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La tectónica de placas (del latín tectonicus , del griego antiguo τεκτονικός ( tektonikós ) 'perteneciente a la construcción') [1] es la teoría científica de que la litosfera de la Tierra comprende una serie de grandes placas tectónicas , que se han estado moviendo lentamente desde hace unos 3.400 millones de años. atrás. [2] 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 validó la expansión del fondo marino a mediados y finales 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 transformada . El movimiento relativo de las placas suele oscilar entre cero y 10 cm al año. [3] Las fallas tienden a ser geológicamente activas y experimentan 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 rematada por su propio tipo de corteza. A lo largo de los límites de las placas convergentes , el proceso de subducción lleva el borde de una placa hacia abajo debajo de la otra placa y hacia 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 márgenes divergentes por la expansión del fondo marino, manteniendo constante la superficie total 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 laterales de densidad en el manto dan como resultado corrientes de convección , el lento movimiento progresivo del manto sólido de la Tierra. En una cresta que se extiende en el fondo marino , las placas se alejan de la cresta, 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 densa y relativamente fría se hunde en el manto, formando la rama de convección descendente de una célula del manto , [4] que es el impulsor más fuerte del movimiento de las placas. [5] [6] La importancia relativa y la interacción de otros factores propuestos, como la convección activa, el afloramiento dentro del manto y la resistencia de las mareas de la Luna, siguen siendo objeto de debate.
Las capas exteriores de la Tierra se dividen en litosfera y astenosfera . La división se basa en 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 más fácilmente. 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 manto de la litosfera) y la corteza: un determinado trozo de manto puede ser parte de la litosfera o de la astenosfera en diferentes momentos. veces 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 el sólido fluido de la astenosfera . Los movimientos de las placas varían de 10 a 40 mm/año en la Dorsal Mesoatlántica (aproximadamente tan rápido como crecen las uñas ), hasta aproximadamente 160 mm/año en la Placa de Nazca (aproximadamente tan rápido como crece el cabello ). [7]
Las placas tectónicas de la litosfera están formadas por un manto litosférico cubierto por uno o dos tipos de material de la corteza terrestre: 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 mediante vulcanismo de arco y acumulación de terrenos mediante 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 . [8] [9] 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 sobre el nivel del mar.
La litosfera oceánica promedio suele tener un espesor de 100 km (62 millas). [10] Su espesor es función de su edad. A medida que pasa el tiempo, se enfría conduciendo el calor desde abajo y liberándolo radiativamente al espacio. El manto adyacente debajo se enfría mediante este proceso y se agrega a su base. Debido a que se forma en las dorsales en medio del océano y se extiende hacia afuera, su espesor es, por lo tanto, función de su distancia desde la dorsal en medio del océano donde se formó. Para una distancia típica que la litosfera oceánica debe recorrer antes de ser subducida, el espesor varía desde aproximadamente 6 km (4 millas) en las dorsales oceánicas hasta más de 100 km (62 millas) en las zonas de subducción . Para distancias más cortas o más largas, la zona de subducción y, por tanto, también el espesor medio, disminuye o aumenta respectivamente. [11] La litosfera continental suele tener unos 200 km de espesor, aunque esto varía considerablemente entre cuencas, cadenas montañosas e interiores cratónicos estables de los continentes.
El lugar donde se encuentran dos placas se llama límite de placa . Los límites de las placas son donde ocurren eventos geológicos, como terremotos y la creación de accidentes topográficos 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 las placas, siendo el Anillo de Fuego de la Placa del Pacífico el más activo y conocido. Algunos volcanes se encuentran en el interior de las placas y se han atribuido de diversas formas a la deformación interna de las placas [12] y a las plumas del manto.
Las placas tectónicas pueden incluir corteza continental, 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 la corteza oceánica fueron empujados hacia arriba y ahora se conservan dentro de la corteza continental.
Existen tres tipos de límites de placas, [13] caracterizados por la forma en que las placas se mueven entre sí. Están asociados a diferentes tipos de fenómenos superficiales. Los diferentes tipos de límites de placas son: [14] [15]
Las placas tectónicas pueden moverse debido a la densidad relativa de la litosfera oceánica y la relativa debilidad de la astenosfera . La disipación de calor del manto es la fuente original de energía necesaria para impulsar la tectónica de placas a través de convección o surgencias y cúpulas a gran escala. Como consecuencia, una poderosa fuente 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 se forma la nueva corteza 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 espesa de forma conductiva. 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, proporcionando la mayor parte de la fuerza impulsora para el movimiento de las placas. La debilidad de la astenosfera permite que las placas tectónicas se desplacen fácilmente hacia una zona de subducción. [17]
Durante gran parte del primer cuarto del siglo XX, la teoría principal sobre la fuerza impulsora detrás 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 [18] y fue inmediatamente reconocida 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 en todo el manto. Estas variaciones de densidad pueden ser materiales (de la química de las rocas), minerales (de variaciones en las estructuras minerales) o térmicas (a través de la expansión y contracción térmica de la energía térmica). La manifestación de esta densidad lateral variable es la convección del manto debido a las fuerzas de flotación. [19]
La forma en que la convección del manto se relaciona directa e indirectamente con el movimiento de las placas es un tema de estudio y discusión continuos en geodinámica. De alguna manera, esta energía debe transferirse a la litosfera para que las placas tectónicas se muevan. Se cree que existen esencialmente dos tipos principales de mecanismos relacionados con la dinámica del manto que influyen en el movimiento de las placas: primarios (a través de células de convección a gran escala) o secundarios. Los mecanismos secundarios ven el movimiento de las placas 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 relacionado con la atracción descendente de las placas en las zonas de subducción de las fosas oceánicas. La tracción de la losa 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 actúan tanto en el lado inferior como en el superior de la losa). Además, las losas 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 losa.
En la teoría de la tectónica de penachos seguida por numerosos investigadores durante la década de 1990, se utiliza un concepto modificado de corrientes de convección del manto. Afirma que las súper columnas se elevan desde el manto más profundo y son las impulsoras o sustitutos de las principales células de convección. Estas ideas encuentran 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. Más tarde, Van Bemmelen modificó el concepto en sus "Modelos de Undación" y utilizó "Ampollas de Manto" como fuerza impulsora para los movimientos horizontales, invocando fuerzas gravitacionales alejadas de las cúpulas de la corteza regional. [20] [21]
Las teorías encuentran resonancia en las teorías modernas que prevén puntos calientes o penachos de manto que permanecen fijos y son anulados por las placas de la litosfera oceánica y continental con el tiempo y dejan sus huellas en el registro geológico (aunque estos fenómenos no se invocan como mecanismos impulsores reales, sino que más bien como moduladores).
Todavía se defiende el mecanismo para explicar la desintegración de los supercontinentes durante épocas geológicas específicas. [22] Tiene seguidores entre los científicos involucrados en la teoría de la expansión de la Tierra . [23] [24] [25]
Otra teoría es que el manto no fluye en células ni en grandes columnas, sino más bien como una serie de canales justo debajo de la corteza terrestre, que luego proporcionan fricción basal a la litosfera. Esta teoría, llamada "tectónica de oleadas", se popularizó durante las décadas de 1980 y 1990. [26] Investigaciones recientes, basadas en modelos informáticos tridimensionales, sugieren que la geometría de las placas se rige por una retroalimentación entre los patrones de convección del manto y la fuerza de la litosfera. [27]
Las fuerzas relacionadas con la gravedad se invocan como fenómenos secundarios dentro del marco de un mecanismo impulsor más general, como las diversas formas de dinámica del manto descritas anteriormente. En las visiones modernas, la gravedad se invoca como la principal fuerza impulsora, a través de la tracción de las losas a lo largo de las zonas de subducción.
El deslizamiento gravitacional alejándose de una cresta 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. [28] [29] A medida que la litosfera oceánica se forma en las crestas en expansión a partir del material caliente del manto, se enfría y espesa gradualmente con la edad (y, por lo tanto, aumenta la distancia desde la cresta). La litosfera oceánica fría es significativamente más densa que el material del manto caliente del que deriva y, por lo tanto, a medida que aumenta su 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 cresta.
Esta fuerza se considera una fuerza secundaria y a menudo se la denomina " empuje de crestas ". 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 crestas. Es más exacto referirse a este mecanismo como "deslizamiento gravitacional", ya que la topografía en toda la placa puede variar considerablemente y las crestas extendidas son sólo la característica más destacada. Otros mecanismos que generan esta fuerza gravitacional secundaria incluyen el abultamiento por flexión de la litosfera antes de sumergirse debajo de una placa adyacente, produciendo una característica topográfica clara que puede compensar, o al menos afectar, la influencia de las dorsales topográficas del océano. También se postula que las plumas del manto y los puntos calientes inciden en la parte inferior de las placas tectónicas.
Tracción de losa : La opinión científica actual es que la astenosfera no es lo suficientemente competente o rígida para provocar directamente el movimiento por fricción a lo largo de la base de la litosfera. Por lo tanto, se cree que la tracción de la losa es la fuerza más grande que actúa sobre las placas. Según la comprensión actual, el movimiento de las placas es impulsado principalmente por el peso de placas densas y frías que se hunden en el manto en las trincheras. [6] Modelos recientes indican que la succión de zanjas también juega un papel importante. Sin embargo, el hecho de que la Placa de América del Norte no esté subduciéndose en ninguna parte, aunque está en movimiento, presenta un problema. Lo mismo ocurre con las placas africana, euroasiática y antártica .
Deslizamiento gravitacional alejándose de las cúpulas del manto: según teorías más antiguas, uno de los mecanismos impulsores de las placas es la existencia de cúpulas de astenosfera/manto a gran escala que provocan el deslizamiento gravitacional de las placas de la litosfera alejándose de ellas (consulte 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 más grande de toda una cuenca oceánica. [28] [29] [22]
Alfred Wegener , siendo meteorólogo , había propuesto las fuerzas de marea y las fuerzas centrífugas como los principales mecanismos impulsores de la deriva continental ; sin embargo, estas fuerzas se consideraron demasiado pequeñas para causar el movimiento continental, ya que el concepto era de continentes atravesando la corteza oceánica. [30] Por lo tanto, Wegener cambió más tarde 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 (aceptado desde las propuestas de Heezen, Hess, Dietz, Morley, Vine y Matthews (ver más abajo) a principios de la década de 1960 sobre la expansión del fondo marino), se sugiere que la corteza oceánica está en movimiento con los continentes que provocó que se reconsideraran las propuestas relacionadas con la rotación de la Tierra. En la literatura más reciente, estas fuerzas impulsoras son:
Las fuerzas que son pequeñas y generalmente insignificantes son:
Para que estos mecanismos sean válidos en general, deben existir relaciones sistemáticas en todo el mundo entre la orientación y la cinemática de la deformación y la cuadrícula geográfica latitudinal y longitudinal de la Tierra misma. Estos estudios sistemáticos de relaciones 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 red de deformación estaba fija con respecto al ecuador y al eje de la Tierra, y que Las fuerzas impulsoras gravitacionales actuaban generalmente verticalmente y provocaban sólo movimientos horizontales locales (las llamadas tectónicas previas a las placas, "teorías fijistas"). Por lo tanto, estudios posteriores (que se analizan más adelante en esta página) invocaron muchas de las relaciones reconocidas durante este período de la tectónica previa a las placas para respaldar sus teorías (consulte las revisiones de estos diversos mecanismos relacionados con la rotación de la Tierra, el trabajo de van Dijk y sus colaboradores). [34]
De las muchas fuerzas discutidas anteriormente, la fuerza de marea todavía es muy debatida y defendida como una posible fuerza impulsora principal de la tectónica de placas. Las otras fuerzas sólo se utilizan en modelos geodinámicos globales que no utilizan conceptos de tectónica de placas (por lo tanto, más allá de las discusiones tratadas en esta sección) o se proponen como modulaciones menores dentro del modelo general de tectónica de placas. En 1973, George W. Moore [35] del USGS y RC Bostrom [36] presentaron evidencia de una deriva general de la litosfera de la Tierra hacia el oeste con respecto al manto, basada en la inclinación de las zonas de subducción (inclinación poco profunda hacia el este, con pronunciada pendiente hacia el oeste). Concluyeron que las fuerzas de marea (el retraso 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 la capa superficial de la Tierra hacia el oeste, tal como lo propuso Alfred Wegener (ver arriba). Desde 1990, esta teoría es defendida principalmente por Doglioni y sus colaboradores (Doglioni 1990), como en un estudio más reciente de 2006, [37] donde los científicos revisaron y defendieron estas ideas. Lovett (2006) ha sugerido 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 [38] se sugirió que, por otra parte, 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 de la tendencia hacia el este de la placa. Centro de expansión del Pacífico (que no es una manifestación prevista de tales fuerzas lunares). Sin embargo, en el mismo artículo los autores admiten que, en comparación con el manto inferior, en los movimientos de todas las placas existe una ligera componente hacia el oeste. Sin embargo, demostraron que la deriva hacia el oeste, observada sólo durante los últimos 30 millones de años, se atribuye al creciente dominio de la placa del Pacífico en constante crecimiento y aceleración. El debate aún está abierto y un artículo reciente de Hofmeister et al. (2022) [39] revivieron la idea defendiendo 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 función de todas las fuerzas que actúan sobre la placa; sin embargo, ahí radica el problema del grado en que cada proceso contribuye al movimiento general de cada placa tectónica.
La diversidad de entornos geodinámicos y las propiedades de cada placa resultan 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 placas descendentes (subductoras) se mueven mucho más rápido que otros tipos de placas. La placa del Pacífico, por ejemplo, está esencialmente rodeada por zonas de subducción (el llamado Anillo de Fuego) y se mueve mucho más rápido que las placas de la cuenca del Atlántico, que están unidas (quizás se podría decir "soldadas") a continentes adyacentes. en lugar de placas subductoras. Por lo tanto, se piensa que las fuerzas asociadas con la placa que desciende (tracción y succión de la losa) son las fuerzas impulsoras que determinan el movimiento de las placas, excepto aquellas placas que no están siendo subducidas. [6] Sin embargo, este punto de vista ha sido contradicho 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 atracción o el empuje de losas, sino más bien con una convección del manto. Surgencia cuya extensión horizontal a lo largo de las bases de las distintas placas las impulsa mediante fuerzas de tracción relacionadas con la viscosidad. [40] Las fuerzas impulsoras del movimiento de las placas continúan siendo temas activos de investigación en curso dentro de la geofísica y la tectonofísica .
El desarrollo de la teoría de la tectónica de placas fue el cambio científico y cultural que se produjo durante un período de 50 años de debate científico. El acontecimiento mismo de la aceptación supuso un cambio de paradigma y, por tanto, puede clasificarse como una revolución científica . [41] A principios del siglo XX, varios teóricos intentaron sin éxito explicar las numerosas continuidades geográficas, geológicas y biológicas entre continentes. En 1912, el meteorólogo Alfred Wegener describió lo que llamó deriva continental, idea que culminó cincuenta años después en la teoría moderna de la tectónica de placas. [42]
Wegener amplió su teoría en su libro de 1915 El origen de los continentes y los océanos . [43] Partiendo de la idea (también expresada por sus precursores) de que los continentes actuales alguna vez formaron una sola masa de tierra (más tarde llamada Pangea ), Wegener sugirió que estos se separaron y se separaron, comparándolos con "icebergs" de baja densidad sial flotante. sobre un mar de sima más denso . [44] [45] La evidencia que respalda la idea provino de los contornos de 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 del reptil terápsido o mamífero Lystrosaurus , todos ampliamente distribuidos en América del Sur, África, la Antártida, la India y Australia. La evidencia de una unión tan antigua de estos continentes era evidente para los geólogos de campo que trabajaban en el hemisferio sur. El sudafricano Alex du Toit reunió una gran cantidad de información de este tipo en su publicación de 1937 Nuestros continentes errantes , y fue más allá que Wegener al reconocer los fuertes vínculos entre los fragmentos de Gondwana .
Inicialmente, el trabajo de Wegener no fue ampliamente aceptado, en parte debido a la falta de evidencia detallada, pero principalmente debido a la falta de un mecanismo razonable con soporte físico. La Tierra podría tener una corteza y un manto sólidos y un núcleo líquido, pero no parecía haber forma de que porciones de la corteza pudieran moverse. Muchos científicos distinguidos de la época, como Harold Jeffreys y Charles Schuchert , criticaron abiertamente la deriva continental.
A pesar de mucha oposición, la visión de la deriva continental ganó apoyo y se inició un animado debate entre "vagabundos" o "movilistas" (defensores de la teoría) y "fijistas" (opositores). 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 pudo haber ocurrido debajo del mar dentro de la corteza oceánica. Geofísicos y geólogos (tanto fijistas como movilistas) como Vening-Meinesz, Holmes y Umbgrove propusieron conceptos cercanos a los elementos ahora incorporados en la tectónica de placas. En 1941, Otto Ampferer describió, en su publicación "Reflexiones sobre el cine de la región atlántica", [46] procesos que anticipan lo que ahora se llama expansión y subducción del fondo marino . [47] [48] Una de las primeras piezas de evidencia geofísica que se utilizó para respaldar el movimiento de las placas litosféricas provino del paleomagnetismo . Esto se basa en el hecho de que 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 con el tiempo y, algo 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 mediante la introducción de lo que se llamó "desplazamiento polar" (ver aparente desplazamiento polar ) (es decir, se suponía que la ubicación del polo norte había ido cambiando a través del tiempo). Sin embargo, una explicación alternativa era 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 deriva polar". A finales 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 de 1956, [49] y por Warren Carey en un simposio celebrado en marzo de 1956. [50]
La segunda evidencia en apoyo de la deriva continental surgió a finales de los años 50 y principios de los 60 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. [51] que proporcionó evidencia de la asociación entre la expansión del fondo marino a lo largo de las dorsales oceánicas y las inversiones del campo magnético , publicado entre 1959 y 1963 por Heezen, Dietz, Hess, Mason, Vine & Matthews y Morley. [52]
Los avances simultáneos en las primeras técnicas de imágenes sísmicas en y alrededor de las zonas de Wadati-Benioff 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 podría desaparecer en el manto, proporcionando el mecanismo para equilibrar la extensión de las cuencas oceánicas con el acortamiento de sus márgenes.
Toda esta evidencia, tanto del fondo del océano como de los márgenes continentales, dejó claro hacia 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 las cadenas montañosas, podían explicarse por el movimiento vertical de la corteza, descrito en lo que se llama la teoría geosinclinal . Generalmente, esto se situó en el contexto de un planeta Tierra que se contrae 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. [53]
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. [54]
El descubrimiento de la radiactividad y sus propiedades de calentamiento asociadas en 1895 impulsó un nuevo examen de la edad aparente de la Tierra . [55] Esto se había estimado previamente por su velocidad de enfriamiento bajo el supuesto de que la superficie de la Tierra irradiaba como un cuerpo negro . [56] Esos cálculos habían implicado que, incluso si comenzara al rojo vivo , 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, [57] Alfred Wegener estaba presentando serios argumentos a favor de la idea de la deriva continental en la primera edición de El origen de los continentes y los océanos . [43] En ese libro (reeditado en cuatro ediciones sucesivas hasta la última en 1936), observó cómo la costa este de América del Sur y la costa occidental 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 importantes datos fósiles , paleotopográficos y climatológicos. Hay evidencia que respalda esta simple observación (y fue respaldada en esto por investigadores como Alex du Toit ). Además, cuando los estratos rocosos de los márgenes de continentes separados son muy similares sugiere que estas rocas se formaron de la misma manera, implicando 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 Caledonias de Europa y partes de los Montes Apalaches de América del Norte son muy similares en estructura y litología .
Sin embargo, muchos geólogos no tomaron en serio sus ideas, quienes señalaron que no existía ningún mecanismo aparente para la deriva continental. Específicamente, no vieron cómo la roca continental podría atravesar la roca mucho más densa que forma la corteza oceánica. Wegener no pudo explicar la fuerza que impulsó la deriva continental, y su reivindicación no llegó hasta después de su muerte en 1930. [58]
Como se observó tempranamente que si bien el granito existía en los continentes, el fondo marino parecía estar compuesto por basalto más denso , el concepto predominante durante la primera mitad del siglo XX era el de que existían dos tipos de corteza, denominadas "sial" (corteza de tipo continental). y "sima" (corteza tipo oceánica). Además, se suponía que debajo de los continentes había una capa estática de estratos. Por lo tanto, parecía evidente que debajo de las rocas continentales había una capa de basalto (sial).
Sin embargo, basándose en anomalías en la desviación de la plomada de los Andes en Perú, Pierre Bouguer había deducido que las montañas menos densas debían tener una proyección hacia abajo hacia 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 las correspondientes variaciones de densidad. Por lo tanto, a mediados de la década de 1950, la cuestión de si las raíces de las montañas estaban atrapadas 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 aprender que los terremotos tienden a concentrarse en áreas específicas, sobre todo a lo largo de las fosas oceánicas y las dorsales en expansión. A finales de la década de 1920, los sismólogos comenzaban a identificar varias zonas sísmicas prominentes paralelas a las trincheras que normalmente estaban inclinadas entre 40 y 60° con respecto a la horizontal y se extendían varios cientos de kilómetros hacia el interior de la Tierra. Estas zonas más tarde se conocieron como zonas Wadati-Benioff, o simplemente zonas Benioff, en honor a los sismólogos que las reconocieron por primera vez, Kiyoo Wadati de Japón y Hugo Benioff de Estados Unidos. El estudio de la sismicidad global avanzó enormemente en la década de 1960 con el establecimiento de la Red Mundial de Sismógrafos Estandarizados (WWSSN) [59] para monitorear el cumplimiento del tratado de 1963 que prohíbe las pruebas de armas nucleares en la superficie. Los datos muy mejorados de los instrumentos WWSSN permitieron a los sismólogos mapear con precisión las zonas de concentración de terremotos en todo el mundo.
Mientras tanto, se desarrollaron debates en torno al fenómeno del desplazamiento 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 en 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 del desplazamiento polar magnético para respaldar los movimientos de los continentes fue en un artículo de Keith Runcorn en 1956, [49] y en artículos sucesivos de él y sus estudiantes Ted Irving (quien en realidad fue el primero en estar convencido de el hecho de que el paleomagnetismo apoyó la deriva continental) y Ken Creer.
A esto le siguió inmediatamente 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 [60] . Durante este simposio, algunos de los participantes utilizaron la evidencia en 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 del tamaño de la Tierra desde su formación. Sin embargo, aunque la teoría todavía tiene partidarios en la ciencia, en general se considera insatisfactoria porque no existe un mecanismo convincente para producir una expansión significativa de la Tierra. Otros trabajos realizados durante los años siguientes pronto demostrarían que la evidencia apoyaba igualmente la deriva continental en un globo con un radio estable.
Desde la década de 1930 hasta finales de la de 1950, los trabajos de Vening-Meinesz , Holmes, Umbgrove y muchos otros describieron 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 encontrarse bajo el mar , y en 1928 que las corrientes de convección dentro del manto podrían ser la fuerza impulsora. [61] A menudo, estas contribuciones se olvidan porque:
En 1947, un equipo de científicos dirigido por Maurice Ewing , utilizando el buque de investigación Atlantis de la Institución Oceanográfica Woods Hole y una serie de instrumentos, confirmó la existencia de un aumento en el Océano Atlántico central y descubrió que el suelo del fondo marino debajo del La capa de sedimentos estaba formada 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. [62]
Los nuevos datos recopilados sobre las cuencas oceánicas también mostraron características particulares en cuanto a la batimetría. Uno de los principales resultados de estos conjuntos de datos fue que a lo largo de todo el mundo se detectó un sistema de dorsales oceánicas. 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 crucial artículo de Bruce Heezen (1960) basado en su trabajo con Marie Tharp , [63] que desencadenaría una verdadera revolución en el pensamiento. Una consecuencia profunda de la expansión del fondo marino es que continuamente se creaba, y se sigue creando, nueva corteza a lo largo de las dorsales oceánicas. Por esta razón, Heezen inicialmente defendió la hipótesis de S. Warren Carey de la llamada " Tierra en expansión " (ver arriba). Por lo tanto, quedaba la pregunta de cómo se podría añadir continuamente nueva corteza 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 en exceso desaparecía a lo largo de las llamadas fosas oceánicas, donde se encontraban los llamados " ocurrió la subducción. Por lo tanto, cuando varios científicos a principios de la década de 1960 comenzaron a razonar sobre los datos que tenían a su disposición sobre el fondo del océano, las piezas de la teoría rápidamente encajaron.
La pregunta 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 Servicio Geodésico y Costero de los Estados Unidos que acuñó por primera vez el término expansión del fondo marino . Dietz y Hess (el primero publicó la misma idea un año antes en Nature , [64] pero la prioridad pertenece a Hess, que ya había distribuido un manuscrito inédito de su artículo de 1962 en 1960) [65] estaban entre el pequeño número que realmente entendió la idea. amplias implicaciones de la expansión del fondo marino y cómo eventualmente coincidiría con las ideas, en ese momento, poco convencionales y no aceptadas 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 del arco insular en las Islas Aleutianas . [66] Su artículo, aunque poco notado (y a veces incluso ridiculizado) en ese momento, desde entonces ha sido llamado "seminal" y "profético". En realidad, esto demuestra que los trabajos de los científicos europeos sobre los arcos de islas y los cinturones montañosos realizados y publicados entre los años 1930 y 1950 fueron aplicados y apreciados también en los Estados Unidos.
Si la corteza terrestre se estaba expandiendo a lo largo de las dorsales oceánicas, razonaron Hess y Dietz como Holmes y otros antes que ellos, debía estar contrayéndose en otras partes. 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 anteriormente, concluyó correctamente que muchos millones de años después, la corteza oceánica eventualmente desciende a lo largo de los márgenes continentales donde se forman fosas oceánicas (cañones estrechos y muy profundos), 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 había llegado décadas antes con la única diferencia de que el adelgazamiento de la corteza oceánica se realizaba utilizando el mecanismo de extensión de Heezen 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 reduciendo. A medida que la vieja corteza oceánica se "consume" en las trincheras (al igual que Holmes y otros, pensó que esto se hacía mediante el engrosamiento de la litosfera continental, no, como se entiende ahora, mediante un subempuje a mayor escala de la propia corteza oceánica hacia el manto). , nuevo magma asciende y estalla a lo largo de las crestas en expansión para formar una nueva corteza. En efecto, las cuencas oceánicas se están "reciclando" perpetuamente, con la formación de nueva corteza y la destrucción de la antigua litosfera oceánica ocurriendo simultáneamente. Así, los nuevos conceptos movilistas explicaban claramente por qué la Tierra no crece con la expansión del fondo marino, por qué hay tan poca acumulación de sedimentos en el fondo del océano y por qué las rocas oceánicas son mucho más jóvenes que las 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 extrañas variaciones magnéticas 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 forma 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 finales del siglo XVIII. Más importante aún, debido a que la presencia de magnetita confiere 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, dichos materiales magnéticos registraron el campo magnético de la Tierra en ese momento.
A medida que se cartografiaron cada vez más fondos marinos durante la década de 1950, las variaciones magnéticas resultaron no ser sucesos aleatorios o aislados, sino que revelaron patrones reconocibles. Cuando estos patrones magnéticos se mapearon en una amplia región, el fondo del océano mostró un patrón similar a una cebra : una franja con polaridad normal y la franja contigua con polaridad invertida. El patrón general, definido por estas bandas alternas de roca con polarización normal e inversa, se conoció como franja magnética 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. [67]
El descubrimiento de las bandas magnéticas exigía una explicación. A principios de la década de 1960, científicos como Heezen, Hess y Dietz habían comenzado a teorizar que las dorsales en medio del océano marcan zonas estructuralmente débiles donde el fondo del océano se estaba partiendo en dos a lo largo de la cresta de la dorsal (ver el párrafo anterior). Nuevo magma procedente de las profundidades de la Tierra asciende fácilmente a través de estas zonas débiles y eventualmente entra en erupción a lo largo de la cresta de las dorsales para crear nueva corteza oceánica. Este proceso, denominado inicialmente "hipótesis de la cinta transportadora" y más tarde llamado expansión del fondo marino, que opera durante muchos millones de años, continúa formando nuevos fondos oceánicos en todo el sistema de dorsales oceánicas de 50.000 kilómetros de longitud.
Sólo cuatro años después de que se publicaran los mapas con el "patrón de cebra" de bandas magnéticas, el vínculo entre la expansión del fondo marino y estos patrones fue establecido correctamente, de forma independiente, por Lawrence Morley , y por Fred Vine y Drummond Matthews , en 1963, [68] ahora llamada hipótesis de Vine-Matthews-Morley . Esta hipótesis vinculó estos patrones con inversiones geomagnéticas y fue respaldada por varias líneas de evidencia: [69]
Al explicar tanto las bandas magnéticas en forma de cebra como la construcción del sistema de dorsales en medio del océano, la hipótesis de la expansión del fondo marino (SFS) rápidamente ganó adeptos y representó otro avance importante en el desarrollo de la teoría de la tectónica de placas. Además, la corteza oceánica pasó a ser apreciada como una "grabación" natural de la historia de las inversiones del campo geomagnético (GMFR) del campo magnético de la Tierra. Hoy en día, se dedican amplios estudios a la calibración de los patrones de inversión normal en la corteza oceánica, por un lado, y escalas de tiempo conocidas derivadas de la datación de capas de basalto en secuencias sedimentarias ( magnetoestratigrafía ), por el otro, para llegar a estimaciones de las 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") rápidamente fue aceptada en el mundo científico, y siguieron numerosos artículos que definieron los conceptos:
La teoría de la deriva continental ayuda a los biogeógrafos a explicar la distribución biogeográfica disyuntiva de la vida actual que se encuentra en diferentes continentes pero que tienen ancestros similares . [80] En particular, explica la distribución gondwana de las ratites y la flora antártica .
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 las placas actuales están definidos por su sismicidad. [81] Los límites de las placas pasadas dentro de las placas existentes se identifican a partir de una variedad de evidencia, como la presencia de ofiolitas que son indicativas de océanos desaparecidos. [82]
Se cree que el movimiento tectónico comenzó hace entre 3 y 3.800 millones de años. [83] [84] [85] [ ¿por qué? ]
Se encuentran disponibles varios tipos de información cuantitativa y semicuantitativa para limitar los movimientos pasados de las placas. El ajuste geométrico entre continentes, como entre África occidental y América del Sur, sigue siendo una parte importante de la reconstrucción de placas. Los patrones de bandas magnéticas proporcionan una guía confiable de los movimientos relativos de las placas que se remontan al período Jurásico . [86] Las huellas de los puntos calientes dan reconstrucciones absolutas, pero éstas sólo están disponibles hasta el Cretácico . [87] 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 particular para producir trayectorias polares aparentes proporciona un método para comparar los movimientos de diferentes placas a lo largo del tiempo. [88] Evidencia adicional proviene de la distribución de ciertos tipos de rocas sedimentarias , [89] provincias faunísticas mostradas por grupos fósiles particulares y la posición de los cinturones orogénicos . [87]
El movimiento de placas ha provocado la formación y fragmentación de continentes a lo largo del tiempo, incluida la formación ocasional de un supercontinente que contiene la mayoría o la totalidad de los continentes. El supercontinente Columbia o Nuna se formó durante un período de 2.000 a 1.800 millones de años y se fragmentó hace unos 1.500 a 1.300 millones de años . [90] [91] Se cree que el supercontinente Rodinia se formó hace aproximadamente mil millones de años y que encarna la mayoría o la totalidad de los continentes de la Tierra, y se dividió en ocho continentes hace unos 600 millones de años . Los ocho continentes se reunieron posteriormente en otro supercontinente llamado Pangea ; Pangea se dividió en Laurasia (que se convirtió en América del Norte y Eurasia) y Gondwana (que se convirtieron en los continentes restantes).
Se supone que el Himalaya , la cadena montañosa más alta del mundo, se formó por la colisión de dos placas principales. Antes del levantamiento, el área donde se encuentran actualmente estaba cubierta por el océano Tetis .
Dependiendo de cómo se definan, suele haber siete u ocho placas "mayores": africana , antártica , euroasiática , norteamericana , sudamericana , pacífica e indoaustraliana . Esta última a veces se subdivide en placas india y australiana .
Hay decenas de placas más pequeñas, las siete más grandes de las cuales son la Arábiga , la Caribeña , la Juan de Fuca , la de Cocos , la de Nazca , la del Mar de Filipinas y la de Escocia .
Durante los años veinte del siglo XXI han surgido nuevas propuestas que dividen la corteza terrestre en muchas placas más pequeñas, llamadas terrenos, 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 a lo largo de tiempo. Esto ha dado lugar a la definición de ca. 1200 terrenos dentro de las placas oceánicas, bloques continentales y las zonas móviles (cinturones montañosos) que los separan. [92] [93]
El movimiento actual de las placas tectónicas está determinado actualmente por conjuntos de datos de satélites de teledetección, calibrados con mediciones de estaciones terrestres.
La aparición de placas tectónicas en los planetas terrestres está relacionada con la masa planetaria, y se espera que planetas más masivos que la Tierra exhiban tectónica de placas. La Tierra puede ser un caso límite, debido a su actividad tectónica a la abundancia de agua (la sílice y el agua forman un eutéctico profundo ). [94]
Venus no muestra evidencia de placas tectónicas activas. Existe evidencia discutible de tectónica activa en el pasado distante del planeta; sin embargo, los acontecimientos que han tenido lugar desde entonces (como la hipótesis plausible y generalmente aceptada de que la litosfera venusina se ha engrosado enormemente en el transcurso de varios cientos de millones de años) han dificultado la limitación del curso de su registro geológico. Sin embargo, los numerosos cráteres de impacto bien conservados se han utilizado como método de datación para fechar aproximadamente la superficie de Venus (ya que hasta el momento no se conocen muestras de roca de Venus que puedan fecharse con métodos más fiables). Las fechas derivadas se encuentran predominantemente en el rango de hace 500 a 750 millones de años , aunque se han calculado edades de hasta hace 1200 millones de años . Esta investigación ha llevado a la hipótesis bastante aceptada de que Venus ha experimentado un resurgimiento volcánico esencialmente completo al menos una vez en su pasado distante, y que el último evento tuvo lugar aproximadamente dentro del rango de edades superficiales estimadas. Si bien el mecanismo de un evento térmico tan impresionante sigue siendo un tema debatido en las geociencias venusinas, algunos científicos defienden hasta cierto punto los procesos que involucran el movimiento de las placas.
Una explicación para la falta de placas tectónicas en Venus es que las temperaturas en Venus son demasiado altas para que haya una cantidad significativa de agua. [95] [96] La corteza terrestre está empapada de agua, y el agua juega un papel importante en el desarrollo de las zonas de cizalla . La tectónica de placas requiere superficies débiles en la corteza a lo largo de las cuales se puedan mover rebanadas de la misma, y es muy posible que tal debilitamiento nunca haya tenido lugar en Venus debido a la ausencia de agua. Sin embargo, algunos investigadores [ ¿quién? ] seguimos 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. [97] Los científicos hoy en día no están de acuerdo y piensan que fue creado por un afloramiento dentro del manto marciano que engrosó la corteza de las Tierras Altas del Sur y formó Tharsis [98] o por un impacto gigante que excavó las Tierras Bajas del Norte . [99]
Valles Marineris puede ser un límite tectónico. [100]
Las observaciones realizadas del campo magnético de Marte por la nave espacial Mars Global Surveyor en 1999 mostraron patrones de bandas magnéticas descubiertas en este planeta. Algunos científicos interpretaron que esto requería procesos tectónicos de placas, como la expansión del fondo marino. [101] Sin embargo, sus datos no pasaron una "prueba de inversión magnética", que se utiliza para ver si se formaron al invertir las polaridades de un campo magnético global. [102]
Algunos de los satélites de Júpiter tienen características que pueden estar relacionadas con la deformación del estilo de las placas tectónicas, aunque los materiales y mecanismos específicos pueden ser diferentes de la actividad de las placas tectónicas en la Tierra. El 8 de septiembre de 2014, la NASA informó haber encontrado evidencia de placas tectónicas en Europa , un satélite de Júpiter, la primera señal de actividad de subducción en otro mundo además de la Tierra. [103]
Se informó que Titán , la luna más grande de Saturno , mostraba actividad tectónica en imágenes tomadas por la sonda Huygens , que aterrizó en Titán el 14 de enero de 2005. [104]
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 que hubiera placas tectónicas en supertierras más grandes [105] [106] : un equipo decía que la tectónica de placas sería episódica o estancada [107] y el otro equipo diciendo que la tectónica de placas es muy probable en las supertierras incluso si el planeta está seco. [94]
La consideración de la tectónica de placas es parte de la búsqueda de inteligencia extraterrestre y vida extraterrestre . [108]
... el 6 de enero de 1912, Wegener... propuso en cambio una gran visión de continentes a la deriva y mares ensanchados para explicar la evolución de la geografía de la Tierra.
En su tercera edición (1922), Wegener citaba evidencia geológica de que
hace unos 300 millones de años todos los continentes habían estado unidos en un supercontinente que se extendía de polo a polo.
La llamó Pangea (todas las tierras),...
Abraham Ortelius en su obra Thesaurus Geographicus... sugirió que las Américas fueron 'arrancadas de Europa y África... por terremotos e inundaciones... Los vestigios de la ruptura se revelan, si alguien presenta un mapa del mundo y considera cuidadosamente las costas de los tres [continentes]'.
Estas memorias se publicaron originalmente en Registros históricos de la ciencia australiana (2003) 14 (3).
{{citation}}: CS1 maint: multiple names: authors list (link)Coates, Robert R. (1962), "Tipo de magma y estructura de la corteza en el arco de las Aleutianas", en: The Crust of the Pacific Basin. Monografía de la Unión Geofísica Estadounidense, 6, págs. 92-109. , Serie de monografías geofísicas, 6 : 92, Bibcode :1962GMS.....6...92C, doi :10.1029/GM006p0092, ISBN 9781118669310
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