La reconstrucción de placas es el proceso de reconstruir las posiciones de las placas tectónicas entre sí (movimiento relativo) o con otros marcos de referencia, como el campo magnético de la Tierra o grupos de puntos calientes , en el pasado geológico. Esto ayuda a determinar la forma y composición de los antiguos supercontinentes y proporciona una base para reconstrucciones paleogeográficas .
Una parte importante de la reconstrucción de configuraciones de placas pasadas es definir los bordes de áreas de la litosfera que han actuado de forma independiente en algún momento del pasado.
La mayoría de los límites de placas actuales son fácilmente identificables a partir del patrón de sismicidad reciente . [1] Esto ahora está respaldado por el uso de datos geodésicos , como GPS / GNSS , para confirmar la presencia de un movimiento relativo significativo entre placas. [2]
La identificación de límites de placas pasadas (pero ahora inactivas) dentro de las placas actuales generalmente se basa en evidencia de un océano que ahora se ha cerrado. La línea donde solía estar el océano normalmente está marcada por trozos de la corteza de ese océano, incluidos en la zona de colisión, conocidos como ofiolitas . [3] La línea a través de la cual dos placas se unieron para formar una sola placa más grande se conoce como sutura .
En muchos cinturones orogénicos , la colisión no se produce sólo entre dos placas, sino que implica la acumulación secuencial de terrenos más pequeños . Los terrenos son trozos más pequeños de corteza continental que han quedado atrapados en una orogenia, como fragmentos continentales o arcos de islas .
Los movimientos de las placas, tanto los observables ahora como los del pasado, se refieren idealmente a un sistema de referencia que permite calcular otros movimientos de las placas. Por ejemplo, una placa central, como la placa africana, puede tener referidos los movimientos de las placas adyacentes. Mediante la composición de las reconstrucciones, se pueden reconstruir placas adicionales a la placa central. A su vez, la placa de referencia podrá reconstruirse, junto con las demás placas, a otro sistema de referencia, como el campo magnético terrestre , determinado a partir de mediciones paleomagnéticas de rocas de edad conocida. Se ha postulado un marco de referencia de puntos críticos globales (ver, por ejemplo, W. Jason Morgan ), pero ahora hay evidencia de que no todos los puntos críticos están necesariamente fijos en sus ubicaciones entre sí o con el eje de giro de la Tierra. [4] Sin embargo, hay grupos de estos puntos críticos que parecen estar fijos dentro de las limitaciones de los datos disponibles, dentro de mesoplacas particulares . [5]
El movimiento de un cuerpo rígido, como una placa, sobre la superficie de una esfera se puede describir como rotación alrededor de un eje fijo (en relación con el sistema de referencia elegido). Este polo de rotación se conoce como polo de Euler . El movimiento de una placa se especifica completamente en términos de su polo de Euler y la velocidad angular de rotación alrededor del polo. Los polos de Euler definidos para los movimientos actuales de las placas se pueden utilizar para reconstruir placas del pasado reciente (unos pocos millones de años). [6] En etapas anteriores de la historia de la Tierra, es necesario definir nuevos polos de Euler. [4]
Para mover las placas hacia atrás en el tiempo es necesario proporcionar información sobre las posiciones relativas o absolutas de las placas que se están reconstruyendo de manera que se pueda calcular un polo de Euler. Estos son métodos cuantitativos de reconstrucción. [7]
Ciertos encajes entre continentes, particularmente entre América del Sur y África, se conocían mucho antes de que se desarrollara una teoría que pudiera explicarlos adecuadamente. La reconstrucción realizada por Bullard antes de la ruptura del Atlántico basada en un ajuste de mínimos cuadrados en el contorno de 500 brazas todavía proporciona la mejor coincidencia con los datos de los polos paleomagnéticos para los dos lados desde la mitad del Paleozoico hasta el Triásico Tardío . [7]
Las reconstrucciones de placas en el pasado geológico reciente utilizan principalmente el patrón de rayas magnéticas en la corteza oceánica para eliminar los efectos de la expansión del fondo marino . Las franjas individuales están datadas mediante magnetoestratigrafía para que se conozca su momento de formación. Cada franja (y su imagen especular) representa el límite de una placa en un momento particular del pasado, lo que permite que las dos placas se reposicionen entre sí. La corteza oceánica más antigua es el Jurásico , lo que proporciona un límite de edad inferior de aproximadamente 175 Ma para el uso de dichos datos. Las reconstrucciones obtenidas de esta manera son sólo relativas. [7]
Los datos paleomagnéticos se obtienen tomando muestras orientadas de rocas y midiendo sus magnetizaciones remanentes en el laboratorio. Se pueden recuperar datos de buena calidad de diferentes tipos de rocas . En las rocas ígneas , los minerales magnéticos cristalizan a partir del derretimiento, y cuando la roca se enfría por debajo de su temperatura de Curie , adquiere una magnetización termoremanente ( TRM ) en la dirección del campo magnético de la Tierra. En las rocas sedimentarias , los granos magnéticos alinearán sus momentos magnéticos con la dirección del campo magnético durante o poco después de la deposición, lo que dará como resultado una magnetización remanente detrítica o posdetrítica ( DRM ). Una dificultad común con el uso de sedimentos clásticos para definir las direcciones del campo magnético en el pasado es que la dirección del DRM puede girar hacia el plano del lecho debido a la compactación del sedimento, lo que resulta en una inclinación que es menos profunda que la inclinación del campo magnético. el campo durante la deposición. No obstante, el error de aplanamiento de la inclinación se puede estimar y corregir mediante experimentos de redeposición, mediciones de anisotropía magnética y el uso de modelos teóricos para la dispersión de direcciones paleomagnéticas. [8] Las rocas metamórficas normalmente no se utilizan para mediciones paleomagnéticas debido a las complejidades relacionadas con la adquisición de remanencia, incertidumbres en la edad de magnetización y alta anisotropía magnética.
Un estudio paleomagnético típico tomaría muestras de una gran cantidad de unidades de roca independientes de edad similar en ubicaciones cercanas y recolectaría múltiples muestras de cada unidad para estimar los errores de medición y evaluar qué tan bien el conjunto de datos paleomagnéticos obtenido muestra la variación secular geomagnética . Se utilizan técnicas de desmagnetización progresiva para identificar componentes de magnetización secundaria (p. ej., sobreimpresiones magnéticas que podrían haberse impartido en la roca debido a alteración química o recalentamiento) y para aislar la magnetización primaria, que registra la dirección del campo magnético en el momento en que se produce la magnetización. se formó la roca. Normalmente se realizan varias pruebas de rocas magnéticas y paleomagnéticas para establecer la naturaleza primaria de la magnetización remanente aislada. Las direcciones paleomagnéticas recuperadas se utilizan para derivar polos paleomagnéticos, que limitan la posición latitudinal del bloque de la corteza terrestre del que se tomaron las muestras de roca y su orientación original con respecto a las líneas de longitud.
Se encuentran disponibles datos paleomagnéticos de buena calidad en la Base de Datos Paleomagnética Global , a la que se puede acceder desde el Centro Mundial de Datos A en los EE. UU. en Boulder, Colorado . [9]
Un polo paleomagnético se define tomando la dirección promedio de la magnetización remanente primaria de las rocas muestreadas (expresada como la declinación e inclinación medias ) y calculando la posición de un polo geomagnético para el campo de un dipolo magnético geocéntrico que produciría la media observada. dirección en la localidad muestreada en sus coordenadas geográficas actuales. [10] Una forma alternativa de definir los polos paleomagnéticos es calcular un polo geomagnético virtual (VGP) para cada unidad de roca individual y luego estimar la ubicación media de todos los VGP. La estadística de Fisher sobre la esfera [11] se utiliza normalmente para obtener la dirección media de magnetización, o la ubicación media del VGP, y para estimar sus incertidumbres. Ambos enfoques se utilizan en estudios paleomagnéticos, pero se ha reconocido que promediar direcciones en lugar de vectores de remanencia completos puede conducir a estimaciones sesgadas de la dirección media del campo paleomagnético, [12] de modo que el cálculo de los polos paleomagnéticos promediando los VGP es actualmente la técnica preferida.
Los estudios paleomagnéticos de lavas geológicamente recientes (Plioceno a Cuaternario, 0-5 Ma) indican que cuando se promedia el campo geomagnético en escalas de tiempo de decenas de miles a millones de años, durante un período de tiempo lo suficientemente largo como para muestrear completamente la variación secular geomagnética , la El campo promediado en el tiempo puede aproximarse con precisión mediante el campo de un dipolo axial geocéntrico (GAD), es decir, un dipolo magnético colocado en el centro de la Tierra y alineado con el eje de rotación de la Tierra. [14] [15] Por lo tanto, si un conjunto de datos paleomagnéticos ha muestreado suficiente tiempo para promediar la variación secular, el polo paleomagnético derivado de él puede interpretarse como una estimación de la ubicación del polo geográfico con respecto a la localidad de muestreo fijada en el presente. posición geográfica.
La diferencia entre el polo paleomagnético y el polo geográfico actual refleja la posición paleogeográfica del bloque de corteza que contiene el área muestreada en el momento en que se formaron las rocas estudiadas, incluyendo su latitud original (paleolatitud) y orientación. Bajo el supuesto de que la dirección paleomagnética media corresponde a la del campo GAD, la paleolatitud del lugar de muestreo (λ) se puede derivar de la inclinación (I) de la dirección media usando una ecuación simple: [16]
La declinación media (D) da el sentido y la cantidad de rotación alrededor de un eje vertical que pasa por el área de muestreo, que debe aplicarse para restaurar su orientación original con respecto a las líneas de longitud. La paleolatitud para cualquier ubicación específica que pertenezca al mismo bloque de la corteza terrestre se puede calcular como 90° menos la distancia angular entre esta ubicación y el polo paleomagnético, y la rotación del eje vertical local se puede estimar calculando la declinación esperada de la posición del polo. . [17] Por lo tanto, un polo paleomagnético define la posición paleolatitudinal y la orientación de todo el bloque tectónico en un momento específico del pasado. Sin embargo, debido a que el campo GAD es azimutalmente simétrico con respecto al eje de rotación de la Tierra, el polo no impone ninguna restricción a la longitud absoluta. Desde la perspectiva de las direcciones paleomagnéticas, el campo GAD tiene los mismos valores de inclinación y declinación a lo largo de una línea de latitud constante en todas las longitudes, de modo que cualquier longitud concebible sería una opción igualmente viable para la reconstrucción de un elemento tectónico si su posición paleogeográfica está limitado únicamente por datos paleomagnéticos.
Considerando que un polo paleomagnético se aproxima a la posición del polo geográfico con respecto al continente o terreno geológico del que fue determinado, la paleolatitud y orientación se pueden restaurar encontrando una rotación ( polo de Euler y ángulo de rotación ) que reconstruya el polo paleomagnético a el polo geográfico, y aplicando esta rotación al continente o terreno. Al hacerlo, se reconstruye el bloque de la corteza y su polo paleomagnético utilizando la misma rotación de Euler, de modo que no se mueven entre sí, el polo paleomagnético se coloca en el polo geográfico y el bloque de la corteza se restablece correctamente en latitud y orientación (es decir, con respecto al polo geográfico). Teniendo en cuenta que una mayor rotación alrededor del polo geográfico solo cambiará la longitud del bloque, pero su latitud y orientación con respecto a las líneas de longitud no se verán afectadas, la paleolongitud absoluta no se puede determinar en reconstrucciones basadas en paleomagnetismo. Sin embargo, las longitudes relativas de diferentes bloques de la corteza terrestre se pueden definir utilizando otros tipos de datos geológicos y geofísicos que limitan los movimientos relativos de las placas tectónicas, incluidas las historias de expansión del fondo marino registradas por mis anomalías magnéticas marinas, la coincidencia de fronteras continentales y terrenos geológicos, y datos paleontológicos. [7]
Se pueden utilizar polos de diferentes edades en un solo continente, placa litosférica o cualquier otro bloque tectónico para construir una ruta de deriva polar aparente (APWP). Si los caminos de los fragmentos de la corteza adyacentes son idénticos, esto se considera que indica que no ha habido movimiento relativo entre ellos durante el período cubierto por el camino. La divergencia de las trayectorias de APW indica que las áreas en cuestión han actuado de forma independiente en el pasado y el punto de divergencia marca el momento en que se unieron. [17] Los APWP combinados o sintéticos se pueden construir rotando polos paleomagnéticos de diferentes placas en el marco de referencia fijado a una sola placa, utilizando estimaciones de los movimientos relativos de las placas. [13] Para los tiempos posteriores al ensamblaje de Pangea (320 Ma), los APWP sintéticos a menudo se construyen en el marco de referencia fijado a la placa africana [13] porque África ha ocupado una posición central en la configuración de Pangea y ha estado predominantemente rodeada por crestas en expansión después de la ruptura de Pangea, que comenzó a principios del Jurásico (ca. 180 Ma).
Para una sola placa litosférica, el APWP refleja el movimiento de la placa con respecto al polo geográfico (cambios de latitud) y los cambios de su orientación con respecto a los paleomeridianos. Las longitudes de las reconstrucciones paleogeográficas basadas en APWP son inciertas, pero se ha argumentado que la incertidumbre se puede minimizar seleccionando una placa de referencia que se espera que se mueva menos en longitud a partir de la consideración de la teoría de la tectónica de placas y vinculando las reconstrucciones de las placas restantes a esta placa de referencia utilizando las estimaciones del movimiento relativo de las placas. [18] Por ejemplo, y se demostró que suponiendo que no haya ningún movimiento longitudinal significativo de África desde la época del ensamblaje de Pangea, se obtiene un escenario razonable de tectónica de placas, en el que no se observan movimientos grandes y coherentes de este a oeste de la litosfera continental en reconstrucciones paleogeográficas. [19]
Los APWP pueden interpretarse como registros de una señal combinada de dos fuentes de movimiento de placas: (1) movimiento de las placas litosféricas con respecto al manto de la Tierra y (2) movimiento de toda la Tierra sólida (manto y litosfera) con respecto al manto de la Tierra. Eje de rotación. El segundo componente se conoce comúnmente como verdadero desplazamiento polar (TPW) y en escalas de tiempo geológico resulta de la redistribución gradual de heterogeneidades de masa debido a movimientos convectivos en el manto terrestre. [20] Al comparar las reconstrucciones de placas basadas en el paleomagnetismo con reconstrucciones en el marco de referencia del manto definido por puntos calientes durante los últimos 120 Ma, se pueden estimar los movimientos TPW, lo que permite vincular las reconstrucciones paleogeográficas al manto y, por lo tanto, restringirlas en paleolongitud. [21] [13] Para las épocas anteriores en el Mesozoico y Paleozoico , las estimaciones de TPW se pueden obtener mediante el análisis de rotaciones coherentes de la litosfera continental, [19] lo que permite vincular la paleogeografía reconstruida con las estructuras a gran escala en la parte inferior. manto, comúnmente conocidas como grandes provincias de baja velocidad de onda de corte (LLSVP). Se ha argumentado que los LLSVP se han mantenido estables durante al menos los últimos 300 Ma, y posiblemente más, y que los márgenes de LLSVP han servido como zonas de generación de las plumas del manto responsables de las erupciones de Grandes Provincias Ígneas (LIP) y kimberlitas . [22] [23] La correlación de las ubicaciones reconstruidas de LIP y kimberlitas con los márgenes de LLSVP utilizando las rotaciones TPW estimadas permite desarrollar un modelo autoconsistente para los movimientos de placas en relación con el manto, el verdadero desplazamiento polar y los cambios correspondientes. de paleogeografía limitada en longitud para todo el Fanerozoico , [24] aunque el origen y la estabilidad a largo plazo de los LLSVP son objeto del debate científico en curso. [25] [26]
Los polos paleomagnéticos de Euler derivados de la geometrización de rutas polares aparentes (APWP) potencialmente permiten restringir las paleolongitudes a partir de datos paleomagnéticos. Este método podría extender las reconstrucciones del movimiento absoluto de las placas profundamente en la historia geológica siempre que existan APWP confiables. [27]
La presencia de cadenas de islas volcánicas y montes submarinos que se interpreta que se formaron a partir de puntos críticos fijos permite que la placa sobre la que se asientan se restablezca progresivamente de modo que un monte submarino regrese sobre el punto crítico en su momento de formación. Este método se puede utilizar desde el Cretácico Inferior , la edad de la evidencia más antigua de actividad de puntos críticos. Este método proporciona una reconstrucción absoluta tanto de la latitud como de la longitud, aunque antes de aproximadamente 90 Ma hay evidencia de movimiento relativo entre grupos de puntos críticos. [28]
Una vez que las placas oceánicas se subducen en el manto inferior (losas), se supone que se hunden de manera casi vertical. Con la ayuda de la tomografía de ondas sísmicas, esto se puede utilizar para limitar las reconstrucciones de placas de primer orden hasta el Pérmico. [29]
Algunas reconstrucciones de placas están respaldadas por otras evidencias geológicas, como la distribución de tipos de rocas sedimentarias , la posición de cinturones orogénicos y provincias faunísticas mostradas por fósiles particulares. Estos son métodos de reconstrucción semicuantitativos. [7]
Algunos tipos de rocas sedimentarias están restringidos a determinadas zonas latitudinales. Los depósitos glaciares, por ejemplo, generalmente se limitan a latitudes altas, mientras que las evaporitas se forman generalmente en los trópicos. [30]
Los océanos entre continentes constituyen barreras a la migración de plantas y animales. Las áreas que se han separado tienden a desarrollar su propia fauna y flora. Este es particularmente el caso de las plantas y los animales terrestres, pero también es cierto para las especies marinas de aguas poco profundas, como los trilobites y los braquiópodos , aunque sus larvas planctónicas significan que pudieron migrar sobre áreas más pequeñas de aguas profundas. A medida que los océanos se estrechan antes de que ocurra una colisión, las faunas comienzan a mezclarse nuevamente, lo que proporciona evidencia que respalda el cierre y su momento. [7]
Cuando los supercontinentes se rompen, las estructuras geológicas lineales más antiguas, como los cinturones orogénicos, pueden dividirse entre los fragmentos resultantes. Cuando una reconstrucción une efectivamente cinturones orogénicos de la misma edad de formación, esto proporciona un mayor apoyo a la validez de la reconstrucción. [7]
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