Tectónica De Placas, Historia, Funcionamiento, Principios, Interacciones Y Más

La tectónica de placas explica las características y el movimiento de la superficie de la Tierra en el presente y en el pasado.

La tectónica de placas es la teoría de que la capa exterior de la Tierra se divide en varias placas que se deslizan sobre el manto, la capa interior rocosa sobre el núcleo. Las placas actúan como una cáscara dura y rígida en comparación con el manto de la Tierra. Esta fuerte capa externa se llama litosfera, que tiene 100 km (60 millas) de espesor, según la Enciclopedia Británica.

La litosfera incluye la corteza y la parte exterior del manto. Debajo de la litosfera se encuentra la astenosfera, que es maleable o parcialmente maleable, lo que permite que la litosfera se mueva. Cómo se mueve es una idea en evolución.

Historia de la tectónica de placas

Desarrollada desde la década de 1950 hasta la década de 1970, la tectónica de placas es la versión moderna de la deriva continental, una teoría propuesta por primera vez por el científico Alfred Wegener en 1912. Wegener no tenía una explicación de cómo los continentes podían moverse alrededor del planeta, pero los investigadores ahora sí.

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La tectónica de placas es una teoría geológica que explica la forma en que está estructurada la litosfera

La tectónica de placas es la teoría unificadora de la geología, dijo Nicholas van der Elst, sismólogo del Observatorio de la Tierra Lamont-Doherty de la Universidad de Columbia en Palisades, Nueva York.

«Antes de la tectónica de placas, las personas tenían que dar explicaciones de las características geológicas en su región que eran exclusivas de esa región en particular«, dijo Van der Elst.

«La tectónica de placas unificó todas estas descripciones y dijo que debería poder describir todas las características geológicas como si estuvieran impulsadas por el movimiento relativo de estas placas tectónicas«.

Cómo funciona la tectónica de placas

La fuerza impulsora detrás de la tectónica de placas es la convección en el manto. El material caliente cerca del núcleo de la Tierra se eleva, y la roca del manto más frío se hunde. «Es como una olla hirviendo en una estufa«, dijo Van der Elst.

Los investigadores piensan que la convección impulsa las placas tectónicas a través de una combinación de empujar y separarse en las crestas en medio del océano y tirar y hundirse hacia abajo en las zonas de subducción. Los científicos continúan estudiando y debatiendo los mecanismos que mueven las placas.

Las crestas en medio del océano son espacios entre placas tectónicas que cubren la Tierra como costuras en una pelota de béisbol. El magma caliente brota en las crestas, formando una nueva corteza oceánica y separando los platos. En las zonas de subducción, dos placas tectónicas se juntan y una se desliza debajo de la otra hacia el interior del manto, la capa debajo de la corteza. La fría placa que se hunde tira de la corteza hacia abajo.

Muchos volcanes espectaculares se encuentran a lo largo de las zonas de subducción, como el «Anillo de Fuego» que rodea el Océano Pacífico.

Principios de la tectónica de placas

En esencia, la teoría de las placas tectónicas es elegantemente simple. La capa superficial de la Tierra, de 50 a 100 km (30 a 60 millas) de espesor, es rígida y está compuesta por un conjunto de placas grandes y pequeñas. En conjunto, estas placas constituyen la litosfera, del griego lithos, que significa “roca.”

Capas de la tierra

El conocimiento del interior de la Tierra se deriva principalmente del análisis de las ondas sísmicas que se propagan a través de la Tierra como resultado de los terremotos. Dependiendo del material por el que viajan, las ondas pueden acelerar, ralentizarse, doblarse o incluso detenerse si no pueden penetrar el material con el que se encuentran.

En conjunto, estos estudios muestran que la Tierra puede dividirse internamente en capas sobre la base de variaciones graduales o abruptas en las propiedades físicas y químicas.

Químicamente, la Tierra se puede dividir en tres capas. Una relativamente delgada, la corteza, que normalmente varía de unos pocos kilómetros a 40 km (aproximadamente 25 millas) de espesor, se asienta sobre el manto. (En algunos lugares, la corteza terrestre puede tener un grosor de hasta 70 km [40 millas]).

El manto es mucho más grueso que la corteza; contiene el 83 por ciento del volumen de la Tierra y continúa a una profundidad de 2,900 km (1,800 millas). Debajo del manto está el núcleo, que se extiende hasta el centro de la Tierra, unos 6.370 km (casi 4.000 millas) debajo de la superficie.

Los geólogos sostienen que el núcleo se compone principalmente de hierro metálico acompañado por pequeñas cantidades de níquel, cobalto y elementos más ligeros, como el carbono y el azufre.

Límites de las placas

Las placas litosféricas son mucho más gruesas que la corteza oceánica o continental. Sus límites no suelen coincidir con los de los océanos y los continentes, y su comportamiento solo se ve influido en parte por si llevan océanos, continentes o ambos.

La placa del pacífico, por ejemplo, es enteramente oceánica, mientras que la Placa de América del Norte está coronada por la corteza continental en el oeste (el continente de América del Norte) y por la corteza oceánica en el este y se extiende bajo el Océano Atlántico hasta el Atlántico Medio.

Márgenes divergentes

A medida que las placas se separan en el límite de la placa divergente, la liberación de presión produce una fusión parcial del manto subyacente. Este material fundido, conocido como magma, es basáltico en composición y es flotante.

Como resultado, brota desde abajo y se enfría cerca de la superficie para generar nueva corteza. Debido a que se forma una nueva corteza, los márgenes divergentes también se denominan márgenes constructivos.

El surgimiento de magma hace que la litosfera supra yacente se levante y se estire. (Ya sea que el magmatismo [la formación de roca ígnea a partir del magma] inicie la ruptura o si la ruptura descomprime el manto e inicie el magmatismo, es un tema de gran debate.)

Si las placas divergentes están cubiertas por la corteza continental, se desarrollan fracturas que son invadidas por el magma, haciendo palanca en los continentes más alejados.

El asentamiento de los bloques continentales crea un valle de ruptura, como el actual Valle del Rift de África del Este. A medida que la grieta continúa ampliándose, la corteza continental se vuelve cada vez más delgada hasta que se logra la separación de las placas y se crea un nuevo océano.

La masa fundida parcial ascendente se enfría y cristaliza para formar una nueva corteza. Debido a que la fusión parcial tiene una composición basáltica, la nueva corteza es oceánica y se desarrolla una cresta oceánica a lo largo del sitio de la antigua grieta continental.

En consecuencia, los límites de placas divergentes, incluso si se originan dentro de los continentes, eventualmente se encuentran en las cuencas oceánicas de su propia creación.

Márgenes convergentes

Dado que la Tierra es constante en volumen, la formación continua de la nueva corteza de la Tierra produce un exceso que debe ser compensado por la destrucción de la corteza en otros lugares.

Esto se logra en los límites de placa convergentes, también conocidos como límites de placa destructiva, donde una placa desciende en un ángulo, es decir, se subduce debajo de la otra.

Debido a que la corteza oceánica se enfría a medida que envejece, eventualmente se vuelve más densa que la astenosfera subyacente, por lo que tiene una tendencia a subducir, o sumergirse, en placas continentales adyacentes o secciones más jóvenes de la corteza oceánica.

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Tectónica de Placas: principal teoría unificadora que define una serie de características y sucesos de orden geológico

La vida útil de la corteza oceánica se prolonga por su rigidez, pero finalmente esta resistencia se supera. Los experimentos muestran que la litosfera oceánica subducida es más densa que el manto circundante a una profundidad de al menos 600 km (aproximadamente 400 millas).

Los mecanismos responsables de iniciar las zonas de subducción son controvertidos. A finales del siglo XX y principios del siglo XXI, surgieron pruebas que respaldan la idea de que las zonas de subducción se inician preferentemente a lo largo de las fracturas preexistentes (como las fallas de transformación) en la corteza oceánica. Independientemente del mecanismo exacto, el registro geológico indica que la resistencia a la subducción se supera eventualmente.

Donde se unen dos placas oceánicas, la placa más antigua y más densa se subduce preferentemente debajo de la más joven y cálida. Donde uno de los márgenes de la placa es oceánico y el otro es continental, la mayor flotabilidad de la corteza continental evita que se hunda, y la placa oceánica se subduce preferentemente.

Los continentes se conservan preferentemente de esta manera en relación con la corteza oceánica, que se recicla continuamente en el manto. Esto explica por qué las rocas del fondo del océano generalmente tienen menos de 200 millones de años, mientras que las rocas continentales más antiguas son más de 4 mil millones de años.

A mediados del siglo XX, la mayoría de los geocientíficos sostenían que la corteza continental era demasiado flotante para ser sometida. Sin embargo, más tarde, quedó claro que los trozos de corteza continental adyacentes a la trinchera de aguas profundas, así como los sedimentos depositados en la zanja, pueden arrastrarse hacia la zona de subducción.

El reciclaje de este material se detecta en la química de los volcanes que entran en erupción por encima de la zona de subducción.

Puntos calientes

Aunque la mayor parte de la actividad volcánica de la Tierra se concentra a lo largo o adyacente a los límites de las placas, hay algunas excepciones importantes en las que esta actividad ocurre dentro de las placas.

Las cadenas lineales de islas, de miles de kilómetros de longitud, que ocurren lejos de los límites de las placas, son los ejemplos más notables. Estas cadenas de islas grabar una secuencia típica de la disminución de la elevación a lo largo de la cadena, desde isla volcánica a fringing arrecife de atolones y finalmente a monte submarino sumergido.

Un volcán activo usualmente existe en un extremo de una cadena de islas, con volcanes extintos progresivamente más antiguos que ocurren a lo largo del resto de la cadena. El geofísico canadiense J. Tuzo Wilson y el geofísico estadounidense W. Jason Morgan explicaron tales características topográficas como el resultado de puntos de acceso.

El número de estos hotspots es incierto (las estimaciones varían de 20 a 120), pero la mayoría se produce dentro de una placa en lugar de en un límite de placa.

Se piensa que los hotspots son la expresión superficial de las gigantescas columnas de calor, denominadas plumas del manto, que ascienden desde lo profundo del manto, posiblemente desde el límite del manto núcleo, a unos 2,900 km (1,800 millas) por debajo de la superficie.

Se piensa que estas plumas son estacionarias en relación con las placas litosféricas que se mueven sobre ellas. Un volcán se construye sobre la superficie de una placa directamente sobre el penacho.

Sin embargo, a medida que la placa avanza, el volcán se separa de su fuente de magma subyacente y se extingue. Los volcanes extintos se erosionan a medida que se enfrían y se desploman para formar arrecifes y atolones y, finalmente, se hunden debajo de la superficie del mar para formar una montaña submarina. Al mismo tiempo, un nuevo volcán activo se forma directamente sobre el penacho del manto.

Movimiento de la placa

En el siglo XVIII, el matemático suizo Leonhard Euler demostró que el movimiento de un cuerpo rígido a través de la superficie de una esfera se puede describir como una rotación (o giro) alrededor de un eje que atraviesa el centro de la esfera, conocido como el eje de rotación.

La ubicación de este eje no guarda relación con el eje de giro de la Tierra. El punto de emergencia del eje a través de la superficie de la esfera se conoce como el polo de rotación. Este teorema de la geometría esférica proporciona una manera elegante de definir el movimiento de las placas litosféricas a través de la superficie de la Tierra.

Por lo tanto, el movimiento relativo de dos placas rígidas se puede describir como rotaciones alrededor de un eje común, conocido como el eje de propagación. La aplicación del teorema requiere que las placas no se deformen internamente, un requisito que no se cumple en absoluto, pero que parece ser una aproximación razonable de lo que realmente sucede.

La aplicación de este teorema permite la reconstrucción matemática de configuraciones de placas anteriores.

La tectónica de placas involucra los movimientos de las placas litosféricas de la Tierra entre sí sobre la débil astenosfera del planeta. Esta actividad cambia las posiciones de todas las placas con respecto al eje de giro de la Tierra y el ecuador.

Para determinar las verdaderas posiciones geográficas de las placas en el pasado, los investigadores tienen que definir sus movimientos, no solo entre sí sino también en relación con este marco de referencia independiente.

Los hotspots, como se interpretan clásicamente, proporcionan un ejemplo de dicho marco de referencia, asumiendo que son las fuentes de penachos que se originan dentro del manto profundo y tienen posiciones relativamente fijas en el tiempo. Si esta suposición es válida, se puede deducir el movimiento de la litosfera sobre estas columnas.

Las cadenas de islas de hotspot sirven para este propósito, ya que sus tendencias proporcionan la dirección de movimiento de una placa. La velocidad de la placa se puede inferir del aumento de la edad de los volcanes a lo largo de la cadena en relación con la distancia entre las islas.

Desarrollo de la tectónica de placas

Los contornos de los continentes que flanquean el Océano Atlántico son tan similares que su correspondencia se hizo evidente tan pronto como se dispuso de mapas precisos.

Las primeras referencias a esta similitud fueron hechas en 1596 por el cartógrafo flamenco Abraham Ortelius y más tarde en 1620 por el filósofo inglés Francis Bacon, en su libro Novum Organum, y por el naturalista francés Georges-Louis Leclerc, Count de Buffon, un siglo después. Hacia finales del siglo XVIII Alexander von Humboldt, un naturalista alemán, sugirió que las tierras que bordean el Océano Atlántico se habían unido una vez.

En 1858 geógrafo francés Antonio Snider-Pellegrini propuso que podrían explicarse plantas de fósiles idénticas en los depósitos de carbón de América del Norte y Europa si los dos continentes hubieran estado conectados anteriormente. Sugirió que el diluvio bíblico se debió a la fragmentación de este continente, que se desgarró para restablecer el equilibrio de una Tierra ladeada.

A finales del siglo XIX el geólogo austriaco Eduard Suess propuso que los grandes continentes antiguos se habían compuesto de varios de los más pequeños actuales. De acuerdo con esta hipótesis, partes de un solo continente del sur enorme, designado Gondwana (o Gondwanaland): se fundó para crear los océanos Atlántico e Índico.

Tales tierras hundidas, junto con puentes de tierra desaparecidos, fueron invocadas con frecuencia a fines del siglo XIX para explicar las fuentes de sedimentos aparentemente presentes en el océano y para explicar las conexiones florales y faunísticas entre los continentes. Estas explicaciones siguieron siendo populares hasta la década de 1950 y estimularon la creencia en el antiguo continente sumergido de la Atlántida.

En 1908 geólogo estadounidense. Frank B. Taylor postuló que los cinturones de montaña arqueados (en forma de arco) de Asia y Europa resultaron del arrastre de los continentes hacia el ecuador. Su análisis de las características de la tectónica de placas prefiguró de muchas maneras el pensamiento moderno con respecto a las colisiones de placas.

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Las placas tectónicas son aquellas porciones de litósfera que se ubican debajo de la superficie terrestre

En 1912, el meteorólogo alemán Alfred Wegener, impresionado por la similitud de la geografía de las costas del Atlántico, presentó explícitamente el concepto de deriva continental. Aunque la tectónica de placas no es en absoluto sinónimo de deriva continental, el término abarca esta idea y deriva gran parte de su impacto.

Wegener señaló que el concepto de isostasia (el equilibrio teórico ideal de todas las grandes porciones de la litosfera de la Tierra como si estuvieran flotando en la capa subyacente más densa) hizo que la existencia de grandes bloques continentales hundidos, tal como lo contemplaba Suess, fuera geofísicamente imposible. Concluyó que si los continentes se hubieran unido una vez, la consecuencia habría sido la deriva de sus fragmentos y no de su hundimiento.

El principal obstáculo para la aceptación de la hipótesis de Wegener respecto a la tectónica de placas fue la fuerza motriz que propuso. Wegener describió la deriva de los continentes como un vuelo desde los polos debido a la protuberancia ecuatorial de la Tierra.

Aunque estas fuerzas existen, la némesis de Wegener, el geofísico británico Sir Harold Jeffreys, demostró que estas fuerzas son demasiado débiles para la tarea. Otro mecanismo propuesto por Wegener, las fuerzas de marea en la corteza terrestre producidas por la fuerza gravitacional de la luna, también se mostró como totalmente inadecuado.

La tectónica de placas y el pasado geológico

El grado en que la tectónica de placas ha influido en la evolución de la Tierra a través del tiempo geológico depende de cuándo comenzó el proceso. Este es un asunto de debate continuo entre los geólogos.  El principal problema es que casi toda la corteza oceánica con más de 200 millones de años ha sido eliminada por subducción.

Algunas de las otras características de la subducción, como los cinturones metamórficos de alta presión a baja temperatura y la conservación de los ofiolitos, están muy poco representadas en los cinturones orogénicos (cinturones de cordilleras antiguas o reales resultantes de la deformación de la corteza relacionada con la subducción o colisión continental) que son mayores de 600 millones de años.

Para algunos geocientíficos, esto implica que los procesos tectónicos de la tectónica de placas que guiaron la evolución de la Tierra eran diferente de los de hoy. Sin embargo, otros geocientíficos señalan que es poco probable que estas características se conserven en antiguos cinturones orogénicos o que su ausencia puede explicarse por el mayor gradiente geotérmico que debe haber estado presente durante gran parte del Precámbrico.

Si bien las secuencias gruesas de rocas sedimentarias marinas de hasta 3.500 millones de años de antigüedad implican que los entornos oceánicos existieron en una etapa temprana de la historia de la Tierra, prácticamente no se ha conservado ninguna de la corteza oceánica que subyace a estos sedimentos.

A pesar de estas desventajas, existe suficiente evidencia fragmentaria para sugerir que los procesos de la tectónica de placas similares a los de hoy se remontan en el tiempo al menos hasta el Paleoproterozoico. Era, hace unos 2.5 billones a 1.6 billones de años.

Ciclo de Wilson

El primer paso hacia esta conclusión fue una vez más proporcionado por Tuzo Wilson en 1966, cuando propuso que el cinturón de montaña del Apalaches-Caledonida de Europa occidental y el este de América del Norte se formó por la destrucción de un océano Paleozoico que precede al Océano Atlántico.

Wilson quedó impresionado con la similitud de las secuencias gruesas de los sedimentos marinos del Cámbrico – Ordovícico con los de las plataformas continentales modernas. En una reconstrucción de Pangea, Wilson demostró que estas secuencias sedimentarias similares a las estanterías se extienden a lo largo de toda la cadena montañosa desde Escandinavia hasta el sureste de los Estados Unidos.

Sin embargo, estas secuencias de estantería contienen dos fósiles distintos ensambles en lados opuestos de la cadena montañosa. Los conjuntos en los lados oeste y este de la cadena montañosa se denominaron los reinos del Pacífico y Atlántico, respectivamente.

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Según esta teoría, la corteza terrestre está compuesta al menos por una docena de placas rígidas

Ambos reinos se pueden rastrear durante miles de kilómetros a lo largo del cinturón de montaña, pero ninguno se puede rastrear a través de él. Wilson concluyó que estos sedimentos con dominios faunísticos distintivos representaban dos flancos opuestos de un antiguo océano que se consumía por subducción para formar el cinturón de montaña de los Apalaches-Caledonida.

Según este modelo, la subducción en este océano en tiempos del ordovícico (hace 485.4 millones a 443.8 millones de años) llevó al colapso de las plataformas continentales y la formación de arcos volcánicos. Los complejos basálticos del oeste de Terranova se interpretaron como complejos ofiolíticos que representan astillas de corteza oceánica que escaparon de la subducción cuando se colocaron en el margen continental.

La subducción continua resultó en el cierre de este océano en algún momento durante los períodos Silúrico y Devónico (443.8 millones a 358.9 millones de años). Se encontraron rocas que representan cada uno de estos entornos, lo que brinda un fuerte apoyo a este modelo.

El concepto de que los océanos pueden cerrarse y luego reabrirse se conoció como el ciclo de Wilson, y con su aceptación vino la aplicación de los principios de las placas tectónicas a los cinturones orogénicos antiguos. Pero hasta qué punto se pueden extender estos principios es todavía una pregunta abierta.

Ciclo supercontinente

Aunque el ciclo de Wilson proporcionó los medios para reconocer la formación y destrucción de los océanos antiguos, no proporcionó un mecanismo para explicar por qué ocurrió esto. A principios de la década de 1980, un concepto controvertido conocido como el ciclo del supercontinente fue desarrollado para abordar este problema.

Cuando se ven en un contexto global, es evidente que los episodios de labradura continental y la construcción de montañas no se distribuyen de manera uniforme a lo largo del tiempo geológico, sino que se concentran en intervalos de tiempo relativamente cortos, con una diferencia de 350 millones a 500 millones de años.

Este episodio fue precedido por otros eventos de construcción de montañas que alcanzaron un máximo de 600 millones a 650 millones de años y de 1.1, 1.6, 2.1 y 2.600 millones de años. Al igual que Pangea, ¿podrían estos episodios representar tiempos de amalgamación de supercontinente?

De manera similar, la desintegración de Pangea está documentada por eventos de rift continental que comenzaron hace unos 200 millones de años. Sin embargo, secuencias regionales extensas y gruesas de depósitos similares ocurren hace 550 millones de años y hace 1, 1.5 y 2 mil millones de años.

¿Podrían estos representar tiempos de dispersión supercontinente? – Si de hecho existe un ciclo de supercontinente, entonces debe haber mecanismos responsables de la ruptura y la amalgamación. El primer paso es examinar por qué se rompería un supercontinente como Pangea.

Existen varias teorías, la más popular de las cuales, propuesta por el geofísico estadounidense Don Anderson, atribuye la ruptura a las propiedades aislantes del supercontinente, que bloquea el escape del calor del manto.

Reconstrucciones continentales

Las anomalías magnéticas, las fallas de transformación, los hotspots y las trayectorias errantes polares aparentes permiten reconstrucciones geométricas rigurosas de posiciones, formas y movimientos pasados ​​de la placa. Aunque quedan algunas controversias importantes, estas reconstrucciones paleo geográficas muestran la geografía cambiante de la Tierra y se puede determinar con excelente precisión durante los últimos 150 millones de años.

Antes de ese tiempo, sin embargo, la ausencia del registro del fondo oceánico hace que el proceso sea significativamente más difícil. Se utiliza una variedad de datos geológicos para ayudar a determinar el ajuste adecuado de los continentes a través del tiempo.

Algunos de los métodos utilizados para probar estas reconstrucciones se basan en patrones de coincidencia de un bloque continental a otro y son similares al enfoque de Wegener. Sin embargo, los geocientíficos modernos tienen datos más precisos que ayudan a restringir estas reconstrucciones.

De los muchos avances, quizás los más significativos son la mejora analítica de las técnicas para el fechado radiométrico, que permite determinar la edad de los eventos geológicos con mucha mayor precisión. Uno de los métodos más comunes utilizados mide la descomposición radioactiva del uranio para conducir en el zircón mineral al comparar la relación de uno a otro en la muestra de zircón.

El zircón es un mineral accesorio común en rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias. Las técnicas modernas típicamente producen determinaciones de edad con un error estimado de 2 millones de años o menos, incluso para rocas de la edad de los Arcos.

Interacciones de la tectónica de placas con otros sistemas

La tectónica de placas puede interactuar con otros sistemas como:

El nivel del mar

A medida que la tectónica de placas cambia la forma de las cuencas oceánicas, afecta fundamentalmente las variaciones a largo plazo en el mundo. El nivel del mar, por ejemplo, el registro geológico en el que se depositaron gruesas secuencias de sedimentos de la plataforma continental demuestra que la ruptura de Pangea causó la inundación de los márgenes continentales, lo que indica un aumento en el nivel del mar.

Hay varios factores que contribuyen a la tectónica de placas:

  • Primero, la presencia de nuevas cordilleras oceánicas desplaza el agua de mar hacia arriba y hacia afuera a través de los márgenes continentales.
  • En segundo lugar, los fragmentos continentales en dispersión disminuyen a medida que se enfrían.
  • Tercero, el volcanismo asociado con la ruptura introduce gases de efecto invernadero en la atmósfera, lo que resulta en un calentamiento global., causando que los glaciares continentales se derritan.

A medida que el océano se ensancha, su corteza se vuelve más vieja y más densa. Por lo tanto, cede, formando eventualmente trincheras oceánicas. Como resultado, las cuencas oceánicas pueden contener más agua y el nivel del mar cae. Esto cambia una vez más cuando comienza la subducción.

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La tectónica de placas, una teoría que complementa y explica la deriva continental

La subducción consume preferentemente la corteza oceánica más antigua, de modo que la edad media de la corteza oceánica se vuelve más joven. La corteza oceánica más joven es, por lo tanto, más flotante y tiene una elevación más alta, una circunstancia que hace que el nivel del mar aumente una vez más.

Composición del agua del océano

Las fuertes propiedades del agua como disolvente significan que rara vez es puro. El agua del océano contiene aproximadamente 96.5 por ciento en peso de agua pura, y el 3.5 por ciento restante consiste predominantemente en iones como el cloruro (1.9 por ciento), sodio (1.1 por ciento), sulfato (0.3 por ciento) y magnesio (0.1 por ciento).

El drenaje del agua de los continentes a través del ciclo hidrológico desempeña un papel importante en el transporte de productos químicos desde la tierra hasta el mar. El efecto de este drenaje está profundamente influenciado por la presencia de cinturones de montaña.

Por ejemplo, el poder de erosión del río Ganges, que drena de la Himalaya, transporta anualmente 1.450 millones de toneladas métricas de sedimentos al mar. Esta carga es nueve veces mayor que la del río Mississippi. Los procesos de meteorización y erosión eliminan elementos solubles, como el sodio, de sus minerales huéspedes, y la concentración relativamente alta de sodio en el agua del océano se atribuye a la erosión y la erosión que acompañan al drenaje continental.

Hasta la llegada de la tectónica de placas, descubrir la fuente de cloro era problemático porque el cloro está presente en cantidades muy pequeñas en la corteza continental. Los científicos plantearon la hipótesis de que la fuente de este elemento puede estar en la actividad volcánica submarina.

A fines de la década de 1970, tres científicos que investigaban la cordillera oceánica de la costa de Perú desde una embarcación sumergible documentaron la ocurrencia de chorros de agua sobrecalentados, hasta 350 ° C (660 ° F), en erupción continua desde las chimeneas que estaban a 13 metros (43 pies) por encima del fondo del océano.

Se encontró que estas aguas termales son ricas en cloro y metales., confirmando que la fuente de cloro en los océanos se encuentra en los procesos tectónicos que ocurren en las crestas oceánicas.

Vida

La tectónica de placas ha influido en la evolución y propagación de la vida de diversas maneras. El estudio de las crestas oceánicas reveló la presencia de una vida extraña adyacente a las chimeneas de agua sobrecalentada que juntas constituyen aproximadamente el 1 por ciento de los ecosistemas del mundo.

La existencia de estas formas de vida en el océano profundo no puede basarse en la fotosíntesis. En cambio, se nutren de minerales y calor. La energía liberada cuando el sulfuro de hidrógeno en las bacterias reacciona con el agua de mar para convertir el dióxido de carbono inorgánico disuelto en agua de mar en compuestos orgánicos, un proceso conocido como quimio síntesis.

Algunos científicos especulan que la influencia acumulada de este proceso a lo largo del tiempo ha tenido un efecto significativo en la evolución. Otros sugieren que procesos similares pueden ser en última instancia responsables del origen de la vida en la Tierra.

El continuo reordenamiento del tamaño y la forma de las cuencas oceánicas y los continentes a lo largo del tiempo geológico, acompañado por cambios en la circulación y el clima de los océanos, tuvo un gran impacto en el desarrollo de la vida en la Tierra.

Uno de los primeros estudios sobre los efectos potenciales de la tectónica de placas en la vida fue publicado en 1970 por los geólogos estadounidenses James W. Valentine y Eldridge M. Moores, quienes propusieron que la diversidad de la vida aumentaba a medida que los continentes se fragmentaban y dispersaban y la diversidad disminuía cuando los continentes se unieron juntos.

Evolución

Cuando Pangea comenzó a separarse y el Océano Atlántico comenzó a abrirse durante el Mesozoico medio. Las diferencias entre las faunas de las orillas opuestas aumentaron gradualmente de forma casi lineal: cuanto mayor es la distancia, menor es el número de familias en común.

La diferencia aumentó más rápidamente en el Atlántico Sur que en el Atlántico Norte, donde una conexión terrestre entre Europa y América del Norte persistió hasta hace unos 60 millones de años.

Después de la ruptura de Pangea, ningún animal terrestre o grupo de animales podría convertirse en dominante, porque los continentes estaban desconectados. Como resultado, las masas de tierra separadas desarrollaron una fauna altamente especializada.

En América del Sur, por ejemplo, era rica en mamíferos marsupiales, que tenían pocos depredadores. Norteamérica, por otro lado, era rica en mamíferos placentarios.

Sin embargo, hace unos 3 millones de años, la actividad volcánica asociada con la subducción del Océano Pacífico oriental formó un puente de tierra a través del istmo de Panamá, reconectando las masas de tierra separadas.

La aparición del istmo hizo posible que los animales terrestres se cruzaran, lo que obligó a la fauna previamente separada a competir. Numerosos mamíferos y herbívoros placentarios migraron de norte a sur. Se adaptaron bien al nuevo entorno y tuvieron más éxito que la fauna local al competir por los alimentos.

La invasión de carnívoros altamente adaptables del norte contribuyó a la extinción de al menos cuatro órdenes de mamíferos terrestres de América del Sur. Algunas especies, en particular el armadillo y el oposum, lograron migrar en sentido opuesto. Irónicamente, muchos de los invasores del norte, como la llama y el tapir, se extinguieron posteriormente en su región de origen y encontraron su último refugio en el sur.

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La tectónica de placas explica la estructura y dinámica de la superficie terrestre

Extinción

Quizás el ejemplo más dramático del impacto potencial de la tectónica de placas en la vida ocurrió cerca del final del Período Pérmico (hace aproximadamente 299 millones a 252 millones de años). Varios eventos contribuyeron a la extinción del Pérmico que causó la desaparición permanente de la mitad de las familias biológicas conocidas de la Tierra.

El reino marino fue el más afectado, perdiendo más del 90 por ciento de sus especies. Alrededor del 70 por ciento de las especies terrestres se extinguieron.

Esta extinción parece haber ocurrido en varios pulsos, y puede haber habido numerosos factores que contribuyeron, incluidos los cambios biogeográficos asociados con la formación de Pangea (que habría estado acompañado por una fuerte disminución en el área de hábitats de aguas poco profundas).

Cambios en los patrones de corrientes oceánicas profundas ricas en nutrientes, cambios en la cantidad de oxígeno disuelto en las aguas oceánicas, y aumentos de temperatura y cambios en el carbono ciclo causada en parte por la población explosión del metano microbio productoras Methanosarcina.

Otro factor contribuyente podría haber sido las consecuencias ambientales de los vastos derrames volcánicos de las Trampas Siberianas, uno de los eventos volcánicos más grandes documentados.

Se produjo una región de basalto inundable que tenía un volumen estimado de 2, 000,000–3, 000,000 millones de kilómetros cúbicos [alrededor de 480,000–720,000 millas cúbicas]). La erupción de las Trampas Siberianas ocurrió casi al mismo tiempo que la extinción, y los gases de efecto invernadero emitidos por estos volcanes pueden haber afectado la cantidad de acidez de los océanos.

La extinción tuvo una historia compleja. Las latitudes altas se vieron afectadas primero como resultado de la disminución de la edad de hielo del Pérmico cuando el borde sur de Pangea se movió fuera del Polo Sur.

Las zonas ecuatoriales y subtropicales parecen haber sido afectadas algo más tarde por un enfriamiento global. Por otro lado, las extinciones no se sintieron con tanta fuerza en el propio continente.

En cambio, las vastas tierras semiáridas y áridas que emergieron en un continente tan grande, el acortamiento de sus costas húmedas y las numerosas cadenas montañosas formadas a partir de las colisiones que llevaron a la formación del supercontinente proporcionaron fuertes incentivos para la adaptación evolutiva a zonas secas o altas. – Ambientes de altitud.

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Una placa tectónica o placa litosférica es un fragmento de litosfera

Clima

Los cambios climáticos asociados con el supercontinente de Pangea y con su eventual ruptura y dispersión proporcionan un ejemplo del efecto de la tectónica de placas en paleo-clima.

A principios de la Era Mesozoica, Gondwana se separó de su contraparte del norte, Laurasia, para formar la vía marítima de Tethys, y la corriente ecuatorial se convirtió en circón global. Las aguas superficiales ecuatoriales pudieron circunnavegar el mundo y se hicieron aún más cálidas.

No está claro cómo influyó este flujo en la circulación en latitudes más altas. Los registros isotópicos muestran que, desde hace aproximadamente 100 millones a 70 millones de años, las temperaturas del agua en la superficie del Ártico y la Antártida eran de 10 ° C (50 ° F) o más, y las regiones polares eran lo suficientemente cálidas para soportar los bosques.

Sin embargo, a medida que continuaba la dispersión de los continentes después de la desintegración de Pangea, la circulación superficial de los océanos comenzó a aproximarse a los patrones de circulación más complejos de la actualidad.

Hace unos 100 millones de años, la deriva hacia el norte de Australia y América del Sur creó una nueva vía marítima circun-global alrededor de la Antártida, que permaneció centrada en el Polo Sur.

Como resultado, las aguas ecuatoriales se calentaron menos, y los giros oceánicos de latitudes medias no fueron tan efectivos para mantener calientes las aguas de latitudes altas. Debido a esto, una capa de hielo comenzó a formarse en la Antártida hace unos 20 millones de años y creció aproximadamente a su tamaño actual unos 5 millones de años más tarde.

Esta capa de hielo enfrió las aguas del océano adyacente a una temperatura tan baja que las aguas se hundieron e iniciaron el flujo abisal dirigido hacia el norte que marca la actual circulación profunda.

También hace unos 6 millones de años, la colisión entre África y Europa cerró temporalmente el Estrecho de Gibraltar, aislando el mar Mediterráneo y restringiendo su circulación.

La evaporación, que produjo depósitos de sal gruesa, virtualmente secó este mar y disminuyó el contenido de sal en los océanos del mundo, permitiendo que el agua de mar se congele a temperaturas más altas. Como resultado, las capas de hielo polar crecieron y el nivel del mar cayó. Aproximadamente 500,000 años después, se rompió la barrera entre el Mediterráneo y el Océano Atlántico, y se reanudó la circulación abierta.

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