El empuje de las dorsales (también conocido como deslizamiento gravitacional o fuerza de deslizamiento de las placas ) es una fuerza impulsora propuesta para el movimiento de las placas en la tectónica de placas que se produce en las dorsales oceánicas como resultado del deslizamiento de la litosfera rígida por la astenosfera caliente y elevada que se encuentra debajo de las dorsales oceánicas. Aunque se denomina empuje de las dorsales, el término es un tanto engañoso; en realidad, es una fuerza corporal que actúa en toda una placa oceánica, no solo en la dorsal, como resultado de la atracción gravitacional . El nombre proviene de modelos anteriores de tectónica de placas en los que el empuje de las dorsales se atribuía principalmente al magma ascendente en las dorsales oceánicas que empujaba o separaba las placas.
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El empuje de las dorsales es el resultado de las fuerzas gravitacionales que actúan sobre la litosfera oceánica joven y elevada alrededor de las dorsales oceánicas , lo que hace que se deslice hacia abajo por la astenosfera, que está elevada de manera similar pero es más débil , y empuja el material litosférico más alejado de las dorsales. [1]
Las dorsales oceánicas son largas cadenas montañosas submarinas que se forman en los límites de las placas divergentes en el océano, donde se forma nueva corteza oceánica por el afloramiento de material del manto como resultado de la expansión de las placas tectónicas y la fusión por descompresión relativamente superficial (por encima de ~60 km) . [1] El manto ascendente y la corteza fresca son más calientes y menos densos que la corteza y el manto circundantes, pero se enfrían y se contraen con la edad hasta alcanzar el equilibrio con la corteza más antigua alrededor de los 90 Ma. [1] [2] [3] Esto produce una respuesta isostática que hace que las regiones jóvenes más cercanas al límite de la placa se eleven por encima de las regiones más antiguas y se hundan gradualmente con la edad, produciendo la morfología de la dorsal oceánica. [1] El mayor calor en la dorsal también debilita la roca más cercana a la superficie, elevando el límite entre la litosfera frágil y la astenosfera más débil y dúctil para crear una característica elevada e inclinada similar debajo de la dorsal. [3]
Estas características elevadas producen el empuje de las dorsales; la gravedad que tira hacia abajo sobre la litosfera en la dorsal oceánica se opone principalmente a la fuerza normal de la roca subyacente, pero el resto actúa para empujar la litosfera hacia abajo por la astenosfera inclinada y lejos de la dorsal. [1] [3] Debido a que la astenosfera es débil, el empuje de las dorsales y otras fuerzas impulsoras son suficientes para deformarla y permitir que la litosfera se deslice sobre ella, con la oposición del arrastre en el límite litosfera-astenosfera y la resistencia a la subducción en los límites de las placas convergentes . [3] El empuje de las dorsales es principalmente activo en la litosfera de menos de 90 Ma, después de lo cual se ha enfriado lo suficiente como para alcanzar el equilibrio térmico con material más antiguo y la pendiente del límite litosfera-astenosfera se vuelve efectivamente cero. [2]
A pesar de su estatus actual como una de las fuerzas impulsoras de la tectónica de placas , el empuje de las dorsales no se incluyó en ninguna de las propuestas de Alfred Wegener de 1912-1930 sobre la deriva continental , que se produjeron antes del descubrimiento de las dorsales oceánicas y carecían de mecanismos concretos por los cuales el proceso pudiera haber ocurrido. [4] [5] [6] Incluso después del desarrollo del sondeo acústico de profundidad y el descubrimiento de las dorsales oceánicas globales en la década de 1930, la idea de una fuerza de expansión que actuara en las dorsales no se mencionó en la literatura científica hasta la propuesta de Harry Hess sobre la expansión del fondo marino en 1960, que incluía una fuerza de empuje en las dorsales oceánicas como resultado del magma ascendente que separaba la litosfera . [4] [7] [8] [9]
En 1964 y 1965, Egon Orowan propuso el primer mecanismo gravitacional para la expansión en las dorsales oceánicas, postulando que la expansión puede derivarse de los principios de isostasia . En la propuesta de Orowan, la presión dentro e inmediatamente debajo de la dorsal elevada es mayor que la presión en la corteza oceánica a cada lado debido al mayor peso de la roca suprayacente, lo que empuja al material a alejarse de la dorsal, mientras que la menor densidad del material de la dorsal en relación con la corteza circundante compensaría gradualmente el mayor volumen de roca hasta la profundidad de compensación isostática . [10] [11] Lliboutry propusieron modelos similares en 1969, Parsons y Richer en 1980, y otros. [11] En 1969, Hales propuso un modelo en el que la litosfera elevada de las dorsales oceánicas se deslizaba por la dorsal elevada, y en 1970 Jacoby propuso que el material menos denso y la isostasia de las propuestas de Orowan y otros producían una elevación que daba como resultado un deslizamiento similar a la propuesta de Hales. [11] El término "fuerza de empuje de la dorsal" fue acuñado por Forsyth y Uyeda en 1975. [11] [12]
Los primeros modelos de tectónica de placas , como el modelo de expansión del fondo marino de Harry Hess , asumieron que los movimientos de las placas y la actividad de las dorsales oceánicas y las zonas de subducción eran principalmente el resultado de corrientes de convección en el manto que arrastraban la corteza y suministraban magma fresco y caliente a las dorsales oceánicas . [4] [7] Los desarrollos posteriores de la teoría sugirieron que alguna forma de empuje de las dorsales ayudaba a complementar la convección para mantener las placas en movimiento, pero en la década de 1990, los cálculos indicaron que la tracción de las losas , la fuerza que una sección subducida de la placa ejerce sobre la corteza adherida en la superficie, era un orden de magnitud más fuerte que el empuje de las dorsales. [1] [4] [6] [10] [11] [12] A partir de 1996, la tracción de las losas se consideraba generalmente el mecanismo dominante que impulsaba la tectónica de placas. [4] [6] [12] Sin embargo, las investigaciones modernas indican que los efectos del tirón de las losas son anulados en su mayoría por las fuerzas de resistencia en el manto, limitándolo a solo 2-3 veces la fuerza efectiva de las fuerzas de empuje de las dorsales en la mayoría de las placas, y que la convección del manto es probablemente demasiado lenta para que el arrastre entre la litosfera y la astenosfera explique el movimiento observado de las placas. [1] [4] [13] Esto restablece el empuje de las dorsales como uno de los factores dominantes en el movimiento de las placas.
El empuje de las dorsales se opone principalmente al arrastre de las placas, que es la fuerza de arrastre de la litosfera rígida que se mueve sobre la astenosfera más débil y dúctil . [3] [14] Los modelos estiman que el empuje de las dorsales es probablemente suficiente para superar el arrastre de las placas y mantener el movimiento de la placa en la mayoría de las áreas. [14] [15] El tirón de las placas se opone de manera similar a la resistencia a la subducción de la litosfera hacia el manto en los límites de las placas convergentes . [3] [14]
Las investigaciones de Rezene Mahatsente indican que las tensiones de empuje causadas por el empuje de las dorsales se disiparían por fallas y terremotos en el material de las placas que contiene grandes cantidades de agua no ligada, pero concluyen que el empuje de las dorsales sigue siendo una fuerza impulsora significativa en las placas existentes debido a la rareza de los terremotos intraplaca en el océano. [15]
En placas con placas en subducción particularmente pequeñas o jóvenes, el empuje de la dorsal puede ser la fuerza impulsora predominante en el movimiento de la placa. [13] [14] Según Stefanick y Jurdy, la fuerza de empuje de la dorsal que actúa sobre la placa sudamericana es aproximadamente 5 veces las fuerzas de tracción de la dorsal que actúan en sus márgenes de subducción debido al pequeño tamaño de las placas en subducción en los márgenes de Scotia y el Caribe . [14] La placa de Nazca también experimenta una tracción de la dorsal relativamente pequeña, aproximadamente igual a su empuje de la dorsal, porque el material de la placa es joven (no más de 50 millones de años) y por lo tanto menos denso, con menos tendencia a hundirse en el manto. [13] Esto también hace que la placa de Nazca en subducción experimente una subducción de la dorsal plana , uno de los pocos lugares en el mundo donde esto ocurre actualmente. [16]