Tectónica de placas

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Geología
Ciencia de la Tierra sólida
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Componentes clave Minerales Roca ( ígnea) Sedimentario Metamórfico ) Sedimento Tectónica de placas Estratos Desgaste Erosión Escala de tiempo geológico
Leyes, principios, teorías Principios estratigráficos Principio de horizontalidad original Ley de superposición Principio de continuidad lateral Principio de relaciones transversales Principio de sucesión faunística Principio de inclusiones y componentes Ley de Walther
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La tectónica de placas (del latín tectonicus , del griego antiguo τεκτονικός ( tektonikós )  'relativo a la construcción') ^[1] es la teoría científica de que la litosfera de la Tierra está compuesta por una serie de grandes placas tectónicas , que se han estado moviendo lentamente desde hace 3-4 mil millones de años. ^{[2] [3] [4]} El modelo se basa en el concepto de deriva continental , una idea desarrollada durante las primeras décadas del siglo XX. La tectónica de placas llegó a ser aceptada por los geocientíficos después de que se validara la expansión del fondo marino a mediados y fines de la década de 1960.

La litosfera de la Tierra, la capa exterior rígida del planeta que incluye la corteza y el manto superior , está fracturada en siete u ocho placas principales (dependiendo de cómo se definan) y muchas placas menores o "plaquetas". Donde las placas se encuentran, su movimiento relativo determina el tipo de límite de placa (o falla ): convergente , divergente o transformante . El movimiento relativo de las placas normalmente varía de cero a 10 cm anuales. ^[5] Las fallas tienden a ser geológicamente activas, experimentando terremotos , actividad volcánica , formación de montañas y formación de fosas oceánicas .

Las placas tectónicas están compuestas por la litosfera oceánica y la litosfera continental, más gruesa, cada una cubierta por su propio tipo de corteza. A lo largo de los límites convergentes de las placas , el proceso de subducción lleva el borde de una placa hacia abajo, debajo de la otra, hasta el manto . Este proceso reduce la superficie total (corteza) de la Tierra. La superficie perdida se equilibra con la formación de nueva corteza oceánica a lo largo de los márgenes divergentes por la expansión del fondo marino, manteniendo la superficie total constante en una "cinta transportadora" tectónica.

Las placas tectónicas son relativamente rígidas y flotan a través de la astenosfera dúctil que se encuentra debajo. Las variaciones de densidad lateral en el manto dan lugar a corrientes de convección , el lento movimiento de arrastre del manto sólido de la Tierra. En una dorsal que se extiende por el fondo marino , las placas se alejan de la dorsal, que es un alto topográfico , y la corteza recién formada se enfría a medida que se aleja, aumentando su densidad y contribuyendo al movimiento. En una zona de subducción, la corteza oceánica relativamente fría y densa se hunde en el manto, formando la rama convectiva descendente de una célula del manto , ^[6] que es el impulsor más fuerte del movimiento de las placas. ^{[7] [8]} La importancia relativa y la interacción de otros factores propuestos, como la convección activa, el afloramiento dentro del manto y el arrastre de marea de la Luna, siguen siendo objeto de debate.

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Las capas externas de la Tierra se dividen en litosfera y astenosfera . La división se basa en las diferencias en las propiedades mecánicas y en el método de transferencia de calor . La litosfera es más fría y rígida, mientras que la astenosfera es más caliente y fluye con mayor facilidad. En términos de transferencia de calor, la litosfera pierde calor por conducción , mientras que la astenosfera también transfiere calor por convección y tiene un gradiente de temperatura casi adiabático . Esta división no debe confundirse con la subdivisión química de estas mismas capas en el manto (que comprende tanto la astenosfera como la porción del manto de la litosfera) y la corteza: un trozo determinado del manto puede ser parte de la litosfera o de la astenosfera en diferentes momentos dependiendo de su temperatura y presión.

El principio clave de la tectónica de placas es que la litosfera existe como placas tectónicas separadas y distintas , que se desplazan sobre un sólido fluido, la astenosfera . Los movimientos de las placas varían de 10 a 40 milímetros por año (0,4 a 1,6 pulgadas por año) en la dorsal mesoatlántica (aproximadamente tan rápido como crecen las uñas ), a unos 160 milímetros por año (6,3 pulgadas por año) en la placa de Nazca (aproximadamente tan rápido como crece el cabello ). ^{[9] [10]}

Las placas tectónicas de la litosfera consisten en un manto litosférico cubierto por uno o dos tipos de material de la corteza: corteza oceánica (en textos más antiguos llamada sima de silicio y magnesio ) y corteza continental ( sial de silicio y aluminio ). La distinción entre corteza oceánica y corteza continental se basa en sus modos de formación. La corteza oceánica se forma en los centros de expansión del fondo marino. La corteza continental se forma a través del vulcanismo de arco y la acreción de terrenos a través de procesos tectónicos de placas. La corteza oceánica es más densa que la corteza continental porque tiene menos silicio y más elementos más pesados ​​que la corteza continental . ^{[11] [12]} Como resultado de esta diferencia de densidad, la corteza oceánica generalmente se encuentra por debajo del nivel del mar , mientras que la corteza continental se proyecta flotantemente por encima del nivel del mar.

La litosfera oceánica promedio tiene un espesor típico de 100 km (62 mi). ^[13] Su espesor es una función de su edad. A medida que pasa el tiempo, se enfría al conducir el calor desde abajo y liberarlo radiactivamente al espacio. El manto adyacente que se encuentra debajo se enfría por este proceso y se agrega a su base. Debido a que se forma en las dorsales oceánicas y se extiende hacia afuera, su espesor es una función de su distancia desde la dorsal oceánica donde se formó. Para una distancia típica que la litosfera oceánica debe recorrer antes de ser subducida, el espesor varía de aproximadamente 6 km (4 mi) en las dorsales oceánicas a más de 100 km (62 mi) en las zonas de subducción . Para distancias más cortas o más largas, la zona de subducción, y por lo tanto también el espesor medio, se vuelven más pequeños o más grandes, respectivamente. ^[14] La litosfera continental suele tener un espesor de unos 200 km (120 mi), aunque esto varía considerablemente entre cuencas, cadenas montañosas e interiores cratónicos estables de los continentes.

El lugar donde se encuentran dos placas se denomina límite de placa . Los límites de placa son donde ocurren eventos geológicos, como terremotos y la creación de características topográficas como montañas , volcanes , dorsales oceánicas y fosas oceánicas . La gran mayoría de los volcanes activos del mundo se encuentran a lo largo de los límites de placa, siendo el Anillo de Fuego de la Placa del Pacífico el más activo y ampliamente conocido. Algunos volcanes se encuentran en el interior de las placas, y estos se han atribuido de diversas formas a la deformación interna de la placa ^[15] y a las columnas del manto.

Las placas tectónicas pueden incluir corteza continental o corteza oceánica, o ambas. Por ejemplo, la placa africana incluye el continente y partes del fondo de los océanos Atlántico e Índico .

Algunos trozos de corteza oceánica, conocidos como ofiolitas , no lograron subducirse bajo la corteza continental en los límites destructivos de las placas; en cambio, estos fragmentos de corteza oceánica fueron empujados hacia arriba y se preservaron dentro de la corteza continental.

Existen tres tipos de límites de placas, ^[16] caracterizados por la forma en que las placas se mueven entre sí. Están asociados con diferentes tipos de fenómenos superficiales. Los diferentes tipos de límites de placas son: ^{[17] [18]}

• Límites divergentes ( límites constructivos o límites extensionales ). Estos son donde dos placas se deslizan separándose una de otra. En zonas de rifting de océano a océano, los límites divergentes se forman por expansión del fondo marino, lo que permite la formación de una nueva cuenca oceánica , por ejemplo, la dorsal mesoatlántica y la dorsal del Pacífico oriental . A medida que la placa oceánica se divide, la dorsal se forma en el centro de expansión, la cuenca oceánica se expande y, finalmente, el área de la placa aumenta causando muchos volcanes pequeños y/o terremotos superficiales. En zonas de rifting de continente a continente, los límites divergentes pueden causar la formación de una nueva cuenca oceánica a medida que el continente se divide, se extiende, la grieta central colapsa y el océano llena la cuenca, por ejemplo, el Rift de África Oriental , el Rift del Baikal , el Rift de la Antártida Occidental , el Rift del Río Grande .

• Los límites convergentes ( límites destructivos o márgenes activos ) ocurren cuando dos placas se deslizan una hacia la otra para formar una zona de subducción (una placa se mueve debajo de la otra) o una colisión continental .

Las zonas de subducción son de dos tipos: subducción océano-continente, donde la litosfera oceánica densa se hunde debajo del continente menos denso, o subducción océano-océano, donde la corteza oceánica más antigua, más fría y más densa se desliza debajo de la corteza oceánica menos densa. Las fosas marinas profundas suelen estar asociadas a las zonas de subducción, y las cuencas que se desarrollan a lo largo del límite activo suelen denominarse "cuencas de antepaís".

Los terremotos siguen el camino de la placa que desciende hacia la astenosfera, se forma una fosa y, a medida que la placa subducida se calienta, libera sustancias volátiles, principalmente agua de minerales hidratados , en el manto circundante. La adición de agua reduce el punto de fusión del material del manto por encima de la placa en subducción, lo que hace que se derrita. El magma resultante suele provocar vulcanismo. ^[19]

En las zonas de subducción de océano a océano se forma una fosa profunda en forma de arco. El manto superior de la placa subducida se calienta y el magma asciende para formar cadenas curvas de islas volcánicas, por ejemplo, las islas Aleutianas , las islas Marianas y el arco insular japonés .

En las zonas de subducción de océano a continente se forman cadenas montañosas, por ejemplo, los Andes y la Cordillera de las Cascadas .

En las zonas de colisión continental convergen dos masas de litosfera continental. Como tienen una densidad similar, ninguna de ellas se subduce. Los bordes de las placas se comprimen, pliegan y elevan, formando cadenas montañosas, como el Himalaya y los Alpes . El cierre de las cuencas oceánicas puede producirse en los límites entre continentes.

• Los límites transformantes ( límites conservadores o límites de deslizamiento ) se producen cuando las placas no se crean ni se destruyen. En cambio, dos placas se deslizan, o quizás más exactamente, se deslizan una sobre la otra, a lo largo de fallas transformantes . El movimiento relativo de las dos placas es sinistral (lado izquierdo hacia el observador) o dextral (lado derecho hacia el observador). Las fallas transformantes se producen a través de un centro en expansión. Pueden ocurrir terremotos fuertes a lo largo de una falla. La falla de San Andrés en California es un ejemplo de un límite transformante que exhibe movimiento dextral.
• Existen otras zonas de límites de placas en las que los efectos de las interacciones no están claros y los límites, que suelen encontrarse a lo largo de una amplia franja, no están bien definidos y pueden mostrar diversos tipos de movimientos en diferentes episodios.

Las placas tectónicas pueden moverse debido a la densidad relativa de la litosfera oceánica y la debilidad relativa de la astenosfera . La disipación de calor del manto es la fuente original de la energía necesaria para impulsar la tectónica de placas a través de la convección o el afloramiento y la formación de domos a gran escala. En consecuencia, una fuente poderosa que genera el movimiento de las placas es el exceso de densidad de la litosfera oceánica que se hunde en las zonas de subducción. Cuando la nueva corteza se forma en las dorsales oceánicas, esta litosfera oceánica es inicialmente menos densa que la astenosfera subyacente, pero se vuelve más densa con la edad a medida que se enfría y se espesa conductivamente. La mayor densidad de la litosfera antigua en relación con la astenosfera subyacente le permite hundirse en el manto profundo en las zonas de subducción, lo que proporciona la mayor parte de la fuerza impulsora para el movimiento de las placas. La debilidad de la astenosfera permite que las placas tectónicas se muevan fácilmente hacia una zona de subducción. ^[20]

Durante gran parte del primer cuarto del siglo XX, la teoría principal sobre la fuerza impulsora de los movimientos de las placas tectónicas preveía corrientes de convección a gran escala en el manto superior, que pueden transmitirse a través de la astenosfera. Esta teoría fue lanzada por Arthur Holmes y algunos precursores en la década de 1930 ^[21] y fue reconocida inmediatamente como la solución para la aceptación de la teoría tal como se discutió originalmente en los artículos de Alfred Wegener en los primeros años del siglo XX. Sin embargo, a pesar de su aceptación, fue debatida durante mucho tiempo en la comunidad científica porque la teoría principal todavía preveía una Tierra estática sin continentes en movimiento hasta los grandes avances de principios de los años sesenta.

Las imágenes bidimensionales y tridimensionales del interior de la Tierra ( tomografía sísmica ) muestran una distribución de densidad lateral variable a lo largo del manto. Dichas variaciones de densidad pueden ser materiales (debidas a la química de las rocas), minerales (debidas a variaciones en las estructuras minerales) o térmicas (a través de la expansión y contracción térmicas debidas a la energía térmica). La manifestación de esta densidad lateral variable es la convección del manto debida a las fuerzas de flotabilidad. ^[22]

La relación directa e indirecta entre la convección del manto y el movimiento de las placas es un tema de estudio y debate en curso en geodinámica. De alguna manera, esta energía debe transferirse a la litosfera para que las placas tectónicas se muevan. Básicamente, se cree que existen dos tipos principales de mecanismos relacionados con la dinámica del manto que influyen en el movimiento de las placas: primarios (a través de las células de convección a gran escala) o secundarios. Los mecanismos secundarios consideran que el movimiento de las placas está impulsado por la fricción entre las corrientes de convección en la astenosfera y la litosfera suprayacente más rígida. Esto se debe a la entrada de material del manto relacionada con la tracción hacia abajo de las placas en las zonas de subducción de las fosas oceánicas. La tracción de las placas puede ocurrir en un entorno geodinámico donde las tracciones basales continúan actuando sobre la placa a medida que se sumerge en el manto (aunque quizás en mayor medida actuando tanto en el lado inferior como en el superior de la placa). Además, las placas que se rompen y se hunden en el manto pueden causar fuerzas viscosas del manto que impulsan las placas a través de la succión de la placa.

En la teoría de la tectónica de penachos seguida por numerosos investigadores durante la década de 1990, se utiliza un concepto modificado de las corrientes de convección del manto. Afirma que los superpenachos se elevan desde el manto más profundo y son los impulsores o sustitutos de las principales células de convección. Estas ideas tienen sus raíces a principios de la década de 1930 en los trabajos de Beloussov y van Bemmelen , que inicialmente se oponían a la tectónica de placas y situaban el mecanismo en un marco fijo de movimientos verticales. Van Bemmelen modificó posteriormente el concepto en sus "Modelos de Undación" y utilizó las "ampollas del manto" como fuerza impulsora de los movimientos horizontales, invocando fuerzas gravitacionales que se alejan de la cúpula cortical regional. ^{[23] [24]}

Las teorías encuentran resonancia en las teorías modernas que prevén puntos calientes o columnas del manto que permanecen fijos y son superados por las placas litosféricas oceánicas y continentales a lo largo del tiempo y dejan sus huellas en el registro geológico (aunque estos fenómenos no se invocan como mecanismos impulsores reales, sino más bien como moduladores).

Este mecanismo todavía se defiende para explicar la ruptura de los supercontinentes durante épocas geológicas específicas. ^[25] Tiene seguidores entre los científicos involucrados en la teoría de la expansión de la Tierra . ^{[26] [27] [28]}

Otra teoría es que el manto no fluye en celdas ni en grandes columnas, sino como una serie de canales justo debajo de la corteza terrestre, que luego proporcionan fricción basal a la litosfera. Esta teoría, llamada "tectonía de oleadas", se popularizó durante los años 1980 y 1990. ^[29] Investigaciones recientes, basadas en modelos informáticos tridimensionales, sugieren que la geometría de las placas está gobernada por una retroalimentación entre los patrones de convección del manto y la fuerza de la litosfera. ^[30]

Las fuerzas relacionadas con la gravedad se consideran fenómenos secundarios en el marco de un mecanismo impulsor más general, como las diversas formas de dinámica del manto descritas anteriormente. En las visiones modernas, se considera que la gravedad es la principal fuerza impulsora, a través de la tracción de las placas a lo largo de las zonas de subducción.

El deslizamiento gravitacional alejándose de una dorsal en expansión es una de las fuerzas impulsoras propuestas, propone que el movimiento de las placas es impulsado por la mayor elevación de las placas en las dorsales oceánicas. ^{[31] [32]} A medida que la litosfera oceánica se forma en las dorsales en expansión a partir del material del manto caliente, se enfría y se espesa gradualmente con la edad (y por lo tanto agrega distancia desde la dorsal). La litosfera oceánica fría es significativamente más densa que el material del manto caliente del que se deriva y, por lo tanto, a medida que aumenta el espesor, se hunde gradualmente en el manto para compensar la mayor carga. El resultado es una ligera inclinación lateral con una mayor distancia desde el eje de la dorsal.

Esta fuerza se considera una fuerza secundaria y a menudo se la denomina " empuje de las dorsales ". Este es un nombre inapropiado, ya que no hay ninguna fuerza que "empuje" horizontalmente; de ​​hecho, las características tensionales son dominantes a lo largo de las dorsales. Es más preciso referirse a este mecanismo como "deslizamiento gravitacional", ya que la topografía a lo largo de toda la placa puede variar considerablemente y las dorsales que se extienden son solo la característica más prominente. Otros mecanismos que generan esta fuerza gravitacional secundaria incluyen el abultamiento por flexión de la litosfera antes de que se sumerja debajo de una placa adyacente, lo que produce una característica topográfica clara que puede compensar, o al menos afectar, la influencia de las dorsales oceánicas topográficas. También se postula que las columnas del manto y los puntos calientes inciden en la parte inferior de las placas tectónicas.

Tracción de las placas : la opinión científica es que la astenosfera no es lo suficientemente competente o rígida como para causar directamente movimiento por fricción a lo largo de la base de la litosfera. Por lo tanto, se cree que la tracción de las placas es la mayor fuerza que actúa sobre las placas. En esta comprensión, el movimiento de las placas es impulsado principalmente por el peso de las placas frías y densas que se hunden en el manto en las fosas. ^[8] Los modelos recientes indican que la succión de las fosas también juega un papel importante. Sin embargo, el hecho de que la placa norteamericana no esté siendo subducida en ninguna parte, aunque está en movimiento, presenta un problema. Lo mismo ocurre con las placas africana, euroasiática y antártica .

Deslizamiento gravitacional que se aleja de las cúpulas del manto: según teorías más antiguas, uno de los mecanismos impulsores de las placas es la existencia de cúpulas astenósfericas/manto de gran escala que causan el deslizamiento gravitacional de las placas litosféricas alejándose de ellas (ver el párrafo sobre mecanismos del manto). Este deslizamiento gravitacional representa un fenómeno secundario de este mecanismo orientado básicamente verticalmente. Tiene sus raíces en el modelo de undación de van Bemmelen . Esto puede actuar en varias escalas, desde la pequeña escala de un arco de islas hasta la escala mayor de una cuenca oceánica entera. ^{[31] [32] [25]}

Alfred Wegener , siendo meteorólogo , había propuesto las fuerzas de marea y las fuerzas centrífugas como los principales mecanismos impulsores detrás de la deriva continental ; sin embargo, estas fuerzas se consideraron demasiado pequeñas para causar el movimiento continental, ya que el concepto era de continentes abriéndose paso a través de la corteza oceánica. ^[33] Por lo tanto, Wegener luego cambió su posición y afirmó que las corrientes de convección son la principal fuerza impulsora de la tectónica de placas en la última edición de su libro en 1929.

Sin embargo, en el contexto de la tectónica de placas (aceptada desde las propuestas de expansión del fondo marino de Heezen, Hess, Dietz, Morley, Vine y Matthews (ver más abajo) a principios de los años 1960), se sugiere que la corteza oceánica está en movimiento con los continentes, lo que hizo que se reconsideraran las propuestas relacionadas con la rotación de la Tierra. En la literatura más reciente, estas fuerzas impulsoras son:

1. Arrastre de marea debido a la fuerza gravitacional que la Luna (y el Sol ) ejercen sobre la corteza terrestre ^[34]
2. Deformación global del geoide debido a pequeños desplazamientos del polo de rotación con respecto a la corteza terrestre
3. Otros efectos de deformación más pequeños de la corteza debido a los movimientos de rotación de la Tierra en una escala de tiempo más pequeña.

Las fuerzas que son pequeñas y generalmente despreciables son:

1. La fuerza de Coriolis ^{[35] [36]}
2. La fuerza centrífuga , que se considera una ligera modificación de la gravedad ^{[35] [36] : 249}

Para que estos mecanismos tengan una validez global, deberían existir relaciones sistemáticas en todo el planeta entre la orientación y la cinemática de la deformación y la cuadrícula geográfica latitudinal y longitudinal de la Tierra misma. Estos estudios de relaciones sistemáticas realizados en la segunda mitad del siglo XIX y la primera mitad del siglo XX subrayan exactamente lo contrario: que las placas no se habían movido en el tiempo, que la cuadrícula de deformación estaba fija con respecto al ecuador y al eje de la Tierra, y que las fuerzas gravitacionales motrices actuaban generalmente en sentido vertical y causaban sólo movimientos horizontales locales (las denominadas teorías fijistas, anteriores a la tectónica de placas). Por lo tanto, estudios posteriores (que se analizan más adelante en esta página) invocaron muchas de las relaciones reconocidas durante este período anterior a la tectónica de placas para respaldar sus teorías (véanse las revisiones de estos diversos mecanismos relacionados con la rotación de la Tierra en el trabajo de van Dijk y colaboradores). ^[37]

De las muchas fuerzas que se han analizado anteriormente, la fuerza de marea sigue siendo objeto de un intenso debate y se defiende como posible fuerza impulsora principal de la tectónica de placas. Las demás fuerzas sólo se utilizan en modelos geodinámicos globales que no utilizan conceptos de tectónica de placas (por lo que quedan fuera de los debates tratados en esta sección) o se proponen como modulaciones menores dentro del modelo general de tectónica de placas. En 1973, George W. Moore ^[38] del USGS y RC Bostrom ^[39] presentaron pruebas de una deriva general hacia el oeste de la litosfera de la Tierra con respecto al manto, basándose en la inclinación de las zonas de subducción (inclinación superficial hacia el este, inclinación pronunciada hacia el oeste). Llegaron a la conclusión de que las fuerzas de marea (el desfase de marea o "fricción") causadas por la rotación de la Tierra y las fuerzas que actúa sobre ella la Luna son una fuerza impulsora de la tectónica de placas. A medida que la Tierra gira hacia el este debajo de la Luna, la gravedad de la Luna tira ligeramente de la capa superficial de la Tierra hacia el oeste, tal como propuso Alfred Wegener (véase más arriba). Desde 1990, esta teoría ha sido defendida principalmente por Doglioni y colaboradores (Doglioni 1990), como en un estudio más reciente de 2006, ^[40] donde los científicos revisaron y defendieron estas ideas. Se ha sugerido en Lovett (2006) que esta observación también puede explicar por qué Venus y Marte no tienen tectónica de placas, ya que Venus no tiene luna y las lunas de Marte son demasiado pequeñas para tener efectos de marea significativos en el planeta. En un artículo de ^[41] se sugirió que, por otro lado, se puede observar fácilmente que muchas placas se están moviendo hacia el norte y el este, y que el movimiento predominantemente hacia el oeste de las cuencas del Océano Pacífico se deriva simplemente del sesgo hacia el este del centro de expansión del Pacífico (que no es una manifestación predicha de tales fuerzas lunares). En el mismo artículo, los autores admiten, sin embargo, que en relación con el manto inferior, hay un ligero componente hacia el oeste en los movimientos de todas las placas. Sin embargo, demostraron que la deriva hacia el oeste, observada solo durante los últimos 30 Ma, se atribuye al aumento del predominio de la placa del Pacífico, que crece y se acelera constantemente. El debate aún está abierto y un artículo reciente de Hofmeister et al. (2022) ^[42] reavivó la idea al defender nuevamente la interacción entre la rotación de la Tierra y la Luna como principales fuerzas impulsoras de las placas.

El vector del movimiento de una placa es una función de todas las fuerzas que actúan sobre la placa; sin embargo, allí radica el problema respecto al grado en que cada proceso contribuye al movimiento general de cada placa tectónica.

La diversidad de configuraciones geodinámicas y las propiedades de cada placa son resultado del impacto de los diversos procesos que impulsan activamente cada placa individual. Un método para abordar este problema es considerar la velocidad relativa a la que se mueve cada placa, así como la evidencia relacionada con la importancia de cada proceso para la fuerza impulsora general sobre la placa.

Una de las correlaciones más significativas descubiertas hasta la fecha es que las placas litosféricas unidas a las placas que se hunden (subducen) se mueven mucho más rápido que otros tipos de placas. La placa del Pacífico, por ejemplo, está rodeada esencialmente por zonas de subducción (el llamado Cinturón de Fuego) y se mueve mucho más rápido que las placas de la cuenca atlántica, que están unidas (tal vez se podría decir "soldadas") a continentes adyacentes en lugar de placas que se hunden. Por lo tanto, se piensa que las fuerzas asociadas con la placa que se hunde (tracción y succión de la placa) son las fuerzas impulsoras que determinan el movimiento de las placas, excepto las placas que no se hunden. ^[8] Sin embargo, esta visión ha sido refutada por un estudio reciente que encontró que los movimientos reales de la placa del Pacífico y otras placas asociadas con la Dorsal del Pacífico Oriental no se correlacionan principalmente con la tracción o el empuje de la placa, sino más bien con un afloramiento de convección del manto cuya propagación horizontal a lo largo de las bases de las diversas placas las impulsa a través de fuerzas de tracción relacionadas con la viscosidad. ^[43] Las fuerzas impulsoras del movimiento de las placas siguen siendo temas activos de investigación en curso en geofísica y tectonofísica .

El desarrollo de la teoría de la tectónica de placas fue un cambio científico y cultural que se produjo durante un período de 50 años de debate científico. El hecho de que se aceptara fue en sí mismo un cambio de paradigma y, por lo tanto, puede clasificarse como una revolución científica, ^[44] que ahora se describe como la Revolución de la Tectónica de Placas .

A principios del siglo XX, varios teóricos intentaron, sin éxito, explicar las numerosas continuidades geográficas, geológicas y biológicas entre los continentes. En 1912, el meteorólogo Alfred Wegener describió lo que llamó deriva continental, una idea que culminó cincuenta años después en la teoría moderna de la tectónica de placas. ^[45]

Wegener amplió su teoría en su libro de 1915 El origen de los continentes y océanos . ^[46] Partiendo de la idea (también expresada por sus precursores) de que los continentes actuales alguna vez formaron una sola masa terrestre (más tarde llamada Pangea ), Wegener sugirió que estos se separaron y se alejaron, comparándolos con "icebergs" de sial de baja densidad flotando en un mar de sima más denso . ^{[47] [48]} La evidencia que apoyaba la idea provenía de los contornos en cola de milano de la costa este de América del Sur y la costa oeste de África que Antonio Snider-Pellegrini había dibujado en sus mapas, y de la coincidencia de las formaciones rocosas a lo largo de estos bordes. La confirmación de su naturaleza contigua anterior también provino de las plantas fósiles Glossopteris y Gangamopteris , y el reptil terápsido o similar a un mamífero Lystrosaurus , todos ampliamente distribuidos en América del Sur, África, la Antártida, India y Australia. La evidencia de una unión anterior de estos continentes era patente para los geólogos de campo que trabajaban en el hemisferio sur. El sudafricano Alex du Toit recopiló una gran cantidad de información de ese tipo en su publicación de 1937 Our Wandering Continents (Nuestros continentes errantes ) y fue más allá que Wegener al reconocer los fuertes vínculos entre los fragmentos de Gondwana .

Al principio, el trabajo de Wegener no fue ampliamente aceptado, en parte debido a la falta de evidencia detallada, pero sobre todo a la falta de un mecanismo razonable que lo respaldara físicamente. La Tierra podría tener una corteza y un manto sólidos y un núcleo líquido, pero no parecía haber forma de que partes de la corteza pudieran moverse. Muchos científicos distinguidos de la época, como Harold Jeffreys y Charles Schuchert , fueron críticos abiertos de la deriva continental.

A pesar de mucha oposición, la visión de la deriva continental ganó apoyo y comenzó un animado debate entre los "drifters" o "movilistas" (defensores de la teoría) y los "fijistas" (oponentes). Durante las décadas de 1920, 1930 y 1940, los primeros alcanzaron hitos importantes al proponer que las corrientes de convección podrían haber impulsado los movimientos de las placas, y que la expansión puede haber ocurrido debajo del mar dentro de la corteza oceánica. Los conceptos cercanos a los elementos de la tectónica de placas fueron propuestos por geofísicos y geólogos (tanto fijistas como movilistas) como Vening-Meinesz, Holmes y Umbgrove. En 1941, Otto Ampferer describió, en su publicación "Thoughts on the motion picture of the Atlantic region", ^[49] procesos que anticiparon la expansión y subducción del fondo marino . ^{[50] [51]} Una de las primeras piezas de evidencia geofísica que se utilizó para apoyar el movimiento de las placas litosféricas provino del paleomagnetismo . Esto se basa en el hecho de que las rocas de diferentes edades muestran una dirección de campo magnético variable , evidenciada por estudios desde mediados del siglo XIX. Los polos norte y sur magnéticos se invierten a través del tiempo y, especialmente importante en los estudios paleotectónicos, la posición relativa del polo norte magnético varía con el tiempo. Inicialmente, durante la primera mitad del siglo XX, este último fenómeno se explicó introduciendo lo que se llamó "desplazamiento polar" (ver desplazamiento polar aparente ) (es decir, se asumió que la ubicación del polo norte había estado cambiando con el tiempo). Sin embargo, una explicación alternativa fue que los continentes se habían movido (desplazado y rotado) en relación con el polo norte, y cada continente, de hecho, muestra su propio "camino de desplazamiento polar". A fines de la década de 1950, se demostró con éxito en dos ocasiones que estos datos podían demostrar la validez de la deriva continental: por Keith Runcorn en un artículo en 1956, ^[52] y por Warren Carey en un simposio celebrado en marzo de 1956. ^[53]

La segunda evidencia en apoyo de la deriva continental llegó a finales de los años 1950 y principios de los años 1960 a partir de datos sobre la batimetría de los fondos oceánicos profundos y la naturaleza de la corteza oceánica, como las propiedades magnéticas y, de manera más general, con el desarrollo de la geología marina ^[54] que proporcionó evidencia de la asociación de la expansión del fondo marino a lo largo de las dorsales oceánicas y las inversiones del campo magnético , publicadas entre 1959 y 1963 por Heezen, Dietz, Hess, Mason, Vine & Matthews, y Morley. ^[55]

Los avances simultáneos en las primeras técnicas de imágenes sísmicas en las zonas de Wadati-Benioff y sus alrededores a lo largo de las fosas que delimitan muchos márgenes continentales, junto con muchas otras observaciones geofísicas (por ejemplo, gravimétricas) y geológicas, mostraron cómo la corteza oceánica podía desaparecer en el manto, proporcionando el mecanismo para equilibrar la extensión de las cuencas oceánicas con el acortamiento a lo largo de sus márgenes.

Todas estas evidencias, tanto del fondo oceánico como de los márgenes continentales, dejaron claro alrededor de 1965 que la deriva continental era factible. La teoría de la tectónica de placas se definió en una serie de artículos entre 1965 y 1967. La teoría revolucionó las ciencias de la Tierra, explicando una amplia gama de fenómenos geológicos y sus implicaciones en otros estudios como la paleogeografía y la paleobiología .

A finales del siglo XIX y principios del XX, los geólogos asumieron que las principales características de la Tierra eran fijas y que la mayoría de las características geológicas, como el desarrollo de cuencas y cadenas montañosas, podían explicarse por el movimiento vertical de la corteza, descrito en lo que se denomina teoría geosinclinal . En general, esto se situó en el contexto de un planeta Tierra en contracción debido a la pérdida de calor en el transcurso de un tiempo geológico relativamente corto.

Ya en 1596 se observó que las costas opuestas del océano Atlántico —o, más precisamente, los bordes de las plataformas continentales— tienen formas similares y parecen haber encajado alguna vez. ^[56]

Desde entonces se propusieron muchas teorías para explicar esta aparente complementariedad, pero la suposición de una Tierra sólida hizo que estas diversas propuestas fueran difíciles de aceptar. ^[57]

El descubrimiento de la radiactividad y sus propiedades de calentamiento asociadas en 1895 impulsó un nuevo examen de la edad aparente de la Tierra . ^[58] Esta se había estimado previamente por su tasa de enfriamiento bajo el supuesto de que la superficie de la Tierra irradiaba como un cuerpo negro . ^[59] Esos cálculos habían implicado que, incluso si comenzó con calor rojo , la Tierra habría caído a su temperatura actual en unas pocas decenas de millones de años. Armados con el conocimiento de una nueva fuente de calor, los científicos se dieron cuenta de que la Tierra sería mucho más antigua y que su núcleo todavía estaba lo suficientemente caliente como para ser líquido.

En 1915, después de haber publicado un primer artículo en 1912, ^[60] Alfred Wegener estaba haciendo argumentos serios a favor de la idea de la deriva continental en la primera edición de El origen de los continentes y los océanos . ^[46] En ese libro (reeditado en cuatro ediciones sucesivas hasta la última en 1936), señaló cómo la costa este de Sudamérica y la costa oeste de África parecían como si alguna vez hubieran estado unidas. Wegener no fue el primero en notar esto ( Abraham Ortelius , Antonio Snider-Pellegrini , Eduard Suess , Roberto Mantovani y Frank Bursley Taylor lo precedieron solo por mencionar algunos), pero fue el primero en reunir evidencia fósil , paleotopográfica y climatológica significativa para apoyar esta simple observación (y fue apoyado en esto por investigadores como Alex du Toit ). Además, cuando los estratos rocosos de los márgenes de continentes separados son muy similares, esto sugiere que estas rocas se formaron de la misma manera, lo que implica que inicialmente estaban unidas. Por ejemplo, partes de Escocia e Irlanda contienen rocas muy similares a las que se encuentran en Terranova y Nuevo Brunswick . Además, las montañas de Caledonia en Europa y partes de los montes Apalaches en América del Norte son muy similares en estructura y litología .

Sin embargo, muchos geólogos no tomaron en serio sus ideas y señalaron que no existía ningún mecanismo aparente para la deriva continental. En concreto, no veían cómo la roca continental podía abrirse paso a través de la roca mucho más densa que forma la corteza oceánica. Wegener no pudo explicar la fuerza que impulsaba la deriva continental, y su reivindicación no llegó hasta después de su muerte en 1930. ^[61]

Como se observó tempranamente que, aunque existía granito en los continentes, el fondo marino parecía estar compuesto de basalto más denso , el concepto predominante durante la primera mitad del siglo XX fue que existían dos tipos de corteza, denominadas "sial" (corteza de tipo continental) y "sima" (corteza de tipo oceánico). Además, se suponía que existía una capa estática de estratos debajo de los continentes. Por lo tanto, parecía evidente que una capa de basalto (sial) subyacía a las rocas continentales.

Sin embargo, basándose en anomalías en la desviación de la plomada en los Andes en Perú, Pierre Bouguer había deducido que las montañas menos densas debían tener una proyección hacia abajo en la capa más densa que se encontraba debajo. El concepto de que las montañas tenían "raíces" fue confirmado por George B. Airy cien años después, durante el estudio de la gravitación del Himalaya , y los estudios sísmicos detectaron variaciones de densidad correspondientes. Por lo tanto, a mediados de la década de 1950, la cuestión de si las raíces de las montañas estaban apretadas en el basalto circundante o flotaban sobre él como un iceberg seguía sin resolverse.

Durante el siglo XX, las mejoras y el mayor uso de instrumentos sísmicos, como los sismógrafos, permitieron a los científicos descubrir que los terremotos tienden a concentrarse en áreas específicas, sobre todo a lo largo de las fosas oceánicas y las dorsales. A finales de la década de 1920, los sismólogos empezaron a identificar varias zonas sísmicas prominentes paralelas a las fosas, que normalmente tenían una inclinación de 40 a 60° con respecto a la horizontal y se extendían varios cientos de kilómetros hacia el interior de la Tierra. Estas zonas se conocieron posteriormente como zonas de Wadati-Benioff, o simplemente zonas de Benioff, en honor a los sismólogos que las reconocieron por primera vez, Kiyoo Wadati de Japón y Hugo Benioff de los Estados Unidos. El estudio de la sismicidad global avanzó mucho en la década de 1960 con el establecimiento de la Red Sismográfica Estandarizada Mundial (WWSSN) ^[62] para supervisar el cumplimiento del tratado de 1963 que prohibía las pruebas de armas nucleares sobre la superficie. Los datos muy mejorados de los instrumentos de la WWSSN permitieron a los sismólogos trazar mapas precisos de las zonas de concentración sísmica en todo el mundo.

Mientras tanto, se desarrollaron debates en torno al fenómeno de la deriva polar. Desde los primeros debates sobre la deriva continental, los científicos habían discutido y utilizado evidencia de que la deriva polar se había producido porque los continentes parecían haberse movido a través de diferentes zonas climáticas durante el pasado. Además, los datos paleomagnéticos habían demostrado que el polo magnético también se había desplazado con el tiempo. Razonando de manera opuesta, los continentes podrían haberse desplazado y rotado, mientras que el polo permaneció relativamente fijo. La primera vez que se utilizó la evidencia de la deriva polar magnética para apoyar los movimientos de los continentes fue en un artículo de Keith Runcorn en 1956, ^[52] y artículos sucesivos de él y sus estudiantes Ted Irving (quien fue en realidad el primero en convencerse del hecho de que el paleomagnetismo apoyaba la deriva continental) y Ken Creer.

Esto fue inmediatamente seguido por un simposio sobre la deriva continental en Tasmania en marzo de 1956 organizado por S. Warren Carey , quien había sido uno de los partidarios y promotores de la deriva continental desde los años treinta ^[63]. Durante este simposio, algunos de los participantes utilizaron la evidencia de la teoría de una expansión de la corteza global , una teoría que había sido propuesta por otros investigadores décadas antes. En esta hipótesis, el desplazamiento de los continentes se explica por un gran aumento en el tamaño de la Tierra desde su formación. Sin embargo, aunque la teoría todavía tiene partidarios en la ciencia, esto generalmente se considera insatisfactorio porque no hay un mecanismo convincente para producir una expansión significativa de la Tierra. Otros trabajos durante los años siguientes pronto mostrarían que la evidencia apoyaba igualmente la deriva continental en un globo con un radio estable.

Durante la década de 1930 y hasta finales de la década de 1950, los trabajos de Vening-Meinesz , Holmes, Umbgrove y muchos otros esbozaron conceptos que eran cercanos o casi idénticos a la teoría moderna de la tectónica de placas. En particular, el geólogo inglés Arthur Holmes propuso en 1920 que las uniones de placas podrían estar debajo del mar , y en 1928 que las corrientes de convección dentro del manto podrían ser la fuerza impulsora. ^[64] A menudo, estas contribuciones se olvidan porque:

• En aquella época no se aceptaba la deriva continental.
• Algunas de estas ideas se discutieron en el contexto de las ideas fijistas abandonadas de un globo deformable sin deriva continental o una Tierra en expansión.
• Se publicaron durante un episodio de extrema inestabilidad política y económica que obstaculizó la comunicación científica.
• Muchos de ellos fueron publicados por científicos europeos y al principio no se mencionaron o se les dio poco crédito en los artículos sobre la expansión del fondo marino publicados por investigadores estadounidenses en la década de 1960.

En 1947, un equipo de científicos dirigido por Maurice Ewing , utilizando el buque de investigación Atlantis del Instituto Oceanográfico Woods Hole y una serie de instrumentos, confirmó la existencia de una elevación en el océano Atlántico central y descubrió que el fondo del mar debajo de la capa de sedimentos estaba formado por basalto, no por granito, que es el componente principal de los continentes. También descubrieron que la corteza oceánica era mucho más delgada que la corteza continental. Todos estos nuevos hallazgos plantearon preguntas importantes e intrigantes. ^[65]

Los nuevos datos que se habían recopilado sobre las cuencas oceánicas también mostraban características particulares en cuanto a la batimetría. Uno de los principales resultados de estos conjuntos de datos fue que se detectó un sistema de dorsales oceánicas a lo largo de todo el globo. Una conclusión importante fue que a lo largo de este sistema se estaba creando un nuevo fondo oceánico, lo que llevó al concepto de " Gran Grieta Global ". Esto fue descrito en el artículo crucial de Bruce Heezen (1960) basado en su trabajo con Marie Tharp , ^[66] que desencadenaría una verdadera revolución en el pensamiento. Una consecuencia profunda de la expansión del fondo marino es que se estaba creando, y todavía se está creando, nueva corteza continuamente a lo largo de las dorsales oceánicas. Por esta razón, Heezen inicialmente defendió la llamada hipótesis de la " Tierra en expansión " de S. Warren Carey (ver arriba). Por lo tanto, la pregunta seguía siendo cómo se podía agregar corteza nueva continuamente a lo largo de las dorsales oceánicas sin aumentar el tamaño de la Tierra. En realidad, esta cuestión ya había sido resuelta por numerosos científicos durante los años 1940 y 1950, como Arthur Holmes, Vening-Meinesz, Coates y muchos otros: la corteza sobrante desaparecía a lo largo de las llamadas fosas oceánicas, donde se producía la llamada "subducción". Por eso, cuando a principios de los años 1960 varios científicos empezaron a razonar sobre los datos de que disponían sobre el fondo oceánico, las piezas de la teoría encajaron rápidamente.

La cuestión intrigó particularmente a Harry Hammond Hess , geólogo de la Universidad de Princeton y contralmirante de la reserva naval, y a Robert S. Dietz , científico del United States Coast and Geodetic Survey que acuñó el término expansión del fondo marino . Dietz y Hess (el primero publicó la misma idea un año antes en Nature , ^[67] pero la prioridad pertenece a Hess, que ya había distribuido un manuscrito inédito de su artículo de 1962 en 1960) ^[68] estaban entre el pequeño número de quienes realmente comprendían las amplias implicaciones de la expansión del fondo marino y cómo eventualmente concordaría con las ideas, en ese momento, no convencionales e inaceptables de la deriva continental y los modelos elegantes y movilistas propuestos por trabajadores anteriores como Holmes.

Ese mismo año, Robert R. Coats, del Servicio Geológico de Estados Unidos, describió las principales características de la subducción de los arcos insulares en las islas Aleutianas . ^[69] Su artículo, aunque poco conocido (y a veces incluso ridiculizado) en su momento, desde entonces ha sido calificado de "seminal" y "profético". En realidad, demuestra que el trabajo de los científicos europeos sobre los arcos insulares y los cinturones montañosos realizado y publicado durante los años 1930 hasta los años 1950 se aplicó y se valoró también en los Estados Unidos.

Si la corteza terrestre se estaba expandiendo a lo largo de las dorsales oceánicas, Hess y Dietz razonaron como Holmes y otros antes que ellos, debe estar encogiéndose en otra parte. Hess siguió a Heezen, sugiriendo que la nueva corteza oceánica se extiende continuamente alejándose de las dorsales en un movimiento similar al de una cinta transportadora. Y, utilizando los conceptos movilistas desarrollados antes, concluyó correctamente que muchos millones de años después, la corteza oceánica finalmente desciende a lo largo de los márgenes continentales donde se forman las fosas oceánicas (cañones muy profundos y estrechos), por ejemplo a lo largo del borde de la cuenca del océano Pacífico . El paso importante que dio Hess fue que las corrientes de convección serían la fuerza impulsora de este proceso, llegando a las mismas conclusiones que Holmes décadas antes con la única diferencia de que el adelgazamiento de la corteza oceánica se realizó utilizando el mecanismo de Heezen de expansión a lo largo de las dorsales. Por lo tanto, Hess concluyó que el océano Atlántico se estaba expandiendo mientras que el océano Pacífico se estaba encogiendo. A medida que la corteza oceánica antigua se "consume" en las fosas (como Holmes y otros, él pensaba que esto se hacía por el engrosamiento de la litosfera continental, no, como se entendió más tarde, por un empuje a mayor escala de la corteza oceánica misma hacia el manto), el nuevo magma asciende y estalla a lo largo de las dorsales en expansión para formar nueva corteza. En efecto, las cuencas oceánicas se están "reciclando" perpetuamente, y la formación de nueva corteza y la destrucción de la litosfera oceánica antigua ocurren simultáneamente. Así, los nuevos conceptos movilistas explicaban claramente por qué la Tierra no se hace más grande con la expansión del fondo marino, por qué hay tan poca acumulación de sedimentos en el fondo oceánico y por qué las rocas oceánicas son mucho más jóvenes que las rocas continentales.

A partir de la década de 1950, científicos como Victor Vacquier , utilizando instrumentos magnéticos ( magnetómetros ) adaptados de dispositivos aéreos desarrollados durante la Segunda Guerra Mundial para detectar submarinos , comenzaron a reconocer variaciones magnéticas extrañas en el fondo del océano. Este hallazgo, aunque inesperado, no fue del todo sorprendente porque se sabía que el basalto , la roca volcánica rica en hierro que compone el fondo del océano, contiene un mineral fuertemente magnético ( magnetita ) y puede distorsionar localmente las lecturas de la brújula. Esta distorsión fue reconocida por los marineros islandeses ya a fines del siglo XVIII. Más importante aún, debido a que la presencia de magnetita le da al basalto propiedades magnéticas mensurables, estas variaciones magnéticas recién descubiertas proporcionaron otro medio para estudiar el fondo del océano profundo. Cuando la roca recién formada se enfría, estos materiales magnéticos registran el campo magnético de la Tierra en ese momento.

A medida que se fueron cartografiando más y más partes del fondo marino durante la década de 1950, las variaciones magnéticas resultaron no ser fenómenos aleatorios o aislados, sino que revelaron patrones reconocibles. Cuando se cartografiaron estos patrones magnéticos en una amplia región, el fondo oceánico mostró un patrón similar a una cebra : una franja con polaridad normal y la franja adyacente con polaridad invertida. El patrón general, definido por estas bandas alternantes de roca con polarización normal e inversa, se conoció como franjas magnéticas y fue publicado por Ron G. Mason y sus colaboradores en 1961, quienes, sin embargo, no encontraron una explicación para estos datos en términos de expansión del fondo marino, como Vine, Matthews y Morley unos años más tarde. ^[70]

El descubrimiento de las bandas magnéticas exigía una explicación. A principios de los años 60, científicos como Heezen, Hess y Dietz habían empezado a plantear la teoría de que las dorsales oceánicas marcan zonas estructuralmente débiles en las que el fondo oceánico se está partiendo en dos a lo largo de la cresta de la dorsal (véase el párrafo anterior). El nuevo magma procedente de las profundidades de la Tierra sube fácilmente a través de estas zonas débiles y acaba haciendo erupción a lo largo de la cresta de las dorsales para crear nueva corteza oceánica. Este proceso, denominado en un principio "hipótesis de la cinta transportadora" y posteriormente "expansión del fondo marino", que se desarrolla a lo largo de muchos millones de años sigue formando nuevo fondo oceánico a lo largo de todo el sistema de dorsales oceánicas de 50.000 km de longitud.

Sólo cuatro años después de que se publicaran los mapas con el "patrón de cebra" de las bandas magnéticas, el vínculo entre la expansión del fondo marino y estos patrones fue reconocido de forma independiente por Lawrence Morley y por Fred Vine y Drummond Matthews , en 1963, ^[71] (la hipótesis de Vine-Matthews-Morley ). Esta hipótesis vinculaba estos patrones a las inversiones geomagnéticas y estaba respaldada por varias líneas de evidencia: ^[72]

1. Las rayas son simétricas alrededor de las crestas de las dorsales oceánicas; en o cerca de la cresta de la dorsal, las rocas son muy jóvenes y se vuelven progresivamente más viejas a medida que se alejan de la cresta de la dorsal;
2. Las rocas más jóvenes en la cresta de la cresta siempre tienen polaridad moderna (normal);
3. Las franjas de roca paralelas a la cresta de la dorsal se alternan en polaridad magnética (normal-invertida-normal, etc.), lo que sugiere que se formaron durante diferentes épocas, lo que documenta los episodios normales e inversos (ya conocidos a partir de estudios independientes) del campo magnético de la Tierra.

Al explicar tanto las bandas magnéticas de tipo cebra como la construcción del sistema de dorsales oceánicas, la hipótesis de la expansión del fondo marino (SFS) ganó rápidamente adeptos y representó otro avance importante en el desarrollo de la teoría de la tectónica de placas. Además, la corteza oceánica llegó a ser apreciada como una "grabación en cinta" natural de la historia de las inversiones del campo geomagnético (GMFR) del campo magnético de la Tierra. Se dedicaron estudios extensos a la calibración de los patrones de inversión normal en la corteza oceánica por un lado y las escalas de tiempo conocidas derivadas de la datación de capas de basalto en secuencias sedimentarias ( magnetoestratigrafía ) por el otro, para llegar a estimaciones de tasas de expansión pasadas y reconstrucciones de placas.

Después de todas estas consideraciones, la tectónica de placas (o, como se la llamó inicialmente, "Nueva Tectónica Global") fue rápidamente aceptada y se publicaron numerosos artículos que definieron los conceptos:

• En 1965, Tuzo Wilson, quien había sido un promotor de la hipótesis de expansión del fondo marino y la deriva continental desde el principio ^[73], agregó el concepto de fallas transformantes al modelo, completando las clases de tipos de fallas necesarias para que funcione la movilidad de las placas en el globo. ^[74]
• En 1965 se celebró en la Royal Society de Londres un simposio sobre la deriva continental que debe considerarse el inicio oficial de la aceptación de la tectónica de placas por parte de la comunidad científica, y cuyos resúmenes se publicaron con el título Blackett, Bullard & Runcorn (1965). En este simposio, Edward Bullard y sus colaboradores demostraron mediante un cálculo informático cómo los continentes a ambos lados del Atlántico encajarían mejor para cerrar el océano, lo que se conoció como el famoso "ajuste de Bullard".
• En 1966 Wilson publicó el artículo que hacía referencia a reconstrucciones tectónicas de placas anteriores, introduciendo el concepto de lo que se conoció como el " Ciclo de Wilson ". ^[75]
• En 1967, en la reunión de la Unión Geofísica Americana , W. Jason Morgan propuso que la superficie de la Tierra consta de 12 placas rígidas que se mueven una respecto de otra. ^[76]
• Dos meses más tarde, Xavier Le Pichon publicó un modelo completo basado en seis placas principales con sus movimientos relativos, lo que marcó la aceptación final por parte de la comunidad científica de la tectónica de placas. ^[77]
• Ese mismo año, McKenzie y Parker presentaron de forma independiente un modelo similar al de Morgan que utiliza traslaciones y rotaciones en una esfera para definir los movimientos de las placas. ^[78]
• A partir de ese momento, las discusiones se han centrado en el papel relativo de las fuerzas que impulsan la tectónica de placas, con el fin de evolucionar desde un concepto cinemático a una teoría dinámica. ^[79] Inicialmente, estos conceptos se centraron en la convección del manto, siguiendo los pasos de A. Holmes, y también introdujeron la importancia de la atracción gravitatoria de las placas subducidas a través de los trabajos de Elsasser, Solomon, Sleep, Uyeda y Turcotte. Otros autores evocaron fuerzas impulsoras externas debido al arrastre de marea de la Luna y otros cuerpos celestes, y, especialmente desde 2000, con la aparición de modelos computacionales que reproducen el comportamiento del manto de la Tierra a primer orden, ^{[80] [81]} siguiendo los conceptos unificadores más antiguos de van Bemmelen, los autores reevaluaron el importante papel de la dinámica del manto. ^[82]

La teoría de la deriva continental ayuda a los biogeógrafos a explicar la distribución biogeográfica disjunta de la vida actual que se encuentra en diferentes continentes pero que tiene ancestros similares . ^[83]

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

Los límites de placas activas se definen por su sismicidad. ^[84] Los límites de placas anteriores dentro de placas existentes se identifican a partir de una variedad de evidencia, como la presencia de ofiolitas que son indicativas de océanos desaparecidos. ^[85]

El momento en que surgió la tectónica de placas en la Tierra ha sido objeto de una considerable controversia, y el tiempo estimado varía enormemente entre los investigadores, abarcando el 85% de la historia de la Tierra. ^[86] Algunos autores han sugerido que durante al menos parte del período Arcaico (hace unos 4-2500 millones de años) el manto era entre 100 y 250 °C más cálido que en la actualidad, lo que se piensa que es incompatible con la tectónica de placas de estilo moderno, y que la Tierra puede haber tenido una tapa estancada u otros tipos de regímenes. La naturaleza cada vez más félsica de las rocas preservadas entre 3 y 2500 millones de años atrás implica que las zonas de subducción habían surgido en ese momento, y los circones preservados sugieren que la subducción puede haber comenzado hace 3,8 millones de años. Las primeras zonas de subducción parecen haber sido temporales y localizadas, aunque hasta qué punto es controvertido. Se sugiere que la tectónica de placas moderna surgió hace al menos 2.200 millones de años con la formación del primer supercontinente reconocido, Columbia, aunque algunos autores han sugerido que la tectónica de placas de estilo moderno no apareció hasta hace 800 millones de años basándose en la aparición tardía de tipos de rocas como el esquisto azul que requieren material subducido en frío. ^[86] Otros autores han sugerido que la tectónica de placas ya era funcional en el Hádico , hace más de 4.000 millones de años. ^[87]

Existen varios tipos de información cuantitativa y semicuantitativa para limitar los movimientos de las placas en el pasado. El ajuste geométrico entre continentes, como por ejemplo entre África occidental y Sudamérica, sigue siendo una parte importante de la reconstrucción de las placas. Los patrones de bandas magnéticas proporcionan una guía fiable de los movimientos relativos de las placas que se remontan al período Jurásico . ^[88] Las pistas de los puntos calientes proporcionan reconstrucciones absolutas, pero estas solo están disponibles hasta el Cretácico . ^[89] Las reconstrucciones más antiguas se basan principalmente en datos de polos paleomagnéticos , aunque estos solo limitan la latitud y la rotación, pero no la longitud. La combinación de polos de diferentes edades en una placa en particular para producir trayectorias de desplazamiento polar aparentes proporciona un método para comparar los movimientos de diferentes placas a través del tiempo. ^[90] La evidencia adicional proviene de la distribución de ciertos tipos de rocas sedimentarias , ^[91] las provincias faunísticas mostradas por grupos fósiles particulares y la posición de los cinturones orogénicos . ^[89]

El movimiento de las placas ha causado la formación y ruptura de continentes a lo largo del tiempo, incluida la formación ocasional de un supercontinente que contiene la mayoría o todos los continentes. El supercontinente Columbia o Nuna se formó durante un período de hace 2000 a 1800 millones de años y se rompió hace unos 1500 a 1300 millones de años . ^{[92] [93]} Se cree que el supercontinente Rodinia se formó  hace unos mil millones de años y que incorporó la mayoría o todos los continentes de la Tierra, y se dividió en ocho continentes hace unos 600 millones de años . Los ocho continentes luego se volvieron a unir en otro supercontinente llamado Pangea ; Pangea se dividió en Laurasia (que se convirtió en América del Norte y Eurasia) y Gondwana (que se convirtió en los continentes restantes).

Se cree que el Himalaya , la cadena montañosa más alta del mundo, se formó por la colisión de dos placas principales. Antes de su elevación, la zona donde se encuentra estaba cubierta por el océano Tetis .

Según cómo se definan, suelen existir siete u ocho placas «principales»: africana , antártica , euroasiática , norteamericana , sudamericana , del Pacífico y indoaustraliana . Esta última a veces se subdivide en las placas india y australiana .

Hay docenas de placas más pequeñas, las ocho más grandes de las cuales son la Arábiga , la del Caribe , la de Juan de Fuca , la de Cocos , la de Nazca , la del Mar de Filipinas , la de Escocia y la de Somalia .

Durante la década de 2020, han surgido nuevas propuestas que dividen la corteza terrestre en muchas placas más pequeñas, llamadas terranes, lo que refleja el hecho de que las reconstrucciones de placas muestran que las placas más grandes se han deformado internamente y las placas oceánicas y continentales se han fragmentado con el tiempo. Esto ha dado como resultado la definición de aproximadamente 1200 terranes dentro de las placas oceánicas, los bloques continentales y las zonas móviles (cinturones montañosos) que los separan. ^{[94] [95]}

El movimiento de las placas tectónicas se determina mediante conjuntos de datos satelitales de teledetección, calibrados con mediciones de estaciones terrestres.

La aparición de tectónica de placas en los planetas terrestres está relacionada con la masa planetaria, y se espera que los planetas más masivos que la Tierra presenten tectónica de placas. La Tierra puede ser un caso límite, ya que su actividad tectónica se debe a la abundancia de agua (la sílice y el agua forman un eutéctico profundo ). ^[96]

Venus no muestra evidencia de tectónica de placas activa. Hay evidencia discutible de tectónica activa en el pasado distante del planeta; sin embargo, los eventos que tuvieron lugar desde entonces (como la hipótesis plausible y generalmente aceptada de que la litosfera venusiana se ha engrosado mucho en el transcurso de varios cientos de millones de años) han dificultado la delimitación del curso de su registro geológico. Sin embargo, los numerosos cráteres de impacto bien conservados se han utilizado como método de datación para datar aproximadamente la superficie venusiana (ya que hasta ahora no hay muestras conocidas de roca venusiana que se puedan datar con métodos más confiables). Las fechas derivadas están predominantemente en el rango de 500 a 750 millones de años atrás , aunque se han calculado edades de hasta 1.200 millones de años atrás . Esta investigación ha llevado a la hipótesis bastante aceptada de que Venus ha experimentado una renovación volcánica esencialmente completa al menos una vez en su pasado distante, y que el último evento tuvo lugar aproximadamente dentro del rango de las edades estimadas de la superficie. Aunque el mecanismo de un evento térmico tan impresionante sigue siendo un tema de debate en las geociencias de Venus, algunos científicos son partidarios de procesos que implican el movimiento de las placas hasta cierto punto.

Una explicación de la falta de tectónica de placas en Venus es que las temperaturas en Venus son demasiado altas para que haya una cantidad significativa de agua. ^{[97] [98]} La corteza terrestre está empapada de agua, y el agua juega un papel importante en el desarrollo de las zonas de cizallamiento . La tectónica de placas requiere superficies débiles en la corteza a lo largo de las cuales puedan moverse las láminas de la corteza, y bien podría ser que tal debilitamiento nunca haya tenido lugar en Venus debido a la ausencia de agua. Sin embargo, algunos investigadores ^{[ ¿quiénes? ]} siguen convencidos de que la tectónica de placas está o estuvo alguna vez activa en este planeta.

Marte es considerablemente más pequeño que la Tierra y Venus, y hay evidencia de hielo en su superficie y en su corteza.

En la década de 1990, se propuso que la dicotomía de la corteza marciana fue creada por procesos tectónicos de placas. ^[99] Desde entonces, los científicos han determinado que fue creada por un afloramiento dentro del manto marciano que engrosó la corteza de las Tierras Altas del Sur y formó Tharsis ^[100] o por un impacto gigante que excavó las Tierras Bajas del Norte . ^[101]

Valles Marineris puede ser un límite tectónico. ^[102]

Las observaciones del campo magnético de Marte realizadas por la sonda espacial Mars Global Surveyor en 1999 mostraron patrones de bandas magnéticas descubiertos en este planeta. Algunos científicos interpretaron que esto requería procesos tectónicos de placas, como la expansión del fondo marino. ^[103] Sin embargo, sus datos no superaron una "prueba de inversión magnética", que se utiliza para ver si se formaron al invertir las polaridades de un campo magnético global. ^[104]

Algunos de los satélites de Júpiter presentan características que pueden estar relacionadas con la deformación de tipo tectónico de placas, aunque los materiales y los mecanismos específicos pueden ser diferentes de la actividad tectónica de placas en la Tierra. El 8 de septiembre de 2014, la NASA informó que había encontrado evidencia de tectónica de placas en Europa , un satélite de Júpiter, el primer signo de actividad de subducción en otro mundo distinto de la Tierra. ^[105]

Se informó que Titán , la luna más grande de Saturno , mostró actividad tectónica en imágenes tomadas por la sonda Huygens , que aterrizó en Titán el 14 de enero de 2005. ^[106]

En planetas del tamaño de la Tierra, la tectónica de placas es más probable si hay océanos de agua. Sin embargo, en 2007, dos equipos independientes de investigadores llegaron a conclusiones opuestas sobre la probabilidad de tectónica de placas en supertierras más grandes ^{[107] [108]:} un equipo afirmó que la tectónica de placas sería episódica o estancada ^[109] y el otro equipo afirmó que la tectónica de placas es muy probable en supertierras incluso si el planeta está seco. ^[96]

La consideración de la tectónica de placas es parte de la búsqueda de inteligencia extraterrestre y vida extraterrestre . ^[110]

El Wikilibro Geología histórica tiene una página sobre el tema: Tectónica de placas: descripción general

Wikimedia Commons tiene medios relacionados con Tectónica de placas .

• Esta Tierra dinámica: La historia de la tectónica de placas. USGS .
• Comprensión de la tectónica de placas Archivado el 7 de febrero de 2006 en Wayback Machine . USGS .
• Una explicación de las fuerzas tectónicas Archivado el 12 de septiembre de 2017 en Wayback Machine . Ejemplo de cálculos para demostrar que la rotación de la Tierra podría ser una fuerza impulsora.
• Bird, P. (2003); Un modelo digital actualizado de los límites de placas.
• Mapa de placas tectónicas Archivado el 12 de enero de 2017 en Wayback Machine .
• Estimaciones e información sobre la velocidad de las placas MORVEL. C. DeMets, D. Argus y R. Gordon.
• Modelo de placa de Bird 2003 en Google Maps
• La tectónica de placas en In Our Time en la BBC

Vídeos

• Explicación de la evidencia de Khan Academy
• 750 millones de años de actividad tectónica global. Película.
• Múltiples vídeos de movimientos tectónicos de placas Cuarzo 31 de diciembre de 2015