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La tectónica de placas

La configuración actual de los continentes es una imagen instantánea de un proceso continuo que comenzó, prácticamente, con la formación de la Tierra. Hay evidencias que desde hace 3.800 millones de años los continentes se desplazan y mueven uno con respecto a otro acercándose y separándose entre sí(1).

(1) Citado por Andrés Folguerá y Mauro G. Spagnuolo. “De la Tierra y los planetas rocosos (una introducción a la tectónica)”, en: “Colección Las Ciencias Naturales y la Matemática” (2010). Ed. Ministerio de Educación de la Nación. Instituto Nacional de Educación Tecnológica, Buenos Aires.

Hoy se entiende este proceso gracias a la teoría de la Tectónica de Placas. Los planetas tienen varias opciones para liberar su calor interno. La Tierra eligió la tectónica de placas. El calor asciende desde el interior en forma de material caliente que es disipado en sitios llamados ‘dorsales’, luego se enfría y vuelve a hundirse en el interior en las llamadas ‘zonas de subducción’. Así la mayor parte del calor interno de la Tierra es liberado a través de este mecanismo cíclico.

- El Problema
Las observaciones que conllevarían al desarrollo de la Teoría de Tectónica de Placas datan de al menos 500 años. A finales del siglo XVI, Sir Francis Bacon observó que la líneas de las costas del continente americano y africano tenían formas similares que se podían hacer encajar.

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Alfred Wegener (1880 - 1930)

Sin embargo, no fue sino hasta principios del siglo XX que Alfred Wegener, naturalista alemán, presentó una síntesis de esas similitudes y otros caracteres comunes entre ambas márgenes, en una teoría del movimiento de los continentes. Además de la similitud entre las costas, Wegener mostró evidencias geológicas y paleontológicas, como la aparición de fósiles similares en ambos continentes.

Sin embargo su teoría no fue bien recibida por la comunidad científica de entonces. Pocos apoyaban su idea; Alexander Du Toit, de Sudáfrica, y Arthur Holmes, en Inglaterra, fueron algunos y ambos aportaron evidencias paleontológicas y geodinámicas complementarias. Holmes, por ejemplo, propuso que la convección en el manto era la fuerza motora de las placas.

El principal problema que enfrentaba la teoría de Wegener era que en ella se suponía que los continentes se desplazaban sobre el fondo oceánico. Esto era físicamente imposible debido a la fuerza de rozamiento que se desarrollaría entre las dos placas.

El quiebre a favor de la teoría de la deriva de los continentes llegó a mediados del siglo XX con las primeras exploraciones batimétricas de detalle llevadas a cabo en el océano Atlántico, que tenían como objeto el estudio de la edad y la profundidad del fondo oceánico.

En esas investigaciones se conoció la topografía del fondo oceánico en detalle descubriéndose enormes cordilleras sumergidas en el centro del océano que, hoy en día, se conocen con el nombre de dorsales centrooceánicas. La comprensión moderna de la teoría de la Tectónica de Placas esta basada -en gran medida- en cuatro datos u observaciones del suelo oceánico surgidas en aquella instancia:

• la batimetría (profundidad de fondo oceánico),
• la edad del suelo oceánico,
• la información magnética del suelo oceánico,
• los terremotos.

A continuación veremos qué información aporta cada uno de ellos.

1.- La ausencia de uniformidad del fondo oceánico
Como ya se mencionó anteriormente, los fondos de los océanos, lejos de ser uniformes, presentan variaciones de alturas de hasta 6 kilómetros. Sin embargo, existe una cierta regularidad en cuanto a cómo están distribuidas estas distintas alturas.

mapa 1

Figura 1 - Mapa batimétrico del fondo oceánico (relieve del fondo oceánico). Las zonas rosadas a verdes son las más elevadas mientras que las zonas azul violáceo representan profundidades que alcanzan más de 6 kilómetros.

En general, en el centro de los océanos se ubican altas cordilleras submarinas que alcanzan 2 kilómetros de altura, denominadas las dorsales centrooceánicas. Por otra parte, las zonas más profundas del océano se encuentran alejadas de las dorsales y, en ciertos casos, cerca del borde de los continentes (Figura 1).

En la década del 80, gracias al submarino de investigación “Alvin”, se comprobó que estas cordilleras submarinas -ubicadas en las zonas centrales de los océanos- eran lugares muy activos desde puntos de vista geológicos y biológicos. Se descubrió que no sólo estaban formadas por cadenas de volcanes alineados, sino que son habitadas por numerosas comunidades de organismos.

2.- El tiempo perdido
Para medir la edad de ciertas rocas se utilizan métodos radioactivos. Algunos elementos, como el uranio o el 14C funcionan como relojes de tiempo, ya que se es posible conocer cuánto tardan en desintegrarse y, así, se puede saber cuándo se formó una roca que contenía a dicho elemento.

A esta metodología de obtener la edad de una muestra de roca se la conoce como ‘datación’. Las primeras muestras del fondo oceánico fueron datadas por este método. Los resultados de las dataciones mostraron que las rocas muy cercanas a las dorsales centrooceánicas eran muy jóvenes, mientras que las rocas más alejadas más antiguas.

mapa 2

Figura 2. Mapa que muestra la edad del fondo oceánico.

Como se observa claramente las rocas más jóvenes (color rojo) se encuentran en zonas cercanas a las dorsales. En cambio las rocas más antiguas (colores azules) se ubican en las áreas más alejadas de las dorsales centrooceánicas. Nótese también que sobre la faz de la Tierra no existen rocas de fondo oceánico más antiguas que 200 millones de años. Estas han sido consumidas en zonas de subducción.

Sobre las dorsales las rocas se están formando en estos momentos. Sin embargo, en los lugares más alejados de las dorsales del fondo oceánico, alcanza hasta los 200 millones de años (Figura 3.2). Si admitimos que el fondo oceánico se forma en las dorsales, entonces esas rocas de 200 millones de años debieron, en algún momento, estar más cerca de una dorsal.

Esta es una de las evidencias concretas del movimiento horizontal de sectores de la superficie terrestre. Por otra parte, en el capítulo primero se vio que la Tierra posee 4.500 millones de años. Si la corteza oceánica más antigua posee tan solo 200 millones de años,

¿qué sucedió, entonces, con la corteza oceánica que se formó hace 500 millones de años?

Una posibilidad podría ser que los océanos se hayan formado hace tan sólo 200 millones de años. Sin embargo, no es cierto, ya que hay numerosas evidencias de que los océanos han existido, prácticamente, desde el inicio de a Tierra. Entonces sólo queda pensar que el hecho de que no exista en la Tierra corteza oceánica más antigua, implica que ésta se ha destruido o fue consumida en algún sitio.

Como se observa claramente, las rocas más jóvenes (color rojo) se encuentran en zonas cercanas a las dorsales. En cambio, las rocas más antiguas (colores azules) se ubican en las áreas más alejadas de las dorsales centrooceánicas. Nótese también que sobre la faz de la Tierra no existen rocas de fondo oceánico más antiguas que 200 millones de años. Estas han sido consumidas en zonas de subducción.

La determinación de la edad del fondo oceánico en la Tierra muestra entonces que existen lugares en donde se forma corteza, las dorsales, y lugares donde se destruye la corteza, que hoy en día se conocen con el nombre de zonas de subducción.

3.- Magnetismo terrestre: la brújula hacia el camino correcto

La Tierra posee un campo magnético que se genera en el núcleo líquido en movimiento. Este es el campo magnético que se puede apreciar con sólo mirar una brújula.

Tal como se describió, está generado por un electroimán producido por corrientes de materiales conductores en el centro de laTierra, cuyas líneas de fuerza salen del Polo Sur y entran en la Tierra por el Polo Norte. Es decir que, en los polos, las líneas de fuerza del campo son perpendiculares -o verticales- mientras que en el Ecuador son tangentes a la superficie u horizontales. Una aguja magnetizada -que pende de un hilo en los polos- se dispone verticalmente, mientras que en la zona ecuatorial se pone horizontal.

Es posible medir el campo magnético de las rocas ya que éstas conservan (memorizan) el campo magnético del momento en que se formaron. Las rocas, al enfriarse (tomemos como ejemplo una lava ardiente emitida desde un volcán) adquieren el campo magnético en el que se produjeron. Los minerales magnéticos de una roca -derivada del enfriamiento de una lava en la zona polar- se orientarán verticalmente, mientras que en una zona ecuatorial lo harán horizontalmente.

Las rocas conservan la intensidad del campo, así como la dirección de dicho campo según la latitud a la que se hayan formado. Al tiempo que comenzaron a datarse las rocas del fondo oceánico, también se midieron sus campos magnéticos. El resultado fue sorprendente: el campo magnético, a través del tiempo, experimentaba reversiones, es decir que sus líneas de fuerza alternaban el sentido desde el Polo Sur al Norte y desde el Norte al Sur a través del tiempo.

Así surgió una nueva disciplina llamada “Paleomagnetismo”, que estudia el campo magnético del pasado. Las rocas que se encuentran hoy cerca de las dorsales centrooceánicas, por lo que han sido “recientemente” formadas, poseen un campo magnético “normal”, equivalente al actual. Sin embargo, las rocas que se encuentran un poco más lejos y, en consecuencia, son más viejas, poseen un campo “inverso”, totalmente opuesto al actual.

anomalas del fondo ocenico

Figura 3. Anomalías magnéticas de fondo oceánico.

Más lejos aún de las dorsales, rocas más viejas, vuelven a tener un campo magnético normal (Figura 3), y así sucesivamente.

A medida que sale material fundido de la dorsal oceánica, éste se enfría y “congela” el campo magnético en el que se encuentra inmerso. Dado que el campo magnético alterna entre normal (el actual) e inverso (contrario al actual), quedan conservadas en las rocas del fondo oceánico bandas alternantes de campos normales e inversos.
Este patrón se repite hacia ambos lados de las dorsales por lo que, en los fondos de los océanos Atlántico, Pacífico e Indico, por ejemplo, existen rocas magnetizadas según campos magnéticos normales y reversos en forma alternadamente. Lo interesante de esta técnica es que, si se toma una de las bandas, ya sea de magnetización normal o reversa, a uno de los lados de la dorsal, se puede buscar su par al otro lado dela dorsal.

Significa que este par, al tener el mismo campo y la misma edad, tuvieron que formarse en el mismo lugar (una dorsal centrooceánica) y, con el tiempo, fue separado. Así como con las dataciones se logró saber que los fondos oceánicos se expanden, el paleomagnetismo permitió correlacionar rocas que, hoy en día, se encuentran alejadas pero que, en algún momento, estuvieron juntas.

Por lo tanto, no sólo es una evidencia de que bastas porciones del fondo oceánico se mueven y, por lo tanto, también, los continentes adyacentes, sino que permite saber cómo se movieron, dónde se formaron y el camino que recorrieron hasta el lugar que se encuentran actualmente (Figura 4).

mapa de las anomalas magnticas en el atlntico sur
Figura 4. Mapa de las anomalías magnéticas en el Océano Atlántico Sur. Se observa el contorno de los continentes sudamericano y africano y, en el centro, el patrón de anomalías magnéticas paralelas a la dorsal oceánica. Los colores rojos y azul indican la polaridad normal y reversa del campo al momento de formación de las rocas respectivamente.

Se observa el contorno de los continentes sudamericano y africano y en el centro el patrón de anomalías magnéticas paralelas a la dorsal oceánica. Los colores rojos y azul indican la polaridad normal y reversa del campo al momento de formación de las rocas respectivamente.

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