La reconstrucción de placas es el proceso de reconstrucción de las posiciones de las placas tectónicas entre sí (movimiento relativo) o con respecto a 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 la composición de los supercontinentes antiguos y proporciona una base para las reconstrucciones paleogeográficas .
Una parte importante de la reconstrucción de configuraciones de placas pasadas es definir los bordes de las áreas de la litosfera que han actuado independientemente 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 las placas. [2]
La identificación de los límites de las placas del pasado (pero ahora inactivos) dentro de las placas actuales se basa generalmente en la evidencia de un océano que ahora se ha cerrado. La línea donde solía estar el océano normalmente está marcada por fragmentos 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 solo entre dos placas, sino que implica la acreción secuencial de terranes más pequeños . Los terranes son fragmentos 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 marco de referencia que permite calcular otros movimientos de placas. Por ejemplo, una placa central, como la placa africana, puede tener los movimientos de las placas adyacentes referidos a ella. Mediante la composición de reconstrucciones, se pueden reconstruir placas adicionales a la placa central. A su vez, la placa de referencia se puede reconstruir, junto con las otras placas, a otro marco de referencia, como el campo magnético de la Tierra , determinado a partir de mediciones paleomagnéticas de rocas de edad conocida. Se ha postulado un marco de referencia global de puntos calientes (véase, por ejemplo, W. Jason Morgan ), pero ahora hay evidencia de que no todos los puntos calientes son necesariamente fijos en sus ubicaciones relativas entre sí o con respecto al eje de rotación de la Tierra. [4] Sin embargo, hay grupos de tales puntos calientes 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 puede describirse como una 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 las placas en el 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 poder hacer retroceder las placas en el tiempo es necesario proporcionar información sobre las posiciones relativas o absolutas de las placas que se están reconstruyendo, de modo que se pueda calcular un polo de Euler. Estos son métodos cuantitativos de reconstrucción. [7]
Ciertos ajustes entre continentes, en particular el que se produce entre Sudamérica y África, se conocían mucho antes de que se desarrollara una teoría que pudiera explicarlos adecuadamente. La reconstrucción anterior al rifting atlántico realizada por Bullard, basada en un ajuste por mínimos cuadrados en el contorno de 500 brazas , sigue siendo la que mejor coincide con los datos de polos paleomagnéticos para los dos lados desde mediados del Paleozoico hasta el Triásico Superior . [7]
Las reconstrucciones de placas en el pasado geológico reciente utilizan principalmente el patrón de franjas magnéticas en la corteza oceánica para eliminar los efectos de la expansión del fondo marino . Las franjas individuales se datan a partir de magnetoestratigrafía para que se conozca su momento de formación. Cada franja (y su imagen especular) representa un límite de placa en un momento particular del pasado, lo que permite reposicionar las dos placas una con respecto a la otra. La corteza oceánica más antigua es Jurásica , lo que proporciona un límite de edad inferior de aproximadamente 175 Ma para el uso de dichos datos. Las reconstrucciones derivadas de esta manera son solo 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 de la masa fundida y, cuando la roca se enfría por debajo de su temperatura de Curie , adquiere una magnetización termorremanente ( 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 post-detrítica ( DRM ). Una dificultad común con el uso de sedimentos clásticos para definir direcciones del campo magnético en el pasado es que la dirección de la DRM puede rotar hacia el plano de estratificación debido a la compactación del sedimento, lo que da como resultado una inclinación, que es menos profunda que la inclinación del campo durante la deposición. Sin embargo, el error de aplanamiento de 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 errores de medición y evaluar qué tan bien el conjunto de datos paleomagnéticos obtenido muestrea la variación secular geomagnética . Se utilizan técnicas de desmagnetización progresiva para identificar componentes de magnetización secundaria (por ejemplo, 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 formó la roca. Normalmente se realizan varias pruebas paleomagnéticas y de rocas para establecer la naturaleza primaria de la magnetización remanente aislada. Las direcciones paleomagnéticas recuperadas se utilizan para derivar polos paleomagnéticos, que proporcionan restricciones sobre la posición latitudinal del bloque de la corteza del que se tomaron las muestras de roca y su orientación original con respecto a las líneas de longitud.
Se pueden obtener 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 para 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 dirección media observada en la localidad muestreada en sus coordenadas geográficas actuales. [10] Una forma alternativa de definir polos paleomagnéticos es calcular un polo geomagnético virtual (VGP) para cada unidad de roca individual y luego estimar la ubicación media para todos los VGP. Las estadísticas de Fisher sobre la esfera [11] se utilizan normalmente para obtener la dirección media de magnetización, o la ubicación media de 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 polos paleomagnéticos promediando VGP es actualmente la técnica preferida.
Los estudios paleomagnéticos de lavas geológicamente recientes (Plioceno a Cuaternario, 0-5 Ma) indican que cuando el campo geomagnético se promedia en escalas de tiempo de decenas de miles a millones de años, durante un período de tiempo lo suficientemente largo para muestrear completamente la variación secular geomagnética , el campo promediado en el tiempo se puede aproximar con precisión por 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 se puede interpretar como una estimación de la ubicación del polo geográfico con respecto a la localidad de muestreo fijada en la posición geográfica actual.
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 utilizando una ecuación simple: [16]
La declinación media (D) proporciona el sentido y la cantidad de rotación sobre 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 corteza 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 a partir de la posición del polo. [17] Por lo tanto, un polo paleomagnético define la posición y orientación paleolatitudinal de todo el bloque tectónico en un momento específico en el pasado. Sin embargo, debido a que el campo GAD es azimutalmente simétrico con respecto al eje de rotación de la Tierra, el polo no establece ninguna restricción sobre 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 limitada únicamente por datos paleomagnéticos.
Considerando que un polo paleomagnético se aproxima a la posición del polo geográfico con respecto al continente o terreno geológico a partir del cual se determinó, la paleolatitud y la orientación se pueden restaurar encontrando una rotación ( polo de Euler y ángulo de rotación ) que reconstruya el polo paleomagnético al polo geográfico, y aplicando esta rotación al continente o terreno. Al hacerlo, el bloque de la corteza y su polo paleomagnético se reconstruyen utilizando la misma rotación de Euler, de modo que no se mueven uno con respecto al otro, el polo paleomagnético se coloca en el polo geográfico y el bloque de la corteza se restaura correctamente en latitud y orientación (es decir, con respecto al polo geográfico). Teniendo en cuenta que una rotación adicional 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 el paleomagnetismo. Sin embargo, las longitudes relativas de diferentes bloques de la corteza 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 anomalías magnéticas marinas, la correspondencia de fronteras continentales y terrenos geológicos y datos paleontológicos. [7]
Los polos de diferentes edades en un mismo continente, placa litosférica o cualquier otro bloque tectónico pueden utilizarse para construir una trayectoria de desplazamiento polar aparente (APWP). Si las trayectorias de fragmentos de corteza adyacentes son idénticas, esto se considera que indica que no ha habido movimiento relativo entre ellos durante el período cubierto por la trayectoria. La divergencia de las trayectorias APW indica que las áreas en cuestión han actuado de forma independiente en el pasado, y el punto de divergencia marca el momento en el que se unieron. [17] Las APWP combinadas o sintéticas pueden construirse 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 rodeada predominantemente por crestas en expansión después de la ruptura de Pangea, que comenzó a principios del Jurásico (aproximadamente 180 Ma).
En el caso de una única placa litosférica, la 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 las APWP son inciertas, pero se ha argumentado que la incertidumbre se puede minimizar seleccionando una placa de referencia que se espera que se mueva lo menos posible 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, se demostró que suponer que no hay un movimiento longitudinal significativo de África desde la época del ensamblaje de Pangea da como resultado un escenario tectónico de placas razonable, en el que no se observan grandes movimientos coherentes de este a oeste de la litosfera continental en las reconstrucciones paleogeográficas. [19]
Los APWP pueden interpretarse como registros de una señal combinada de dos fuentes de movimiento de placas: (1) el movimiento de las placas litosféricas con respecto al manto terrestre y (2) el movimiento de toda la Tierra sólida (manto y litosfera) con respecto al eje de rotación de la Tierra. El segundo componente se conoce comúnmente como desplazamiento polar verdadero (TPW) y en escalas de tiempo geológicas 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 las reconstrucciones en el marco de referencia del manto definido por puntos calientes durante los últimos 120 Ma, se pueden estimar los movimientos de TPW, lo que permite vincular las reconstrucciones paleogeográficas al manto y, por lo tanto, restringirlas en paleolongitud. [21] [13] Para los tiempos anteriores en el Mesozoico y Paleozoico , las estimaciones de TPW se pueden obtener a través del análisis de rotaciones coherentes de la litosfera continental, [19] lo que permite vincular la paleogeografía reconstruida con las estructuras a gran escala en el manto inferior, comúnmente conocidas como Grandes Provincias de Baja Velocidad de Ondas de Corte (LLSVP). Se ha argumentado que las LLSVP han sido estables durante al menos los últimos 300 Ma, y posiblemente más tiempo, y que los márgenes de las LLSVP han servido como zonas de generación para las columnas del manto responsables de las erupciones de Grandes Provincias Ígneas (LIP) y kimberlitas . [22] [23] La correlación de las ubicaciones reconstruidas de las LIP y las kimberlitas con los márgenes de las LLSVP utilizando las rotaciones estimadas de TPW permite desarrollar un modelo autoconsistente para los movimientos de las placas en relación con el manto, el desplazamiento polar verdadero y los cambios correspondientes de la paleogeografía restringidos en longitud para todo el Fanerozoico , [24] aunque el origen y la estabilidad a largo plazo de las LLSVP son objeto de un debate científico en curso. [25] [26]
Los polos de Euler paleomagnéticos derivados de la geometrizacion de las trayectorias de desplazamiento polar aparente (APWPs) potencialmente permiten restringir las paleolongitudes a partir de datos paleomagnéticos. Este método podría extender las reconstrucciones absolutas del movimiento de las placas profundamente en la historia geológica siempre que haya APWP confiables. [27]
La presencia de cadenas de islas volcánicas y montes submarinos que se interpreta que se formaron a partir de puntos calientes fijos permite que la placa sobre la que se asientan se restaure progresivamente de modo que un monte submarino se mueva hacia atrás sobre el punto caliente 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 calientes. 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 calientes. [28]
Se supone que, una vez que las placas oceánicas se subducen en el manto inferior (losas), 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 los tipos de rocas sedimentarias , la posición de los cinturones orogénicos y las provincias faunísticas que muestran fósiles particulares. Estos son métodos de reconstrucción semicuantitativos. [7]
Algunos tipos de rocas sedimentarias se limitan a ciertas franjas latitudinales. Los depósitos glaciares , por ejemplo, suelen estar confinados a latitudes altas, mientras que las evaporitas se forman generalmente en los trópicos. [30]
Los océanos entre continentes proporcionan barreras para la migración de plantas y animales. Las áreas que se han separado tienden a desarrollar su propia fauna y flora. Esto es particularmente cierto para 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 a áreas de aguas profundas más pequeñas. A medida que los océanos se estrechan antes de que ocurra una colisión, las faunas comienzan a mezclarse nuevamente, lo que proporciona evidencia de respaldo para el cierre y su momento. [7]
Cuando los supercontinentes se desintegran, las estructuras geológicas lineales más antiguas, como los cinturones orogénicos, pueden dividirse entre los fragmentos resultantes. Cuando una reconstrucción une de manera efectiva los cinturones orogénicos de la misma edad de formación, esto proporciona un respaldo adicional a la validez de la reconstrucción. [7]
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