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Placas tectónicas

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Las placas pueden colisionar en un ángulo oblicuo en lugar de enfrentarse entre sí (por ejemplo, una placa que se mueve hacia el norte, la otra hacia el sureste), y esto puede provocar fallas de deslizamiento a lo largo de la zona de colisión, además de subducción o compresión.

No todos los límites de las placas se definen fácilmente. Algunos son cinturones anchos cuyos movimientos no son claros para los científicos. Un ejemplo sería el límite mediterráneo-alpino, que involucra dos placas principales y varias microplacas. Los límites de las placas no coinciden necesariamente con los de los continentes. Por ejemplo, la Placa de América del Norte cubre no solo América del Norte, sino también el extremo noreste de Siberia, además de una parte sustancial del Océano Atlántico.

Fuerzas impulsoras del movimiento de la placa.

Las placas tectónicas pueden moverse debido a la densidad relativa de la litosfera oceánica y la debilidad relativa de la astenosfera. Se reconoce que la disipación de calor del manto es la fuente original de energía que conduce la tectónica de placas. La visión actual, aunque todavía es un tema de debate, es que el exceso de densidad de la litosfera oceánica que se hunde en las zonas de subducción es la fuente más poderosa de movimiento de placas. Cuando se forma en las crestas del océano medio, la litosfera oceánica es inicialmente menos densa que la astenosfera subyacente, pero se vuelve más densa con la edad, ya que se enfría y espesa conductivamente. La mayor densidad de la litosfera antigua en relación con la astenosfera subyacente le permite hundirse en el manto profundo en las zonas de subducción, proporcionando la mayor parte de la fuerza impulsora de los movimientos de las placas. La debilidad de la astenosfera permite que las placas tectónicas se muevan fácilmente hacia una zona de subducción.19 Aunque se cree que la subducción es la fuerza más fuerte que impulsa los movimientos de las placas, no puede ser la única fuerza ya que hay placas como la Placa de América del Norte que se mueven, pero no se subducen en ninguna parte. Lo mismo es cierto para la enorme placa euroasiática. Las fuentes del movimiento de las placas son objeto de una intensa investigación y discusión entre los científicos de la Tierra.

Las imágenes bidimensionales y tridimensionales del interior de la Tierra (tomografía sísmica) muestran que hay una distribución de densidad lateralmente heterogénea en todo el manto. Dichas variaciones de densidad pueden ser materiales (de la química de la roca), minerales (de las variaciones en las estructuras minerales) o térmicas (a través de la expansión y contracción térmica de la energía térmica). La manifestación de esta heterogeneidad de densidad lateral es la convección del manto a partir de las fuerzas de flotabilidad.20 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 en curso en geodinámica. De alguna manera, esta energía debe transferirse a la litosfera para que las placas tectónicas se muevan. Básicamente, se cree que hay dos tipos de fuerzas que influyen en el movimiento de la placa: la fricción y la gravedad.

Fricción

Arrastre basal
Las corrientes de convección a gran escala en el manto superior se transmiten a través de la astenosfera; El movimiento es impulsado por la fricción entre la astenosfera y la litosfera.
Succión de losa
Las corrientes de convección locales ejercen una fuerza de fricción hacia abajo sobre las placas en las zonas de subducción en las zanjas oceánicas. La succión de la losa puede ocurrir en un entorno geodinámico en el que las tracciones basales continúan actuando sobre la placa a medida que se sumerge en el manto (aunque tal vez actúen en mayor medida tanto en el lado inferior como en el superior de la losa).

Gravitación

Deslizamiento gravitacional: el movimiento de las placas es impulsado por la mayor elevación de las placas en las crestas oceánicas. A medida que la litosfera oceánica se forma al extenderse las crestas del material del manto caliente, gradualmente se enfría y se espesa con la edad (y, por lo tanto, la distancia desde la cresta). La litosfera oceánica fría es significativamente más densa que el material del manto caliente del que se deriva y, por lo tanto, con el aumento del grosor, disminuye gradualmente hacia el manto para compensar la mayor carga. El resultado es una ligera inclinación lateral con la distancia desde el eje de la cresta. Por lo general, en la comunidad geofísica y, más típicamente, en la literatura geológica en educación inferior, este proceso se denomina "empuje de cresta". Esto es, de hecho, un nombre inapropiado ya que nada está "empujando" y las características tensionales son dominantes a lo largo de las crestas. Es más preciso referirse a este mecanismo como el deslizamiento gravitacional ya que la topografía variable a través de la totalidad de la placa puede variar considerablemente y la topografía de las crestas extendidas es solo la característica más destacada. Por ejemplo: 1. El abultamiento por flexión de la litosfera antes de que se hunda debajo de una placa adyacente, por ejemplo, produce una característica topográfica clara que puede compensar o al menos afectar la influencia de las crestas oceánicas topográficas.
2. Las plumas de manto que inciden en la parte inferior de las placas tectónicas pueden alterar drásticamente la topografía del fondo del océano.
Losa-pull
El movimiento de las placas se debe en parte al peso de placas frías y densas que se hunden en el manto en las trincheras.21 Existe evidencia considerable de que se está produciendo convección en el manto a cierta escala. La afluencia de material en las crestas del océano medio es casi seguramente parte de esta convección. Algunos de los primeros modelos de tectónica de placas contemplaban las placas montadas sobre las celdas de convección como cintas transportadoras. Sin embargo, la mayoría de los científicos que trabajan hoy creen que la astenosfera no es lo suficientemente fuerte como para causar un movimiento directo por la fricción de tales fuerzas basales. Se cree que el tirón de la losa es la mayor fuerza que actúa sobre las placas. Los modelos recientes indican que la succión de trinchera también juega un papel importante. Sin embargo, debe tenerse en cuenta que la Placa de América del Norte, por ejemplo, no se sustrae en ninguna parte, pero está en movimiento. Del mismo modo, las placas africanas, euroasiáticas y antárticas. La fuerza impulsora general del movimiento de la placa y su fuente de energía siguen siendo objeto de investigación en curso.

Fuerzas externas

En un estudio publicado en la edición de enero-febrero de 2006 del Boletín de la Sociedad Geológica de América, Un equipo de científicos italianos y estadounidenses argumentó que el componente de las placas hacia el oeste proviene de la rotación de la Tierra y la consiguiente fricción de las mareas de la Luna. A medida que la Tierra gira hacia el este debajo de la luna, dicen, la gravedad de la luna empuja muy ligeramente la capa superficial de la Tierra hacia el oeste. También se ha sugerido (aunque de forma controvertida) 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 Marte.22 Sin embargo, este no es un nuevo argumento.

Originalmente fue planteado por el "padre" de la hipótesis de la tectónica de placas, Alfred Wegener. Fue desafiado por el físico Harold Jeffreys, quien calculó que la magnitud de la fricción de las mareas requerida habría detenido rápidamente la rotación de la Tierra hace mucho tiempo. Muchas placas se mueven hacia el norte y hacia el este, y el movimiento dominante hacia el oeste de las cuencas del océano Pacífico se debe simplemente al sesgo hacia el este del centro de expansión del Pacífico (que no es una manifestación prevista de tales fuerzas lunares). Sin embargo, se argumenta que, en relación con el manto inferior, hay un ligero componente hacia el oeste en los movimientos de todas las placas.

Importancia relativa de cada mecanismo.

Movimiento de placas basado en datos satelitales del Sistema de Posicionamiento Global (GPS) de NASA JPL. Los vectores muestran la dirección y la magnitud del movimiento.

El vector real del movimiento de una placa debe ser necesariamente una función de todas las fuerzas que actúan sobre la placa. Sin embargo, sigue existiendo el problema con respecto al grado en que cada proceso contribuye al movimiento de cada placa tectónica.

La diversidad de configuraciones y propiedades geodinámicas de cada placa debe dar lugar claramente a diferencias en el grado en que dichos procesos conducen activamente las placas. Un método para tratar este problema es considerar la velocidad relativa a la que se mueve cada placa y considerar la evidencia disponible de cada fuerza impulsora sobre la placa en la medida de lo posible.

Una de las correlaciones más significativas encontradas es que las placas litosféricas unidas a las placas descendentes (subductoras) se mueven mucho más rápido que las placas no unidas a las placas subductoras. La placa del Pacífico, por ejemplo, está esencialmente rodeada de 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 los continentes adyacentes. en lugar de subducir placas. Por lo tanto, se cree que las fuerzas asociadas con la placa descendente (extracción de la losa y succión de la losa) son las fuerzas impulsoras que determinan el movimiento de las placas, a excepción de aquellas placas que no se están subduciendo.

Sin embargo, las fuerzas impulsoras del movimiento de las placas siguen siendo temas muy activos de discusión e investigación en curso en la comunidad geofísica.

Placas Mayores

Los platos principales son

  • Placa africana que cubre África - Placa continental
  • Placa antártica que cubre la Antártida - Placa continental
  • Placa australiana que cubre Australia - Placa continental
  • Placa india que cubre el subcontinente indio y una parte del Océano Índico - Placa continental
  • Placa euroasiática que cubre Asia y Europa - Placa continental
  • Placa norteamericana que cubre América del Norte y el noreste de Siberia - Placa continental
  • Placa sudamericana que cubre América del Sur - Placa continental
  • Placa del Pacífico que cubre el Océano Pacífico - Placa oceánica

Las placas menores notables incluyen la Placa de Arabia, la Placa del Caribe, la Placa de Juan de Fuca, la Placa de Cocos, la Placa de Nazca, la Placa de Filipinas y la Placa de Scotia.

El movimiento de las placas ha provocado la formación y la ruptura de los continentes con el tiempo, incluida la formación ocasional de un supercontinente que contiene la mayoría o la totalidad de los continentes. Se cree que el supercontinente Rodinia se formó hace aproximadamente mil millones de años y encarnó 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 más tarde se reunieron en otro supercontinente llamado Pangea; Pangea finalmente se separó en Laurasia (que se convirtió en América del Norte y Eurasia) y Gondwana (que se convirtió en los continentes restantes).

Artículo relacionado
  • Lista de placas tectónicas.

Desarrollo histórico de la teoría.

Deriva continental

Para más detalles sobre este tema, vea Deriva continental.

Deriva continental Fue una de las muchas ideas sobre tectónica propuestas a fines del siglo XIX y principios del XX. La teoría ha sido reemplazada y los conceptos y datos se han incorporado dentro de la tectónica de placas.

Para 1915, Alfred Wegener estaba presentando argumentos serios para la idea en la primera edición de El origen de los continentes y los océanos. En ese libro, observó cómo la costa este de Sudamérica y la costa oeste de África parecían estar unidas. Wegener no fue el primero en notar esto (Abraham Ortelius, Francis Bacon, Benjamin Franklin, Snider-Pellegrini, Roberto Mantovani y Frank Bursley Taylor lo precedieron), pero fue el primero en reunir evidencia fósil y paleo-topográfica y climatológica significativa para apoyar esta simple observación (y fue apoyada en esto por investigadores como Alex du Toit). Sin embargo, sus ideas no fueron tomadas en serio por muchos geólogos, quienes señalaron que no había un 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.

La reivindicación de Wegener no llegó hasta después de su muerte en 1930. En 1947, un equipo de científicos dirigido por Maurice Ewing utilizando el buque de investigación de la Institución Oceanográfica Woods Hole Atlantis y una serie de instrumentos, confirmaron la existencia de un aumento en el Océano Atlántico central, y descubrieron que el fondo del lecho marino debajo de la capa de sedimentos consistía en basalto, no en el 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 interesantes.23

A partir de la década de 1950, los científicos, incluido Harry Hess, utilizando instrumentos magnéticos (magnetómetros) adaptados de dispositivos aerotransportados desarrollados durante la Segunda Guerra Mundial para detectar submarinos, comenzaron a reconocer variaciones magnéticas extrañas en el fondo del océano. Este hallazgo, aunque inesperado, no fue del todo sorprendente porque se sabía que el basalto, la roca volcánica rica en hierro que 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 fines del siglo XVIII. Más importante, debido a que la presencia de magnetita le da al basalto propiedades magnéticas medibles, estas variaciones magnéticas recientemente 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 mapeó más y más del fondo marino durante la década de 1950, las variaciones magnéticas resultaron no ser eventos 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 de cebra. Se colocaron franjas alternas de rocas magnéticamente diferentes en filas a cada lado de la cresta del océano medio: 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 bandas magnéticas.

Cuando los estratos rocosos de las puntas de continentes separados son muy similares, sugiere que estas rocas se formaron de la misma manera, lo que implica que se unieron inicialmente. Por ejemplo, algunas partes de Escocia e Irlanda contienen rocas muy similares a las que se encuentran en Terranova y Nuevo Brunswick. Además, las montañas de Caledonia de Europa y partes de las montañas de los Apalaches de América del Norte son muy similares en estructura y litología.

Continentes flotantes

El concepto predominante era que había capas de estratos estáticos debajo de los continentes. Se observó temprano que aunque el granito existía en los continentes, el fondo marino parecía estar compuesto de basalto más denso. Era evidente que una capa de basalto subyace a las rocas continentales.

Sin embargo, basándose en anormalidades en la desviación de la plomada por los Andes en Perú, Pierre Bouguer dedujo que las montañas menos densas deben tener una proyección hacia abajo en la capa más densa debajo. George B. Airy confirmó el concepto de que las montañas tenían "raíces" cien años después durante el estudio de la gravitación del Himalaya, y los estudios sísmicos detectaron las variaciones de densidad correspondientes.

A mediados de la década de 1950, la cuestión seguía sin resolverse sobre si las raíces de las montañas estaban apretadas en el basalto circundante o si flotaban como un iceberg.

En 1958, el geólogo de Tasmania, Samuel Warren Carey, publicó un ensayo. El enfoque tectónico a la deriva continental en apoyo del modelo de tierra en expansión.

Teoría tectónica de placas

Se logró un progreso significativo en la década de 1960, y fue impulsado por una serie de descubrimientos, en particular la cresta del Atlántico Medio. La más notable fue la publicación en 1962 de un artículo del geólogo estadounidense Harry Hammond Hess (Robert S. Dietz publicó la misma idea un año antes en Naturaleza. Sin embargo, la prioridad pertenece a Hess, ya que distribuyó un manuscrito inédito de su artículo de 1962 ya en 1960). Hess sugirió que en lugar de mover continentes mediante corteza oceánica (como lo sugirió la deriva continental) que una cuenca oceánica y su continente contiguo se movieron juntos en la misma unidad de corteza o placa. En el mismo año, Robert R. Coats, del Servicio Geológico de EE. UU., Describió las principales características de la subducción de arcos en las islas Aleutianas. Su artículo, aunque poco notado (e incluso ridiculizado) en ese momento, desde entonces ha sido llamado "seminal" y "premonitorio". En 1967, W. Jason Morgan propuso que la superficie de la Tierra consta de 12 placas rígidas que se mueven una con respecto a la otra. Dos meses después, en 1968, Xavier Le Pichon publicó un modelo completo basado en 6 placas principales con sus movimientos relativos.

Explicación de las bandas magnéticas.

Rayado magnético del fondo marino.

El descubrimiento de las bandas magnéticas y las rayas simétricas alrededor de las crestas de las cordilleras del océano medio sugirió una relación. En 1961, los científicos comenzaron a teorizar que las crestas del océano medio marcan zonas estructuralmente débiles donde el fondo del océano se estaba rasgando en dos a lo largo de la cresta de la cresta. El nuevo magma de las profundidades de la Tierra se eleva fácilmente a través de estas zonas débiles y eventualmente entra en erupción a lo largo de la cresta de las crestas para crear una nueva corteza oceánica. Este proceso, más tarde llamado expansión del fondo marino, que opera durante muchos millones de años continúa formando un nuevo fondo oceánico en todo el sistema de 50,000 km de cordilleras en el medio del océano. Esta hipótesis fue apoyada por varias líneas de evidencia:

  1. en o cerca de la cresta de la cresta, las rocas son muy jóvenes y se van haciendo cada vez más viejas lejos de la cresta de la cresta;
  2. las rocas más jóvenes en la cresta de la cresta siempre tienen la polaridad actual (normal);
  3. Las franjas de roca paralelas a la cresta de la cresta alternaban en polaridad magnética (normal-inversa-normal, etc.), lo que sugiere que el campo magnético de la Tierra se ha invertido muchas veces.

Al explicar tanto las rayas magnéticas como las de cebra y la construcción del sistema de cresta del océano medio, la hipótesis de expansión del fondo marino rápidamente ganó conversos y representó otro avance importante en el desarrollo de la teoría de la tectónica de placas. Además, la corteza oceánica ahora llegó a ser apreciada como una "grabación en cinta" natural de la historia de las reversiones en el campo magnético de la Tierra.

Subducción descubierta

Una profunda consecuencia de la expansión del fondo marino es que la nueva corteza se creó, y ahora se está creando continuamente a lo largo de las crestas oceánicas. Esta idea encontró un gran favor entre algunos científicos, sobre todo S. Warren Carey, quien afirmó que el cambio de los continentes puede explicarse simplemente por un gran aumento en el tamaño de la Tierra desde su formación. Sin embargo, esta hipótesis llamada "teoría de la Tierra en Expansión" no era satisfactoria porque sus partidarios no podían ofrecer un mecanismo convincente para producir una expansión significativa de la Tierra. Ciertamente no hay evidencia de que la luna se haya expandido en los últimos 3 mil millones de años. Aún así, la pregunta seguía siendo: ¿cómo se puede agregar continuamente nueva corteza a lo largo de las crestas oceánicas sin aumentar el tamaño de la Tierra?

Esta pregunta intrigó particularmente a Harry Hess, geólogo de la Universidad de Princeton y contralmirante de la Reserva Naval, y Robert S. Dietz, científico del Servicio Geodésico y de la Costa de EE. UU. Que acuñó el término por primera vez expansión del fondo marino. Dietz y Hess se encontraban entre los pocos que realmente entendían las amplias implicaciones de la expansión del fondo marino. Si la corteza terrestre se expandía a lo largo de las cordilleras oceánicas, razonó Hess, se debería reducir en otro lugar. Sugirió que la nueva corteza oceánica se separa continuamente de las crestas en un movimiento de cinta transportadora. Muchos millones de años después, la corteza oceánica finalmente desciende a las trincheras oceánicas, cañones muy profundos y estrechos a lo largo del borde de la cuenca del Océano Pacífico. Según Hess, 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, el nuevo magma se eleva y entra en erupción a lo largo de las crestas que se extienden para formar una nueva corteza. En efecto, las cuencas oceánicas se están "reciclando" perpetuamente, con la creación de nueva corteza y la destrucción de la antigua litosfera oceánica que se produce simultáneamente. Por lo tanto, las ideas de Hess explicaron claramente por qué la Tierra no se agranda 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 rocas continentales.

Mapeo con terremotos

Durante el siglo XX, las mejoras y el mayor uso de los instrumentos sísmicos, como los sismógrafos, permitieron a los científicos aprender que los terremotos tienden a concentrarse en ciertas áreas, especialmente a lo largo de las trincheras oceánicas y las crestas de expansión. A fines de la década de 1920, los sismólogos comenzaban a identificar varias zonas de terremotos prominentes paralelas a las trincheras que generalmente se inclinaban a 40-60 ° de la horizontal y se extendían varios cientos de kilómetros hacia la Tierra. Estas zonas más tarde se conocieron como zonas de Wadati-Benioff, o simplemente zonas de Benioff, en honor a los sismólogos que las reconocieron por primera vez, Kiyoo Wadati de Japón y Hugo Benioff de los Estados Unidos. El estudio de la sismicidad global avanzó mucho en la década de 1960 con el establecimiento de la Red Mundial de Sismógrafos Estandarizados (WWSSN)24 para monitorear el cumplimiento del tratado de 1963 que prohíbe las pruebas aéreas de armas nucleares. 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.

Cambio de paradigma geológico

La aceptación de las teorías de la deriva continental y la expansión del fondo marino (los dos elementos clave de la tectónica de placas) puede compararse con la revolución copernicana en astronomía (véase Nicolaus Copernicus). En cuestión de pocos años, la geofísica y la geología en particular se revolucionaron. El paralelismo es sorprendente: así como la astronomía pre-copernicana era altamente descriptiva pero aún no podía proporcionar explicaciones sobre los movimientos de los objetos celestes, las teorías geológicas de placas pre-tectónicas describían lo que se observaba pero luchaban por proporcionar mecanismos fundamentales. El problema radica en la pregunta "¿Cómo?" Antes de la aceptación de la tectónica de placas, la geología en particular estaba atrapada en una caja "pre-copernicana".

Sin embargo, en comparación con la astronomía, la revolución geológica fue mucho más repentina. Lo que había sido rechazado durante décadas por cualquier revista científica respetable fue aceptado con entusiasmo en unos pocos años en los años sesenta y setenta. Cualquier descripción geológica antes de esto había sido altamente descriptiva. Se describieron todas las rocas y se dieron varias razones, a veces con detalles insoportables, de por qué estaban donde están. Las descripciones siguen siendo válidas. Las razones, sin embargo, hoy suenan muy parecidas a la astronomía pre-copernicana.

Simplemente hay que leer las descripciones previas de por qué existen los Alpes o el Himalaya para ver la diferencia. En un intento por responder "cómo" preguntas como "¿Cómo pueden existir rocas de origen claramente marino a miles de metros sobre el nivel del mar en los Dolomitas?" O "¿Cómo se formaron los márgenes convexos y cóncavos de la cadena alpina?" "cualquier idea verdadera estaba oculta por la complejidad que se reducía a jerga técnica sin mucha información fundamental en cuanto a la mecánica subyacente.

Con la tectónica de placas, las respuestas cayeron rápidamente en su lugar o se abrió un camino hacia la respuesta. Las colisiones de placas convergentes tuvieron la fuerza de elevar el fondo del mar a grandes alturas. La causa de las trincheras marinas ubicadas de manera extraña justo al lado de los arcos o continentes de las islas y sus volcanes asociados se hizo evidente cuando se entendieron los procesos de subducción en las placas convergentes.

Los misterios ya no eran misterios. Los bosques de respuestas complejas y obtusas fueron barridos. ¿Por qué hubo paralelismos sorprendentes en la geología de partes de África y Sudamérica? ¿Por qué África y Sudamérica se veían extrañamente como dos piezas que deberían encajar en cualquiera que haya hecho un rompecabezas? Mira algunas explicaciones pre-tectónicas para la complejidad. Por simplicidad y una que explica mucho más, mire la tectónica de placas. Una gran grieta, similar al Gran Valle del Rift en el noreste de África, había dividido un solo continente, formando el Océano Atlántico, y las fuerzas aún estaban trabajando en la Cordillera del Atlántico Medio.

Hemos heredado parte de la antigua terminología, pero el concepto subyacente es tan radical y simple como lo era "La Tierra se mueve" en astronomía.

Implicaciones biogeográficas en biota

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 tiene ancestros similares.25 En particular, explica la distribución Gondwanan de ratites y la flora antártica.

Tectónica de placas en otros planetas.

La aparición de la tectónica de placas en los planetas terrestres está relacionada con la masa planetaria, y se espera que los 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.26

Venus

Venus no muestra evidencia de tectónica activa de placas. Hay evidencia discutible de tectónica activa en el pasado distante del planeta; sin embargo, los eventos que tuvieron lugar desde entonces (como la hipótesis plausible y generalmente aceptada de que la litosfera de Venus se ha engrosado enormemente en el transcurso de varios cientos de millones de años) ha 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 venusiana (ya que hasta el momento no hay muestras conocidas de roca venusiana que se fechen por métodos más confiables). Las fechas derivadas son predominantemente en el rango ~ 500 a 750 Ma, aunque se han calculado edades de hasta ~ 1.2 Ga. Esta investigación ha llevado a la hipótesis bastante bien aceptada de que Venus ha sufrido un resurgimiento volcánico esencialmente completo al menos una vez en su pasado distante, con el último evento ocurriendo aproximadamente dentro del rango de edades de superficie estimadas. Si bien el mecanismo de un evento térmico tan impresionable sigue siendo un tema debatido en las geociencias venusianas, algunos científicos abogan por los procesos que involucran el movimiento de la placa hasta cierto punto.

Una explicación para la falta de tectónica de placas de Venus es que en Venus las temperaturas son demasiado altas para que haya agua significativa.2728 La corteza terrestre está empapada de agua, y el agua juega un papel importante en el desarrollo de zonas de cizallamiento. La tectónica de placas requiere superficies débiles en la corteza a lo largo de las cuales se pueden mover las rodajas de la corteza, y puede ser que tal debilitamiento nunca haya tenido lugar en Venus debido a la ausencia de agua. Sin embargo, algunos investigadores siguen convencidos de que la tectónica de placas está o estuvo alguna vez activa en este planeta.

Marte

A diferencia de Venus, la corteza de Marte tiene agua dentro y sobre ella (principalmente en forma de hielo). Este planeta es considerablemente más pequeño que la Tierra, pero muestra algunas indicaciones que podrían sugerir un estilo similar de tectónica. Los volcanes gigantes en el área de Tharsis están alineados linealmente como arcos volcánicos en la Tierra; El enorme cañón Valles Marineris podría haberse formado por alguna forma de extensión de la corteza.

Como resultado de las observaciones realizadas del campo magnético de Marte por el Mars Global Surveyor En 1999, se descubrieron patrones de rayas magnéticas a gran escala en este planeta. Para explicar estos patrones de magnetización en la corteza marciana, se ha propuesto que un mecanismo similar a la tectónica de placas puede haber estado activo alguna vez en el planeta.2930 Más datos de la Mars Express orbitador Cámara estéreo de alta resolución en 2007 mostró claramente un ejemplo en la región de Aeolis Mensae.31

Satélites galileanos

Algunos de los satélites de Júpiter tienen características que pueden estar relacionadas con la deformación del estilo placa-tectónica, aunque los materiales y mecanismos específicos pueden ser diferentes de la actividad placa-tectónica en la Tierra.

Titán

Se informó que Titán, la luna más grande de Saturno, mostró actividad tectónica en imágenes tomadas por la sonda Huygens, que aterrizó en Titán el 14 de enero de 2005.32

Ver también

Notas

  1. ↑ H.H. Read y Janet Watson. 1975. Introducción a la geología. (Londres, Reino Unido: Macmillan; Nueva York, NY: St. Martin's Press), 13-15.
  2. ^ W.J. Kious, y R.I. Tilling. 1996. "Perspectiva histórica". Esta tierra dinámica: la historia de la tectónica de placas. Consultado el 29 de octubre de 2008. (Washington, DC: U.S.Geological Survey. ISBN 0160482208), obtenido el 18 de octubre de 2008. "Abraham Ortelius en su trabajo Report generator 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".
  3. 3.0 3.1 Henry Frankel, 1978-07. Arthur Holmes y Continental Drift. The British Journal for the History of Science. 11(2):130-150.
  4. ↑ J. Joly, 1909. Radiactividad y geología: una cuenta de la influencia de la energía radiactiva en la historia terrestre. Archibald Constable.
  5. ^ Patrick Hughes, Alfred Wegener (1880-1930): Un rompecabezas geográfico. Observatorio de la Tierra, NASA. Consultado el 18 de octubre de 2008. "... el 6 de enero de 1912, Wegener ... propuso en cambio una gran visión de los continentes a la deriva y la expansión de los mares para explicar la evolución de la geografía de la Tierra".
  6. ^ Alfred Wegener. (1915 original) 1966. El origen de continentes y océanos, traducido por John Biram. reimprimir ed. (Mineola, Nueva York: Courier Dover. ISBN 0486617084), 246.
  7. ^ Patrick Hughes, Alfred Wegener (1880-1930): El origen de continentes y océanos. Observatorio de la Tierra, NASA. Consultado el 18 de octubre de 2008. "En su tercera edición (1922), Wegener citaba evidencia geológica de que hace unos 300 millones de años todos los continentes se habían unido en un supercontinente que se extendía de polo a polo. Lo llamó Pangea (todas las tierras), ... "
  8. ^ Arthur Holmes, 1928. Radioactividad y movimientos de tierra. Transacciones de la Sociedad Geológica de Glasgow 18:559-606.
  9. ^ Arthur Holmes. 1978 Principios de geología física, 3er. (Hoboken, NJ: Wiley. ISBN 0471072516), 640-641.
  10. ↑ S.W. Carey, 1958. Deriva continental, un simposio ... celebrado en el Departamento de Geología de la Universidad de Tasmania, en marzo de 1956. (Hobart, AU: Departamento de Geología, Universidad de Tasmania), 177-363.
  11. ^ Ben J. Korgen, 1995. Una voz del pasado: John Lyman y la historia de la tectónica de placas. Oceanografía 8 (1): 19-20. Consultado el 18 de octubre de 2008.
  12. ^ Fred Spiess y William Kuperman. 2003. El Laboratorio de Física Marina en Scripps. Oceanografía 16 (3): 45-54. Consultado el 18 de octubre de 2008.
  13. ↑ R.G. Mason A.D. Raff. 1961. Levantamiento magnético en la costa oeste de los Estados Unidos entre 32 ° N de latitud y 42 ° N de latitud. Boletín de la Sociedad Geológica de América. 72:1259-1266.
  14. ↑ A.D. Raff, R.G. Masón. 1961. Levantamiento magnético en la costa oeste de los Estados Unidos entre 40 ° N de latitud y 52 ° N de latitud. Boletín de la Sociedad Geológica de América 72:1267-1270.
  15. ^ Glenn Elert, (ed.) 1997. Velocidad de las placas continentales. El libro de hechos de física.
  16. ^ Paul L. Hancock y Brian J Skinner. 2000. El compañero de Oxford a la tierra. (Oxford, Reino Unido; Nueva York, NY: Oxford University Press. ISBN 0198540396.)
  17. ↑ Victor A. Schmidt y William Harbert. //geoinfo.amu.edu.pl/wpk/pe/a/harbbook/c_iii/chap03.html "The Living Machine: Plate Tectonics", El planeta Tierra y las nuevas geociencias, tercera ed. (Dubuque, IA: Kendall / Hunt Pub. Co. ISBN 0787242969.) Consultado el 18 de octubre de 2008.
  18. ↑ Rob Butler, 2001. ¿Dónde y cómo se deforman los continentes ?, Hima

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