desarrollándose. Así, cada una de las placas que se separan acumula la mitad de una cinta de nueva litosfera, y de este modo se añade nueva litosfera y, por tanto, nueva superficie. El proceso se considera continuo, y el límite en el que se produce la separación se mantiene siempre en el centro del nuevo material. Véase también: Dorsal Medio-Oceánica

La acreción en cualquier límite de extensión suele ser bilateralmente simétrica. La morfología de las dorsales también es bastante simétrica y sistemática. El nuevo material que aflora en el eje de la dorsal está caliente y, por tanto, expandido y es menos denso que el material más antiguo que lo rodea. En consecuencia, el nuevo material es topográficamente más alto. A medida que el nuevo material se divide y se aleja del eje de la cresta, se enfría, se contrae, se vuelve más denso y se hunde. La densificación está causada por el efecto combinado de la contracción térmica pura y los cambios de fase impulsados térmicamente. El hundimiento es más rápido para la corteza oceánica recién generada y disminuye gradualmente de forma exponencial con el tiempo. Esta observación explica el hecho de que, en la sección transversal, la forma de la pendiente de las dorsales es más pronunciada en el eje de la dorsal y disminuye gradualmente por los flancos bajo los sedimentos abisales y hacia los continentes limítrofes. Dado que toda la litosfera oceánica conocida ha sido generada por la propagación en el eje de una dorsal, toda la litosfera oceánica forma parte del sistema de dorsales medio-oceánicas. Debido al modo sistemático en que se forma la morfología de las dorsales, la mayor parte de la corteza oceánica sigue la misma curva de subsidencia dependiente del tiempo dentro de un rango de error de unos 100 m. Esto significa que la misma curva de edad versus profundidad se ajusta a casi todas las partes del sistema de dorsales medio-oceánicas. El eje de la dorsal se encuentra a una profundidad de 2,75 km ± 100 m, y la litosfera oceánica de 30 MYA se encuentra a una profundidad de 4,37 km ± 100 m. Hay zonas excepcionales, como Islandia, donde el eje de la dorsal está por encima del nivel del mar.

Márgenes de placa convergentes (destructivos)

Dado que la Tierra no se expande ni se contrae, el aumento de litosfera que se crea a lo largo de los límites divergentes debe compensarse con la destrucción de litosfera en otros lugares. Las tasas de construcción y destrucción de litosfera global deben ser iguales, o el radio de la Tierra cambiaría. La destrucción o eliminación compensatoria de la litosfera se produce a lo largo de los márgenes de las placas convergentes (zonas de subducción) y se lleva a cabo mediante la subducción de placas y la colisión continental. Véase también: Zonas de subducción

A lo largo de las zonas de subducción, una placa se hunde bajo otra. La placa que desciende suele ser oceánica porque la litosfera continental, relativamente flotante, no puede subducirse bajo la litosfera oceánica, relativamente más densa. La placa superior o sobrepuesta puede ser litosfera continental o de arco insular, y ocasionalmente mesetas oceánicas como en el caso de Oregón y Alaska.

El buzamiento de las losas de empuje descendente varía, pero la media es de 45°. Los focos sísmicos a lo largo de las distintas zonas de subducción indican el ángulo de empuje de las placas, a menudo denominado plano de Benioff o zona de Wadati-Benioff. Este plano se aleja de las fosas oceánicas hacia los arcos volcánicos y los continentes adyacentes, y marca la superficie de deslizamiento entre las placas litosféricas en ascenso y en descenso. Las zonas de subducción están asociadas a cinturones sucesivos de terremotos superficiales (menos de 70 km), intermedios (70-300 km) y profundos (300-700 km). Las zonas de subducción también están asociadas al vulcanismo activo y al desarrollo de fosas oceánicas profundas. Estas características rodean la cuenca del Océano Pacífico.

En la placa superior suele haber una línea de volcanes andesíticos que forman una cadena paralela a la fosa. El vulcanismo se produce en el punto de la zona de subducción en el que la superficie superior de la litosfera descendente ha alcanzado una profundidad vertical de aproximadamente 120 km. Los materiales volcánicos surgen de la fusión parcial de la losa descendente. Los volcanes de la cadena de los Andes de Sudamérica y los arcos insulares del Pacífico, como Izu-Bonin y las Marianas, se han formado de esta manera.

Los márgenes de placas convergentes que desarrollan sistemas de arcos insulares adyacentes a sistemas de trincheras son geológicamente complejos. La región entre un arco insular volcánico y la fosa está formada por roca volcánica y sedimentos. Las corrientes de deslizamiento y turbidez transportan los sedimentos hacia el eje de la fosa. El sedimento de la fosa puede ser transferido desde la placa descendente al continente o arco insular. Por el contrario, un margen convergente sin un gran aporte de sedimentos puede ser erosionado durante la subducción. Véase también: Sistemas y ambientes deposicionales; Corriente de turbidez

Debido a la consideración de la densidad, la subducción requiere que al menos una de las dos placas convergentes sea oceánica. Si ambas placas convergentes están formadas por litosfera continental, se produce la colisión continental, pero no la subducción. La colisión continental da lugar a una reducción compensatoria de la anchura de la litosfera mediante el plegado y la compresión de la litosfera en cinturones móviles más estrechos y lineales. En estas colisiones, los sedimentos depositados a lo largo de los márgenes continentales y dentro de las cuencas oceánicas que se cierran se comprimen en una serie de pliegues y empujes apretados. Los fragmentos de corteza oceánica pueden ser empujados hacia las rocas continentales adyacentes (obducción) como sucesiones de ofiolitas. Un ejemplo clásico de cinturón de colisión continental es el cinturón del Himalaya, producido durante la Era Cenozoica por la convergencia del continente indio con Eurasia. Véase también: Ofiolita; Orogenia

Al igual que la divergencia de placas, la convergencia de placas produce un conjunto distintivo de tipos de rocas ígneas. Las zonas de subducción están marcadas por cinturones de volcanes predominantemente andesíticos, ya sea en arcos de islas situados hacia la tierra del sistema de trincheras (Japón y Filipinas) o a lo largo del borde de los bloques continentales que los sobrepasan (el cinturón de los Andes). Estos terranos volcánicos andesíticos suelen estar íntimamente asociados a rocas ígneas plutónicas, principalmente granodioritas. El origen de los magmas andesíticos y el predominio de los plutones granodioríticos dentro de los bloques continentales, con exclusión de la mayoría de las demás variedades de rocas ígneas, fueron desconcertantes hasta el desarrollo de la teoría de la tectónica de placas. En la actualidad, ambos parecen estar directamente relacionados con la generación de magmas madre mediante la fusión por fricción del basalto del fondo oceánico y la cubierta sedimentaria suprayacente a lo largo de las zonas de subducción. También se produce una fusión parcial de la corteza inferior y del manto superior. Véase también: Basalto; Granodiorita; Rocas ígneas; Magma; Volcán

La subducción de placas y la colisión continental también pueden explicar el origen de otras dos secuencias rocosas desconcertantes que suelen encontrarse en los cinturones montañosos: la mélange y los terranos azulados. La mélange, un conjunto heterogéneo de bloques angulosos intensamente cizallados y mal clasificados en una matriz de grano fino, se genera probablemente a poca profundidad a lo largo de las zonas de subducción cuando la corteza oceánica y la cubierta sedimentaria suprayacente de la placa descendente son raspadas y aplastadas contra la placa dominante. Los terranos azulados (su color azul oscuro se debe a la presencia de varios minerales metamórficos de baja temperatura y alta presión, como el glaucofano, la lawsonita y la jadeíta) se presentan en cinturones dentro de las cadenas montañosas, paralelos pero externos (hacia el océano) a las facies metamórficas emparejadas más convencionales de los terranos verdeados. Las peculiares condiciones físicas requeridas por la facies blueschista, gran profundidad de enterramiento (más de 10 mi o 16 km) pero temperatura moderada (390-800°F o 200-450°C), deben generarse a lo largo de las zonas de subducción cuando la placa litosférica descendente se hunde a un ritmo mayor del que el gradiente geotérmico local puede calentarla. Véase también: Blueschist

Márgenes de placas transformantes

Las fallas de transformación son siempre fallas de deslizamiento. Se producen cuando el movimiento relativo entre las dos placas es paralelo al límite que las separa. Pueden unir una cresta con otra cresta, una cresta con una fosa o una fosa con otra fosa. Las transformaciones cresta-trinchera siempre cambiarán de longitud con el tiempo. Una transformación fosa-trinchera puede alargarse, encogerse o permanecer constante, dependiendo de cuál de las placas que forman el sistema de subducción sea la placa descendente. Una transformación que une dos ejes de cresta no cambiará de longitud con el tiempo. Véase también: Falla y estructuras de falla; Falla de transformación

En primer lugar, consideremos las transformaciones cresta-cresta. Los datos de los epicentros de los terremotos muestran que éstos sólo se producen a lo largo de los ejes de las crestas y de las transformaciones que las conectan. Los estudios de los terremotos que se producen en una falla de transformación cresta-cresta muestran que el primer movimiento fue un deslizamiento de golpe paralelo a la dirección de la transformación y opuesto al sentido de desplazamiento del eje de la cresta. Si los ejes de las crestas están desplazados lateralmente a la izquierda, el movimiento relativo a través de la transformación que une las crestas será lateral a la derecha cuando las placas se separen. El movimiento de la falla se produce de forma espasmódica. La deformación se produce a ambos lados de la falla hasta que se alcanza el límite elástico y se produce la ruptura, provocando un terremoto. Véase también: Terremoto

También se asocia a la transformación un valle de rift muy estrecho y profundo. Sin embargo, debido al enfriamiento dependiente del tiempo, la litosfera oceánica se contrae horizontalmente. Esta contracción provoca el agrietamiento de la placa litosférica y el ensanchamiento y separación de la grieta asociada a la zona de fractura. Las zonas de fractura jóvenes se caracterizan por una escarpa y una fisura profunda a lo largo de su longitud. La magnitud del desplazamiento vertical disminuye con la edad y la fisura tiende a ensancharse. En los flancos inferiores de las crestas, la turbiedad de las llanuras abisales suele introducirse en la zona de fractura. Las zonas de fractura forman largos rasgos curvilíneos a lo largo de los océanos y son cartografiables sólo por su morfología. Véase también: Valle del Rift

Las numerosas fallas de deslizamiento, que desplazan segmentos del sistema de dorsales medio-oceánicas, son ejemplos clásicos de límites de placas de transformación. El sistema de San Andrés de California, que desplaza partes de la Dorsal del Pacífico Oriental, es probablemente el ejemplo más conocido. Las fallas de transformación muestran desplazamientos laterales aparentes de muchas decenas o incluso cientos de kilómetros. Ocasionalmente, la extensión y la consiguiente actividad ígnea pueden producirse en una falla de transformación.

Triple cruce

El punto en el que se unen los límites entre tres pares de placas se conoce como triple unión. Dado que el armazón de la litosfera terrestre está segmentado en un mosaico, el límite entre dos placas cualesquiera debe terminar en una triple unión. Las uniones cuádruples son teóricamente posibles, pero, salvo en circunstancias muy inusuales, degeneran inmediatamente en dos uniones triples. La figura 1 muestra una serie de uniones triples que varían en cuanto a los tipos de límites que se encuentran y en cuanto a la geometría.

Cuando tres cuerpos se mueven entre sí a través de una superficie esférica, si se conoce el movimiento relativo de cada uno de los dos pares de placas, se puede determinar el movimiento relativo del tercer par. En el caso de una superficie esférica, el movimiento relativo entre dos placas puede representarse mediante un vector que pasa por el polo del movimiento relativo instantáneo, siendo la longitud del vector proporcional a la velocidad de rotación. El movimiento relativo de tres placas o cuerpos en una esfera puede representarse mediante tres vectores de este tipo. Cada vector da el movimiento relativo instantáneo de dos de las tres placas. Así, tres de estos vectores describen completamente el movimiento relativo de las tres placas y deben sumar cero.

La orientación del límite entre estas placas determinará el tipo de interacción en el límite (es decir, propagación, subducción o transformación). Hay una serie de posibles uniones triples. Las placas de Cocos, del Pacífico y de Nazca se unen en una triple unión cresta-cresta. Este es un ejemplo de una triple unión estable, es decir, la triple unión se mueve en una dirección constante y a una velocidad constante con respecto a cada una de las placas. Otras uniones triples son inestables o transitorias, como una unión triple cresta-transformación que cambiará inmediatamente a una unión triple cresta-transformación. Las uniones triples más importantes desde el punto de vista geológico son las que migran a lo largo de un límite. En consecuencia, el límite a lo largo del cual se desplaza la triple unión experimentará un cambio en la dirección del movimiento relativo. Si el cambio de movimiento relativo es radical, puede producirse un cambio de estilo tectónico. Este tipo de interacción de placas se produjo en el límite occidental de la Placa Norteamericana durante el Cenozoico, y ha dado lugar a un cambio transgresivo en el tiempo, de sur a norte, de subducción a deslizamiento de golpe. Esto se refleja en el registro geológico como un cambio de tectónica compresiva con empuje, plegado y volcanismo de arco andino o insular a deslizamiento de golpe, como ocurre a lo largo de la Falla de San Andrés.

Puntos calientes y plumas del manto

Se ha propuesto la existencia de penachos convectivos que se originan en el manto profundo desde debajo del nivel de la astenosfera y que ascienden hasta el fondo de la litosfera. Se cree que en la actualidad existen unos 14 penachos convectivos importantes. Se cree que estas plumas son casi estacionarias entre sí, por lo que pueden utilizarse como puntos de referencia respecto a los cuales se mueven todas las placas. Los penachos del manto, más que las corrientes de convección, pueden ser también el mecanismo impulsor del movimiento de las placas. Las dos últimas hipótesis no son condiciones necesarias para la validez de la primera. En otras palabras, es posible que haya penachos del manto que asciendan hasta el fondo de la litosfera, pero puede que no sean estacionarios entre sí y que no proporcionen el mecanismo impulsor de las placas. La principal pista de la existencia de puntos calientes son las líneas de volcanes intraplaca que quedan como huella del paso.

Cuando una placa pasa por encima de un punto caliente, éste se abre paso a través de la placa. Esto libera magma volátil y eruptivo en la superficie de la placa. Un ejemplo clásico de las consecuencias “volcánicas” del paso de una placa sobre un punto caliente es la cadena de montes submarinos Hawái-Emperador. Hawái y las islas inmediatas a ella son volcánicamente activas en la actualidad. El resto de las islas y montes submarinos de las cadenas Hawaiana y Emperador están inactivos, pero todos son de origen volcánico. Las islas y los montes submarinos son secuencialmente más antiguos hacia el oeste-noroeste a lo largo de las cadenas hawaianas y son progresivamente más antiguos hacia el norte-noroeste a lo largo de la cadena de montes submarinos Emperador. Como explicación, se ha planteado la hipótesis de que la placa del Pacífico se desplazó primero hacia el norte-noroeste y luego hacia el oeste-noroeste sobre un único punto caliente. Se supone que otras cadenas de montes submarinos del Pacífico, como las de las Islas Line, el archipiélago de Tuamotu y la cadena de montes submarinos austral, tienen un origen similar. Véase también: Puntos calientes (geología); Islas oceánicas

En el Atlántico, los rasgos que se consideran huellas de puntos calientes importantes son Islandia y la Dorsal de las Islas Feroe, la cadena de montes submarinos de Nueva Inglaterra, la cadena de montes submarinos de Columbia, la Dorsal de Río Grande y la Dorsal de Walvis; y en el océano Índico, la Dorsal del Noventa Este es un rasgo análogo. Se ha estimado la progresión de la edad a lo largo de cada uno de estos rasgos; se ha puesto a prueba la teoría de que estos puntos calientes han permanecido fijos en su posición con respecto a los demás. Los resultados indican que puede producirse algún movimiento relativo, pero parece ser un orden de magnitud inferior a la tasa de movimiento interplaca generalmente observada.

La hipótesis de los puntos calientes es un complemento importante de la tectónica de placas. No hay duda de que se producen puntos calientes o penachos de algún tipo. El vulcanismo intraplaca parece ser a menudo una manifestación de su existencia. Si, además, los puntos calientes resultan ser esencialmente estables con respecto al eje de rotación, pueden ser útiles como marco de referencia. Podrían servir como restricción latitudinal además de los datos paleomagnéticos. También podrían ser muy útiles para encontrar el movimiento relativo entre placas que han sido separadas por zonas de subducción o fallas de transformación (es decir, el movimiento relativo Pacífico-América del Norte).

Datos verificados por: Thompson
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Las Placas Tectónicas: Resumen

Desde finales del siglo XX algunos geólogos han defendido el concepto de deriva continental basándose en:

• el encaje del rompecabezas de las costas de ambos lados del Atlántico
• las similitudes geológicas en las edades de las rocas y las tendencias de las estructuras geológicas en los lados opuestos del Atlántico
• las pruebas fósiles que sugieren que los continentes estuvieron unidos en un momento dado
• la distribución de los depósitos glaciares y otras pruebas paleoclimáticas.

Actualmente, los estudios sobre las fuerzas impulsoras de las placas se centran en descubrir la naturaleza exacta de la convección del manto. Las cuestiones que se están abordando son las siguientes:

• ¿Dónde se originan las fuerzas impulsoras de las placas?
• ¿A qué profundidad se produce el reciclaje?
• ¿Cuál es la naturaleza de las corrientes de convección ascendentes?

El ensamblaje y la posterior ruptura de Pangea representan un ejemplo sorprendente de los efectos de la tectónica de placas que actúan a lo largo del tiempo geológico. La historia comienza con la ruptura del antiguo supercontinente de Rodinia hace 750 millones de años. Los procesos de tectónica de placas dispersaron los fragmentos de Rodinia formando un sistema de antiguos continentes que existió desde finales del Proterozoico hasta gran parte del Paleozoico. Los continuos movimientos tectónicos acabaron provocando una serie de colisiones continentales y la reformación de los antiguos continentes en Pangea. El ensamblaje se completó durante el Triásico temprano, hace unos 240 millones de años. Entonces, hace unos 200 millones de años, comenzó a abrirse la grieta que se convertiría en la Dorsal Atlántica y la separación de Pangea estaba en marcha.

A principios del Cenezoico, la India ya se había acercado a Asia y el mar de Tethys, que había separado a África de Eurasia, comenzó a cerrarse para convertirse en el moderno mar interior que conocemos como el Mediterráneo. Los continuos cambios durante el Cenozoico produjeron nuestro mundo moderno y su geografía.

Existen tres tipos principales de límites entre las placas litosféricas:

• los límites divergentes, en los que las placas se separan
• los límites convergentes, en los que las placas se mueven juntas y una de ellas suele subducirse bajo la otra
• los límites transformantes, en los que las placas se deslizan unas sobre otras.

Otros aspectos importantes:

• En la última mitad del siglo XX se formularon los principales elementos de la teoría de la tectónica de placas. A partir de la década de 1940 (Segunda Guerra Mundial), la cartografía de los fondos oceánicos comenzó a revelar los principales rasgos geológicos de los mismos. Entonces, la coincidencia entre los patrones de anomalías magnéticas en el fondo marino con la escala temporal paleomagnética reveló que el fondo oceánico tenía una edad geológica joven y era sistemáticamente más antiguo lejos de los sistemas de dorsales oceánicas. A partir de estas y otras observaciones se desarrollaron los conceptos de propagación del fondo marino, subducción y fallas de transformación.
• Según la teoría de la tectónica de placas, la litosfera de la Tierra está dividida en una docena de placas móviles. Las placas se deslizan sobre una astenosfera débil y parcialmente fundida, y los continentes, incrustados en algunas de las placas móviles, son arrastrados.
• Los volcanes, los terremotos y la deformación de la corteza se concentran a lo largo de los límites activos de las placas. Las montañas suelen formarse a lo largo de los límites de las placas convergentes y transformantes. Cuando los límites de las placas divergentes están expuestos en tierra, son típicas las cuencas de subsidencia y el vulcanismo máfico.
• Se han utilizado varios métodos para estimar y medir el ritmo y la dirección de los movimientos de las placas.Entre las Líneas En la actualidad, las tasas de desplazamiento del fondo marino varían entre unos pocos y 24 cm por año.
• Las isocronas del fondo marino proporcionan la base para reconstruir los movimientos de las placas de los últimos 200 millones de años. Cada tipo de límite de placa se caracteriza por conjuntos de rocas distintos. Gracias a los conjuntos de rocas de diagnóstico incrustadas en los continentes y a los datos paleoambientales registrados por los fósiles y las rocas sedimentarias, los geólogos han podido reconstruir los antiguos acontecimientos tectónicos de las placas y sus configuraciones.
• El calor interno de la Tierra, la convección de materia caliente y fría dentro del manto, la fuerza de la gravedad y la existencia de una astenosfera son factores importantes en cualquier modelo del mecanismo impulsor de la tectónica de placas.

Datos verificados por: Brooks

Las Placas Tectónicas y el forzamiento endógeno

Véase también la información sobre el suelo marino.

Hace poco más de medio siglo, todavía era posible pensar que los sedimentos del fondo marino profundo ofrecían información de todo el Fanerozoico, es decir, de los últimos 500 millones de años. De hecho, algunos geólogos pensaron que el registro de las profundidades marinas podría llevarnos de vuelta incluso al Precámbrico, a épocas de hace mil millones de años, o más. Hoy en día, ya no es posible albergar tales pensamientos. El fondo marino profundo es joven, geológicamente hablando. Los sedimentos más antiguos recuperados tienen unos 150 millones de años, es decir, menos del 5% de la edad acordada a las rocas antiguas en tierra.

Informaciones

Los depósitos de las profundidades marinas más antiguos que el Jurásico presumiblemente existieron en algún momento, pero se cree que desaparecieron, entrando en el manto por subducción en las trincheras.

La principal actividad relevante que proporciona el forzamiento de la tectónica de placas está en el manto de la Tierra. No se sabe exactamente cómo opera el manto en el contexto de la tectónica de placas.

La “extensión del fondo marino” es responsable de la cresta oceánica media del mundo y del Atlántico. La actividad volcánica asociada a la subducción es rampante en toda la cuenca del Pacífico (de ahí la etiqueta “Anillo de Fuego” para el margen del Pacífico). Es especialmente evidente en América del Sur, pero también en la costa occidental septentrional de los Estados Unidos, en Alaska y en el Japón. Los terremotos generados en los cinturones de subducción pueden producir, y de hecho producen, “tsunamis”, es decir, olas que viajan sobre la superficie del océano a la velocidad de los aviones a reacción y que crecen a un tamaño enorme en aguas poco profundas.

Basado en la experiencia de varios autores, mis opiniones, perspectivas y recomendaciones se expresarán a continuación (o en otros lugares de esta plataforma, respecto a las características en 2026 o antes, y el futuro de esta cuestión):

Perforación en los océanos profundos: Descubriendo nuevos mundos

El surgimiento del nuevo paradigma (modelo, patrón o marco conceptual, o teoría que sirve de modelo a seguir para resolver alguna situación determinada) tectónico alentó enormemente el lanzamiento de una gran empresa en la geología marina: la exploración del fondo marino profundo mediante perforación. (Tal vez sea de interés más investigación sobre el concepto). De hecho, quizás el resultado más celebrado de la perforación profunda fue el apoyo obtenido por la tectónica de placas durante la tercera etapa del Proyecto de Perforación de las Profundidades del Mar (DSDP). La perforación proporcionó largas secuencias. Como resultado, los cambios en el medio ambiente del mar podían ser reconstruidos en los últimos 100 millones de años con cierto detalle. Así, el otro resultado importante de la perforación fue el establecimiento de una historia a largo plazo (véase más detalles en esta plataforma general) de los océanos profundos centrada en el cambio medioambiental.

La historia oceánica a largo plazo (véase más detalles en esta plataforma general) se había abordado antes, por supuesto, basándose en los sedimentos de la plataforma. Era parte del conocimiento geológico general que hubo un gran enfriamiento del planeta en los últimos 40 millones de años que culminó en los ciclos de la edad de hielo del norte que comenzaron no hace mucho tiempo, geológicamente hablando.

Puntualización

Sin embargo, la historia del enfriamiento se documentó claramente por primera vez mediante la perforación de los sedimentos cenozoicos en el fondo marino profundo y el ciclo del hielo mediante el uso de isótopos de oxígeno. Los buques perforadores fueron el Glomar Challenger y más tarde el JOIDES Resolution. El registro en tierra es irregular e incompleto por naturaleza – la tierra se erosiona y entrega sedimentos al mar. Esto hace sospechosos todos los argumentos terrestres sobre el ritmo de la evolución, como ya lo señaló Darwin (Charles Robert Darwin, 1809-1882; véase “darwinismo social” y “selección natural”). Sólo el registro en las profundidades oceánicas puede prometer secuencias completas, e incluso aquí las lagunas (llamadas “hiatos”) demostraron ser bastante comunes, frustrando muchos esfuerzos de reconstrucción.

La tendencia general de enfriamiento de alta latitud y aguas profundas se ha atribuido a la elevación de las montañas (es decir, al forzamiento endógeno o basado en el manto que implica la tectónica de placas). La construcción de montañas cambió el campo de viento (y por lo tanto la distribución del calor) y el albedo del planeta.

Otros Elementos

Además, probablemente aumentó las tasas de meteorización y, por lo tanto, disminuyó las concentraciones de dióxido de carbono en el aire. Los mismos agentes basados en la construcción de montañas, por extensión del argumento, fueron presumiblemente responsables del inicio de las edades de hielo del norte.

Datos verificados por: LI

Meteorización, erosión y pérdida de masa: Interacciones entre el clima y los sistemas de placas tectónicas

Nota: para más información sobre el sistema climático, véase aquí.

La meteorización se refiere a los procesos del ciclo de las rocas que aplastan las montañas.Entre las Líneas En la descomposición intervienen procesos químicos y físicos. Cuatro factores clave controlan la velocidad a la que se produce la meteorización:

• las propiedades de la roca madre,
• el clima,
• la presencia o ausencia de suelo y
• el tiempo de exposición a la atmósfera.

El funcionamiento de la meteorización química queda bien ilustrado con tres ejemplos:

• En primer lugar, la meteorización química de los feldespatos, que son el mineral de silicato más abundante en la corteza terrestre, ilustra cómo el agua, con la ayuda del ácido carbónico, puede transformar los feldespatos en minerales de arcilla y disolver la sílice y las sales (cationes).
• En segundo lugar, la reacción de la calcita y otros minerales carbonatados que componen la caliza ejemplifica el papel que desempeña el agua naturalmente ácida en la disolución de las rocas.
• En tercer lugar, la reacción del oxígeno con el hierro de los minerales de ferromagnesio, como el piroxeno, ilustra la oxidación.

La meteorización física implica una serie de procesos que rompen la roca en fragmentos. La meteorización física es promovida por la meteorización química que debilita los límites de los granos dentro de la roca. La meteorización física también promueve la meteorización química al aumentar la superficie de los fragmentos de roca rotos.

El acuñamiento de las heladas, la cristalización de minerales como las sales y los procesos vitales desempeñan un papel importante en la rotura de la roca.

Los suelos, el residuo de la meteorización, son un producto de la meteorización química de la roca que se ha prolongado durante mucho tiempo. La formación de los suelos se ve más afectada por el clima.

La composición de la roca madre, los procesos vitales, la topografía, los organismos vivos y el tiempo son también factores importantes en la formación del suelo.

Informaciones

Los doce tipos de suelo son el resultado del efecto combinado de estos cinco procesos.

Los movimientos de masa son transferencias de grandes masas de material inducidas por la gravedad.

Los deslizamientos, flujos o caídas de grandes masas de material rocoso hacia abajo se producen cuando la fuerza de la gravedad supera la resistencia de los materiales del talud. Estos movimientos pueden ser provocados por terremotos, la absorción (véase su concepto jurídico) de grandes cantidades de agua durante lluvias torrenciales, la socavación por la crecida de los ríos, las actividades humanas u otros procesos geológicos.

El agua absorbida por el material del talud contribuye a la inestabilidad de dos maneras:

• reduciendo la fricción interna (y, por tanto, la resistencia al flujo) y
• lubricando los planos de debilidad de la ladera.

Otros aspectos importantes:

• Los tres factores más importantes que aumentan la posibilidad de que se produzcan movimientos en masa son: la pendiente de la ladera, la naturaleza de la roca que la compone y el contenido de agua. Aunque las laderas empinadas son propensas a los movimientos en masa, las de pocos grados de inclinación también pueden fallar de forma catastrófica.
• Los taludes se vuelven inestables cuando adquieren una inclinación superior al ángulo de reposo, el ángulo de inclinación máximo que asumirá el material no consolidado. Los taludes de material consolidado también pueden volverse inestables cuando se empinan en exceso o se les quita la vegetación. La erosión de los ríos y los glaciares, así como las actividades humanas, pueden aumentar la pendiente de las laderas y, por tanto, el potencial de movimiento de masas.
• La composición, la textura y la estructura geológica del material de la ladera son otros factores importantes que influyen en el potencial de fallo de la misma. Por ejemplo, las rocas con alto contenido en arcilla tienden a ser débiles y pueden licuarse. Las capas tituladas de rocas sedimentarias o volcánicas son más propensas a fallar a lo largo de los planos de estratificación cuando la estratificación es paralela a la pendiente. El fallo de las rocas metamórficas foliadas es más probable que ocurra en paralelo a la dirección de la foliación.
• Los peligros y daños asociados a los movimientos de masas pueden minimizarse mediante una cuidadosa evaluación geológica, ingeniería y políticas de uso del suelo que restrinjan el desarrollo en laderas inestables.

Datos verificados por: Brooks

Recursos

Traducción al Inglés

Traducción al inglés de Placas Tectónicas: Plate tectonics.

Véase También

Circulación atmosférica – Proceso que distribuye la energía térmica sobre la superficie de la Tierra
Conservación del momento angular
Historia geológica de la Tierra – Secuencia de los principales acontecimientos geológicos en el pasado de la Tierra
Geodinámica – Estudio de la dinámica de la Tierra
Geosinclinal
GPlates – Software de aplicación de código abierto para reconstrucciones interactivas de placas tectónicas
Esquema de la tectónica de placas – Lista jerarquizada de artículos relacionados con la tectónica de placas
Lista de características topográficas submarinas – Formas terrestres y elementos topográficos oceánicos.
Ciclo de los supercontinentes – Agregación y dispersión casi periódica de la corteza continental de la Tierra
Tectónica – Procesos que controlan la estructura y las propiedades de la corteza terrestre y su evolución en el tiempo
Geodinámica
Teorías de la geología
Sismología
Litosfera

Bibliografía

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