Placas Tectonicas by Stephen Marshak

7/26/2019 Placas Tectonicas by Stephen Marshak

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Qu entendemos por la tectnica de placas?La prueba paleomagntico de la deriva continental y el descubrimiento de la mar solado propagacinprovocaron una revolucin cient fi ca en la geologa en los aos 1960 y 1970. Los gelogos se dieroncuenta de que muchas de sus interpretaciones existentes de la geologa mundial, basndose en la premisade que las posiciones de los continentes y los ocanos siguen siendo fijo en su posicin a travs deltiempo, eran simplemente mal! Los investigadores cayeron lo que estaban haciendo y dirigieron suatencin al estudio de las implicaciones ms amplias de la deriva continental y la mar solado difusin. Se

hizo evidente que estos fenmenos requieren que la capa exterior de la Tierra se dividi en placas rgidasque se mueven uno respecto al otro. Nuevos estudios clari fi cados el significado de una placa, de fi nidolos tipos de lmites de placas, movimientos de las placas con restricciones, relacionadas movimientos delas placas a los terremotos y los volcanes, mostraron cmo las interacciones de placas pueden explicarcadenas montaosas y las cadenas de montes submarinos, y describen la historia de ltimos movimientosde las placas. De estos, la moderna teora de la tectnica de placas evolucion. A continuacin,describimos primer placas litosfricas y sus lmites, y luego definir los principios bsicos de la teora de latectnica de placas.El concepto de una placa Litosfera

Naturaleza de la litosfera y su comportamiento.

Hemos aprendido anteriormente que los gelogos dividen la parte exterior de la Tierra en dos capas. Lalitosfera consiste en la corteza ms la parte superior (ms fro) de la parte superior del manto. Secomporta relativamente rgida, lo que significa que cuando una fuerza empuja o tira de ella, no se dobla ose rompe fl ujo sino ms bien (figura a) anterior. La avena litosfera fl en un "plstico" capa relativamentesuave, o llamada astenosfera, compuestos por ms clido manto (1280 C) que puede fluir lentamente

cuando es accionado por una fuerza. Como resultado, los por conveccin astenosfera, como el agua enuna olla, aunque mucho ms lentamente.Litosfera continental y litosfera ocenica difieren notablemente en sus espesores. En promedio, litosferacontinental tiene un espesor de 150 km, mientras que la litosfera ocenica de edad tiene un espesor dealrededor de 100 kilmetros (figura anterior) b. (Por razones que se discuten ms adelante en estecaptulo, nueva litosfera ocenica en una cordillera en medio del ocano es mucho ms delgada.)Recordemos que la parte de la corteza de la litosfera continental se extiende de 25 a 70 km de espesor yse compone en gran parte de flsico de baja densidad y el rock intermedia. Por el contrario, la parte de lacorteza de la litosfera ocenica est a slo 7 a 10 km de espesor y se compone principalmente derelativamente alta densidad ma fi co roca (basalto y gabro). La parte del manto de ambos litosfera


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continental y ocenica se compone de muy alta densidad ultrama fi co roca (peridotita). Debido a estasdiferencias, la litosfera continental "flotadores" en un nivel ms alto que hace la litosfera ocenica.

La ubicacin de los lmites de las placas y la distribucin de los terremotos.La litosfera se forma la cscara relativamente rgida de la Tierra. Pero a diferencia de la cscara de un

huevo de gallina, la cscara de la litosfera contiene una serie de importantes interrupciones, que laseparan en piezas distintas. Como se seal anteriormente, llamamos a las placas litosfricas piezas, osimplemente placas. Las pausas entre las placas se conocen como lmites de las placas (figura de arriba a).Los geocientficos distinguen doce placas mayores y varias microplacas.Los principios fundamentales de la tectnica de placas

Con los antecedentes proporcionados anteriormente, podemos reformular la teora de la tectnica deplacas de la siguiente manera concisa. La litosfera de la Tierra est dividida en placas que se mueven unorespecto al otro. A medida que una placa se mueve, su rea interna sigue siendo en su mayora, pero noperfectamente, rgida e intacto. Pero el rock a lo largo de los lmites de placas sufre una deformacinintensa (como grietas, deslizamiento, flexin, estiramiento y aplastamiento) como la placa muele o


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raspaduras contra sus vecinos o se separa de sus vecinos. A medida que las placas se mueven, tambin lohacen los continentes que forman parte de las placas. A causa de la tectnica de placas, el mapa de lasuperficie de la Tierra cambia constantemente.La identificacin de lmites de placa

Cmo podemos reconocer la ubicacin de un lmite de placa? La respuesta se hace evidente al observarun mapa que muestra la ubicacin de los terremotos (figura anterior) b. Recuerde del captulo 1 que losterremotos son vibraciones causadas por las ondas de choque que se generan cuando se rompe la roca yde repente resbalones largo de una falla. El epicentro marca el punto de la superficie de la Tierra

directamente sobre el terremoto. epicentros de terremotos no salpican el mundo al azar, comoperdigones en un objetivo. Por el contrario, la mayora ocurren en zonas relativamente estrechas,distintos. Estos cinturones terremoto de definir la posicin de los lmites de placas debido a la fractura y eldeslizamiento que se produce a lo largo de los lmites de placas genera terremotos. interiores de placas,las regiones fuera de los lmites de las placas, se mantienen relativamente libres de terremoto, ya que nodan cabida a la mayor movilidad. Mientras que los terremotos sirven como el indicador definitivo de lamayor parte de un lmite de placa, otras caractersticas geolgicas prominentes tambin se desarrollan alo largo de los lmites de placas.Tenga en cuenta que algunas placas consisten enteramente en la litosfera ocenica, mientras que algunasplacas consisten tanto en la litosfera ocenica y continental. Adems, tenga en cuenta que no todas lasplacas son del mismo tamao (figura anterior c). Algunos lmites de las placas siguen los mrgenes

continentales, el lmite entre un continente y un ocano, pero otros no lo hacen. Por esta razn, sedistingue entre los mrgenes activos, que son los lmites de placas, y los mrgenes pasivos, que no son loslmites de placas. Los terremotos son comunes en los mrgenes activos, pero no en los mrgenes pasivos.A lo largo de los mrgenes pasivos, corteza continental es ms delgada que en las zonas continentalesinteriores. De espesor (10 a 15 km) acumulaciones de cubierta de sedimentos este adelgazado corteza. Lasuperficie de esta capa de sedimento es una amplia regin superficial, (menos de 500 m de profundidad)llama la plataforma continental, el hogar de las principales pesqueras del mundo.

Los tres tipos de lmites de placas difieren en funcin de la naturaleza del movimiento relativo.Los gelogos definen tres tipos de lmites de placas, basadas simplemente en los movimientos relativos de

las placas a ambos lados de la frontera (figura de arriba a-c). Un lmite en el que dos placas se separanunos de otros es un lmite divergente. Un lmite en el que dos placas se mueven una hacia la otra de modoque se hunde una placa debajo de la otra es un lmite convergente. Y un lmite en el que dos placas sedeslizan lateralmente ms all de nosotros es un lmite de transformacin.

Relacin de Vulcanismo la tectnica de placas


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Un mapa que muestra la distribucin de los volcanes de todo el mundo y por los valores geolgicos bsicosen los que los volcanes forma, en el contacto de la teora de la tectnica de placas.Diferentes estilos de volcanismo se producen en diferentes lugares de la Tierra. La mayora de las

erupciones se producen a lo largo de los lmites de placas, pero tambin grandes erupciones ocurren enpuntos calientes (figura anterior). Ahora vamos a ver en los entornos en los que se producen erupciones,en el contexto de la teora de la tectnica de placas y vemos por qu diferentes tipos de volcanes seforman en diferentes configuraciones.Dorsales ocenicas

Artculos de la mitad del ocano vulcanismo arista cubren el 70% de la superficie de nuestro planeta. Porlo general no vemos esta actividad volcnica, sin embargo, porque el ocano esconde la mayor parte deella bajo un manto de agua. Volcanes de dorsales ocenicas, que se desarrollan a lo largo de fi suras enparalelo al eje del canto, no todos son continuamente activo. Cada uno se enciende y apaga en una escalade tiempo se mide en decenas a cientos de aos. Ellos entran en erupcin de basalto que, debido a que seenfra tan rpidamente bajo el agua, forma montculos de almohada de lava. El agua que se calienta amedida que circula a travs de la corteza cerca de los estallidos de la cmara de magma de hidrotrmico(agua caliente) ventila a lo largo de estos montculos.Los lmites convergentes

La mayora de los volcanes subaerial de la Tierra se encuentran a lo largo de los lmites de placasconvergentes (zonas de subduccin). Las zonas de subduccin frontera ms de 60% del ocano Pacfico,creando una cadena de 20.000 km de longitud de los volcanes conocidos como el Anillo de Fuego. Por logeneral, los volcanes individuales en arcos volcnicos se encuentran entre 50 y 100 km entre s. Algunosde estos volcanes crecen en la corteza ocenica y se convierten en los arcos de islas volcnicas, como lasMarianas del Pacfico Occidental. Otros crecen en la corteza continental, la construccin de arcosvolcnicos continentales como la cadena volcnica de la cascada de Washington y Oregon o la cadena delos Andes de Amrica del Sur.


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Algunos de la lava que entra en erupcin en arcos volcnicos se componen de basalto obtenidas porfusin parcial de la astenosfera. A veces, cuando entra en erupcin de lava basltica, volcanes de arcomuestran actividad efusiva. Algunos de la lava que entra en erupcin en arcos sobre todo en los arcoscontinentales es andestico o rioltica. Cuando estas lavas viscosas estn en erupcin, los volcanes de arcomuestran actividad explosiva. Durante la vida til de un volcn, actividad efusiva y explosiva puedealternar. Como resultado, los escombros volcaniclstica estall en un momento ms tarde puede serenvuelta por una cscara de lava duro, y por lo tanto estar protegido de la erosin. Con el tiempo, elvolcanismo de arco puede producir grandes estratovolcanes, como el cono simtrico elegante del Monte

Fuji. Los perodos de crecimiento, sin embargo, pueden ser interrumpidos por explosiones que dejan trasde s un casco chorro-pedazos como Mt. St. Helens (explosiones volcnicas para recordar a continuacin).Escisin Continental

Debido a la diversidad de los magmas que se pueden formar por debajo de grietas, fisuras pueden recibirtanto a las erupciones baslticas fi sura, en el que las cortinas de fuente de lava hacia arriba o cadenaslineales de conos de ceniza, se desarrollan y volcanes riolticos explosivos. En algunos lugares, incluso sereciban a estratovolcanes como el Monte Kilimanjaro en frica.Ocenicas Hot-Spot Volcanes

El interior de un volcn de punto caliente ocenica es complicado. Inicialmente, la erupcin producebasaltos de almohada. Cuando el volcn emerge sobre el nivel del mar, se convierte en un volcn enescudo. Los mrgenes de la isla con frecuencia se someten cada, y el peso del volcn empuja hacia abajo lasuperficie de la litosfera. Las islas de Hawai son ejemplos de esta arquitectura.Cuando un hot-spot volcn primeras formas de litosfera ocenica, magma basltico estalla en la superficiedel piso de mar. Al principio, este tipo de erupciones submarinas producen un montculo irregular de lavaalmohadillada. Con el tiempo, el volcn crece por encima de la superficie del mar y se convierte en unaisla. Cuando el volcn emerge del mar, la lava de basalto que ya no entra en erupcin congela tanrpidamente, y por lo tanto ujos fi, una delgada hoja sobre una gran distancia. Miles de basalto delgadaflujos se acumulan, capa sobre capa, para construir un amplio, volcn en escudo en forma de cpula conpendientes suaves (figura anterior). A medida que crece el volcn, partes de ella no pueden resistir laatraccin de la gravedad y mar adentro de deslizamiento, la creacin de grandes depresiones submarinas.Continental Hot-Spot Volcanes


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Hot-spot actividad volcnica en el Parque Nacional de Yellowstone.Parque Nacional de Yellowstone se encuentra en el extremo noreste de una serie de calderas, la msantigua de las cuales, en el extremo suroeste de la pista, entr en erupcin hace 16 millones de aos(figura de arriba a, b). actividad reciente y continua por debajo de Yellowstone ha producido accidentesgeogrficos fascinantes y depsitos de rocas volcnicas, y giseres. Erupciones en el punto caliente deYellowstone difieren de las de Hawai en un aspecto importante: a diferencia de Hawai, el punto caliente

de Yellowstone entra en erupcin tanto lava basltica y restos piroclsticos riolticos.hace cerca de 630.000 aos, los inmensos flujos piroclsticos fl, as como nubes convectivas de ceniza ylapilli pmez, cavado en la regin de Yellowstone. Cerca de la erupcin, ignimbritas hasta decenas demetros de espesor, formados y cenizas y lapilli de la nube gigante tamizada abajo sobre los EstadosUnidos hacia el este hasta el ro Mississippi (figura anterior c). La erupcin produjo una inmensa caldera,hasta 72 km de dimetro. Cuando los escombros se estableci, que cubra una superficie de 2.500kilmetros cuadrados con tobas que, en el parque, alcanz un espesor de 400 m. El nombre del parque refl eja el color brillante de escombros volcaniclstica (figura anterior d).Las inundaciones de basalto Erupciones


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Capas de basalto de inundacin expuestos en la pared de un can en Idaho.En varios lugares alrededor del mundo, enormes capas de lava de baja viscosidad estallaron de fisuras y seextienden en grandes hojas. Los gelogos se refieren a la lava de estas hojas como inundacin de basalto(figura anterior). Con el tiempo, muchas sucesivas erupciones de basalto de inundacin pueden construiruna amplia meseta. El volumen total de roca en una meseta de este tipo puede ser tan grande (ms de175.000 km 3), que los gelogos tambin se refieren a la regin como una provincia gnea grande (LIP).Un ejemplo de un LIP, la meseta del ro Columbia, se produce en Washington y Oregon. El basalto aqu,que entr en erupcin hace unos 15 millones de aos, alcanza un espesor de 3,5 km. Los gelogos hanidenti fi cado unos 300 flujos individuales en la meseta del ro Columbia. Lava en algunos de estos flujosviaj grandes distancias de hasta 600 km de su fuente. Con el tiempo, basalto cubra una superficie de220.000 km. Incluso mayor fl ood provincias-basalto se producen en el este de Siberia (una ocurrenciaconocida como Trampas de Siberia), la meseta de Deccan de la India, la regin de Paran de Brasil, y lameseta Karroo de Sudfrica.Islandia un punto caliente en un canto


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Islandia, un punto caliente en la Cordillera del Atlntico.Islandia es uno de los pocos lugares en la Tierra donde el medio del ocano cordillera volcnica haconstruido un montculo de basalto que sobresale por encima del mar. La isla formada en un puntocaliente se encuentra debajo de la cordillera del Atlntico la presencia de este punto caliente(probablemente debido a una pluma del manto subyacente) significa que el magma mucho ms aqu queentr en erupcin por debajo de otros lugares a lo largo de la cresta. Debido a Islandia extiende a amboslados de un lmite de placa divergente, que se est estirando aparte, con fallas forman comoconsecuencia. De hecho, la parte central de la isla es una grieta estrecha, en la que las rocas volcnicas

ms jvenes de la isla han estallado (figura de arriba a, b). Esta brecha es la traza de la Cordillera delAtlntico. Fallamiento grietas de la corteza y por lo tanto proporciona un conducto a una cmara demagma. Por lo tanto, algunas erupciones en Islandia tienden a ser las erupciones fi sura, produciendocualquiera de las cortinas de lava que son muchos kilmetros lineales largas o cadenas de pequeos conosde ceniza.No toda la actividad volcnica en Islandia se produce sub-area. Algunas erupciones tienen lugar bajo losglaciares se derriten y grandes cantidades de hielo. Cuando las rfagas de agua a travs de la fusin bordedel glaciar se convierte en una inundacin devastadora llama jokulhlaup en islands.Las explosiones volcnicas para Recordar

Explosiones de volcanes generan imgenes perdurables de la destruccin. El registro histrico muestra

una amplia gama en el volumen de los residuos entr en erupcin, a pesar de que la mayor erupcinobservado (Tambora en 1815) era pequea en comparacin con un super-explosin que tuvo lugar hacems de 600.000 aos, en lo que hoy es el Parque Nacional de Yellowstone, Wyoming ( figura de arriba a).Veamos dos ejemplos notables de explosiones.monte St. Helens, un estratovolcn cresta de nieve en las cascadas del norte-oeste de los Estados Unidos,no haba entrado en erupcin desde 1857. Sin embargo, la evidencia geolgica sugiere que la montaatena un pasado violento, marcada por muchas erupciones explosivas. El 20 de marzo de 1980, unterremoto anunci que el volcn estaba despertando una vez ms. Una semana ms tarde, un crter de80 m de dimetro se abri en la cumbre y comenz gas y restos piroclsticos emisor. Los gelogos queinstalaron estaciones de monitoreo para observar el volcn observaron que su lado norte comenzaba a


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hincharse notablemente, lo que sugiere que el volcn era un llenado con el magma, por lo que el volcnexpandirse como un globo. Su preocupacin de que la erupcin era inminente llev a las autoridadeslocales para evacuar a las personas de la zona.La erupcin culminante lleg de repente. A las 8:32 am el 18 de mayo, un gelogo, David Johnston, elmonitoreo del volcn desde una distancia de 10 km, grit por encima de su radio de dos vas, "Vancouver,Vancouver, eso es todo!" Un terremoto haba provocado un enorme deslizamiento de tierra que serequieren 3 km cbicos de lado norte del volcn debilitada se deslice hacia fuera. El derrumbe repentinolibera la presin en el magma en el volcn, causando una expansin sbita y violenta de gases que atac

por el lado del volcn (figura anterior b). Roca, vapor y ceniza gritaron el norte en la velocidad del sonido yaplanado un bosque y todo en l a travs de una superficie de 600 kilmetros cuadrados (siguiente figurac). Trgicamente, Johnston, junto con otras 60 personas, desapareci para siempre.

Los ejemplos de erupciones explosivas.Segundos despus de la explosin de lado, una columna vertical realizaron cerca de 540 millones detoneladas de ceniza (aproximadamente 1 km cbicos) 25 km en el cielo, donde la corriente en chorro se lollev para que fuera capaz de dar la vuelta al globo. En los pueblos cercanos al volcn, una tormenta decenizas ahogada caminos y campos enterrados. cenizas saturado de agua formada lodos viscosos, olahares, que inundado valles de los ros, llevndose todo a su paso.


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Cuando la erupcin fue finalmente terminado, una vez que el pico en forma de cono del Monte St. Helenshaba desaparecido la cumbre ahora yaca 440 m ms abajo, y la montaa una vez cubierto de nieve eraun montculo gris con un gran gubia en un lado. El volcn cobr vida de nuevo en 2004, pero no explot.Incluso una mayor explosin ocurri en 1883. Krakatoa, un volcn en el mar entre Indonesia y Sumatra,donde el Ocano ndico solado se subduce debajo del sudeste asitico, haba crecido hasta convertirse enun nio de 9 km de longitud isla que se levanta a 800 m (2.600 pies) por encima de la mar. El 20 de mayo,la isla entr en erupcin con una serie de grandes explosiones, produciendo cenizas que se asent en lamedida de hasta 500 km. explosiones ms pequeas continuaron hasta junio y julio, y el vapor y cenizas

se elevaron de la isla, formando una enorme nube de negro que llovi ceniza en los estrechos de losalrededores. Los buques que naveguen por no podan ver a dnde iban, y sus tripulaciones tuvieron quepalear la ceniza en las cubiertas.la desaparicin de Krakatau lleg a las 10 am el 27 de agosto, tal vez cuando el volcn se quebr y lacmara de magma repentinamente inundada con agua de mar. La explosin resultante, cinco mil vecesmayor que la explosin de la bomba atmica de Hiroshima, se poda escuchar en la medida de 4.800 kmde distancia, y las ondas de sonido sub-audibles dio la vuelta al mundo siete veces. Las olas gigantes

expulsados por la explosin golpe en ciudades costeras, matando a ms de 36.000 personas. Cerca delvolcn, una capa de ceniza de hasta 40 m de espesor acumulado. Cuando el aire se aclar fi nalmente,Krakatoa haba desaparecido, reemplazada por un submarino caldera del unos 300 m de profundidad(figura anterior d). En total, la erupcin dispar 20 km cbicos de roca en el cielo. Un poco de ceniza

alcanz alturas de 27 km. Debido a esta ceniza, la gente de todo el mundo pudieron ver las espectacularespuestas de sol durante los prximos aos.Qu hay detrs de la placa de movimiento, ya qu ritmo se Mueven las Placas?

Las fuerzas que actan sobre las placas

Ahora que hemos discutido las muchas facetas de la teora de la tectnica de placas, pero para completarla historia, tenemos que hacer frente a una pregunta importante: "Qu impulsa movimiento de lasplacas" Cuando los gelogos fi tectnica de placas primera propuestas, que pensaban que se produjo elproceso simplemente porque convectivo flujo de la astenosfera arrastrado activamente a lo largo de lasplacas, como si las placas eran simplemente balsas en un ro debido fl. Por lo tanto, las primeras imgenesque representan movimiento de las placas mostraron clulas de conveccin simples trayectorias elpticasde fluencia en la astenosfera. En primer vistazo fi, esta hiptesis se ve bastante bueno. Sin embargo, unexamen ms minucioso se hizo evidente que un modelo de clulas de conveccin simples que llevanplacas en la espalda no puede explicar la compleja geometra de los lmites de las placas y la gran variedadde movimientos de las placas que se observan en la Tierra. Ahora, los investigadores prefieren un modeloen el que la conveccin, empujar canto, y la losa tiran todos contribuyen a las placas de conduccin.Veamos cada uno de estos fenmenos en turno.Conveccin est involucrada en movimientos de las placas de dos maneras. Recordemos que, en unacordillera en medio del ocano, se eleva astenosfera caliente y luego se enfra para formar litosferaocenica que poco a poco se aleja de la cresta hasta que, finalmente, se hunde en el manto en una zanja.Dado que el material que forma la placa comienza caliente, se enfra, y luego se hunde, podemos ver laplaca como la parte superior de una clula de conveccin y movimiento de las placas como una forma deconveccin. Pero en este punto de vista, la conveccin es en realidad una consecuencia del movimientode las placas, no la causa. La conveccin puede llegar a causar movimiento de las placas? La respuesta

puede venir a partir de estudios que demuestran que el interior del manto, debajo de las placas, es, enefecto convectivo en una escala muy amplia. Especficamente, los gelogos han descubierto que haylugares en los ms profundo, ms caliente astenosfera est aumentando o surgencia, y los lugares dondems superficial, astenosfera ms fro se hunde o hundimiento. Tales fl astenosfricos probablemente ows ejerce una fuerza sobre la base de las placas. Sin embargo, el patrn de afloramiento y hundimiento aescala global no coincide con el patrn de los lmites de placas con exactitud. Por lo tanto, es concebible,asthenosphere- flujo puede acelerar o ralentizar placas dependiendo de la orientacin de la direccin deflujo con respecto a la direccin de movimiento de la placa superior.


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Fuerzas que impulsan movimientos de las placas. Tanto empuje y traccin losa de canto hacen que lasplacas se mueven.La fuerza de empuje de cresta desarrolla simplemente porque la litosfera de las dorsales ocenicas seencuentra a una elevacin ms alta que la de las llanuras abisales adyacentes (figura a) anterior. Paracomprender la fuerza de empuje de cresta, imagina que tienes un vaso que contiene una capa de aguasobre una capa de miel. Al inclinar el vaso momentneamente y luego devolverlo a su posicin vertical,

puede crear una pendiente temporal en el lmite entre estas sustancias. Mientras que el lmite tiene estapendiente, la gravedad hace que el peso de la miel elevado para empujar contra el vidrio adyacente allado en el que la superficie de la miel se encuentra en la elevacin ms baja. La geometra de una crestamedio del ocano se asemeja a esta situacin, por piso mar de una cresta medio del ocano es ms altoque piso mar de llanuras abisales. La gravedad hace que la litosfera elevado en el eje del canto de empujaren la litosfera que se encuentra ms lejos del eje, haciendo que se mueva de distancia. Como litosfera sealeja del eje Ridge, Nueva astenosfera caliente se eleva para llenar la brecha. Tenga en cuenta que elmovimiento ascendente local de la astenosfera debajo de una cordillera en medio del ocano es unaconsecuencia de la mar solado difusin, no la causa.


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Fuerza losa-pull, la fuerza que subduccin, placas subducente se aplican a la litosfera ocenica en unmargen convergente, surge simplemente porque litosfera que se form hace ms de 10 millones de aoses ms densa que la astenosfera, por lo que puede hundirse en la astenosfera (figura anterior b ). Por lotanto, una vez que una placa ocenica comienza a hundirse, extrae poco a poco el resto de la placa a lolargo detrs de l, como un ancla tirando hacia abajo la cuerda del ancla. Este "tirn" es la fuerza losa-pull.La velocidad del movimiento de las placas

Velocidades relativas de la placa: Las flechas azules indican la velocidad y la direccin en la que la placa enun lado de la frontera se est moviendo con respecto a la placa en el otro lado. La longitud de una flecharepresenta la velocidad. Absolutos velocidades de placas: Las flechas rojas muestran la velocidad de lasplacas con respecto a un punto fijo en el manto.Qu tan rpido se mueven las placas? Depende de su marco de referencia. Para ilustrar este concepto,imagine dos coches por exceso de velocidad en la misma direccin por la autopista. Desde el punto de

vista de un rbol a lo largo del lado de la carretera, coches A de cremalleras a 100 km por hora, mientrasque coches B se mueve a 80 kilmetros por hora. Pero en relacin con coche B, coches A se mueve a tansolo 20 kilmetros por hora. Los gelogos usan dos sistemas de referencia distintos para describir lavelocidad del plato. Si describimos el movimiento de la placa de A con respecto a la placa B, entoncesestamos hablando de la velocidad de la placa relativa. Pero si describimos el movimiento de ambas placasrelacin con una localizacin fija en el manto por debajo de las placas, entonces estamos hablando de lavelocidad absoluta de placa (figura anterior).Para determinar movimientos de las placas relativos, los gelogos miden la distancia de una anomalamagntica conocida desde el eje de una dorsal ocenica y luego calcular la velocidad de una placa conrespecto al eje del canto mediante la aplicacin de esta ecuacin: distancia velocidad placa de la anomalaa la eje del canto divididos por la edad de la anomala (velocidad, por definicin, es wtime distancia). Lavelocidad de la placa en un lado de la cresta respecto a la placa en el otro es el doble de este valor.Para la estimacin de movimiento de las placas absolutos, podemos suponer que la posicin de una plumadel manto no cambia mucho durante mucho tiempo. Si esto es as, entonces el seguimiento de losvolcanes de puntos calientes en la placa que se mueve sobre el penacho proporciona un registro develocidad absoluta de la placa y se indica la direccin del movimiento. (En realidad, las plumas no soncompletamente fijo; gelogos utilizan otros mtodos ms complejos para calcular movimientos de lasplacas absolutos).Trabajando a partir de los clculos descritos anteriormente, los gelogos han determinado que losmovimientos de las placas de la Tierra hoy en da se produzca a un ritmo de alrededor de 1 a 15 cm porao sobre la tasa que crecen sus ngernails fi. Sin embargo, estas tasas, aunque pequeos, puedenproducir grandes desplazamientos, dada la inmensidad del tiempo geolgico. A una velocidad de 10 cm


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por ao, una placa puede desplazarse 100 km en un milln de aos! Podemos detectar tales velocidadeslentas? Hasta la ltima dcada, la respuesta era no. Ahora la respuesta es s, porque de los satlites queorbitan la Tierra con la tecnologa de sistema de posicionamiento global (GPS). Los conductores deautomviles utilizan receptores GPS para hallar sus destinos, y los gelogos los usan para monitorearmovimientos de las placas. Si calculamos con suficiente cuidado, podemos detectar desplazamientos demilmetros por ao. En otras palabras, ahora podemos ver las placas se mueven esta observacin sirvecomo la prueba definitiva de la tectnica de placas.

Debido a la tectnica de placas, el mapa de la superficie de la Tierra cambia lentamente. Aqu vemos elconjunto, y ms tarde de la ruptura, de Pangea durante los ltimos 400 millones de aos.Teniendo en cuenta muchas fuentes de datos que definen el movimiento de las placas, los gelogostienen gran medida re fi nido la imagen de la deriva continental de Wegener que trat tan difcil de probarhace casi un siglo. Ahora podemos ver cmo el mapa de la superficie de nuestro planeta ha evolucionadoradicalmente en los ltimos 400 millones de aos (figura anterior), e incluso antes.Cmo se forman lmites de placa y morir?

La con fi guracin de las placas y los lmites de placas visibles en nuestro planeta hoy en da no ha existidodurante toda la historia geolgica, y no existir indefinidamente en el futuro. Debido al movimiento de laplaca, forma placas ocenicas y luego son consumidos, mientras que los continentes se funden y luegopartirse. De qu manera un nuevo lmite divergente a existir, y cmo un lmite convergente existente conel tiempo deja de existir? La mayora de los nuevos lmites divergentes se forman cuando un divisionescontinente y se separa en dos continentes. Llamamos a este proceso de dislocacin. Un lmiteconvergente deja de existir cuando un pedazo de litosfera flotante, como un continente o un arco de islas,entre en la zona de subduccin y, de hecho, se atasca el sistema. Llamamos a este proceso de colisin.Continental Rifting


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Durante el proceso de dislocacin, la litosfera se extiende.Una grieta continental es una cinta lineal en el que litosfera continental se desgarra (figura de arriba a).Durante el proceso, la litosfera se extiende horizontalmente y verticalmente se adelgaza, como un pedazode Taffy se tira entre los dedos. Ms cerca de la superficie del continente, donde la corteza es fro y frgil,que se extiende causas roca a romper y fallos a desarrollar. Bloques de roca se deslizan por las superficiesde falla, lo que lleva a la formacin de un rea de baja que poco a poco queda enterrado por los

sedimentos. Ms profundo en la corteza y en el manto de la litosfera subyacente, la roca es ms caliente yms suave, por lo que el estiramiento se lleva a cabo de una manera plstica sin romper la roca. Toda laregin que se extiende es la grieta, y el proceso de estiramiento se llama dislocacin.Como litosfera continental se adelgaza, astenosfera caliente se eleva por debajo de la fisura y comienza aderretirse. La erupcin de la roca fundida produce volcanes a lo largo de la grieta. Si dislocacin continadurante un tiempo suficientemente largo, el continente se rompe en dos, se forma un nuevo cantoocenicas, y comienza la mar solado difusin. La reliquia de la grieta se convierte en un margen pasivo. Enalgunos casos, sin embargo, rifting detiene antes de que el continente se divide en dos; se convierte en uncanal de baja altitud que LLS fi con sedimentos. Luego, la brecha se mantiene como una cicatriz


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permanente en la corteza terrestre, definida por un cinturn de faltas, rocas volcnicas, y una gruesa capade sedimento.Una grieta importante, conocida como la provincia del lavabo y rango, se rompe el paisaje del oeste deEstados Unidos (figura anterior b). Aqu, el movimiento en numerosas fallas inclinado bloques de lacorteza para formar cadenas de montaas estrechas, mientras que el sedimento erosionado de losbloques llen las cuencas adyacentes (las reas bajas entre los rangos). Otra grieta activa corta a travs defrica oriental; geocientficos se refieren a ella como acertadamente el Rift de frica oriental (figuraanterior c, d). Para los astronautas en rbita, la grieta se ve como un tajo gigante en la corteza. En la

planta, que consiste en una cubeta profunda bordeada a ambos lados por altos acantilados formados porfallas. A lo largo de la longitud de la grieta, varios volcanes principales humo y humo; Estos incluyen elMonte de cresta de la nieve Kilimanjaro, que se eleva ms de 6 km por encima de la sabana. En suextremo norte, la grieta se une el Mar de Ridge Rojo y el Golfo de Adn Ridge en una unin triple.Colisin

La India fue una vez un pequeo continente, separada que se extenda mucho ms al sur de Asia. Perosubduccin consume el ocano entre la India y Asia, e India movi hacia el norte, finalmente golpeandoen el margen sur de Asia hace entre 40 y 50 millones de aos. La corteza continental, a diferencia de lacorteza ocenica, es demasiado boyante a subduct. As que cuando la India colision con Asia, la placaocenica adjunta se interrumpi y se dej caer en el manto profundo mientras que la India empuj confuerza dentro y en parte bajo Asia, apretando las rocas y sedimentos que una vez que haba entre los dos

continentes al 8 km de altura roncha que ahora conocemos como las montaas del Himalaya. Duranteeste proceso, no slo hizo la superficie de la subida de la Tierra, pero la corteza se hizo ms grueso. Lacorteza debajo de una cordillera de colisin puede ser de hasta 60 a 70 km de espesor, aproximadamenteel doble del espesor de la corteza continental normal. La frontera entre lo que fue una vez doscontinentes separados se llama una sutura; astillas de corteza ocenica pueden quedar atrapados a lolargo de una sutura.


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Colisin continental (no a escala).Los geocientficos se refieren al proceso durante el cual dos piezas flotantes de litosfera convergen y seaprietan contra choque (figura de arriba a, b). Algunas colisiones involucran a dos continentes, mientrasque algunos implican continentes y un arco de islas. Cuando una colisin es completa, el lmite de placaconvergente que una vez existi entre las dos piezas en colisin deja de existir. Las colisiones producenalgunas de las montaas ms espectaculares del planeta, como el Himalaya y los Alpes. Ellos tambin

produjeron grandes cadenas montaosas en el pasado, que posteriormente se erosiona de manera quehoy slo vemos sus reliquias. Por ejemplo, los Apalaches en el este de Estados Unidos formaron comoconsecuencia de tres colisiones. Despus de la ltima, una colisin entre frica y Amrica del Nortealrededor de 300 Ma, Amrica del Norte se convirti en parte del supercontinente Pangea.

Lugares especiales en la placa de mosaico

Las uniones triples


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Ejemplos de triple unin. El triple unin estn marcados por puntos.Los gelogos se refieren a un lugar donde se cruzan tres lmites de las placas como un triple unin, y les

nombran despus de los tipos de lmites que se cruzan. Por ejemplo, el triple cruce formado en elsuroeste del Ocano ndico Ridge, se cruza con dos brazos de la regin central de la India Ocean Ridge(este es el punto triple de la de frica, la Antrtida, y placas de Australia) es una unin triple arista-arista-arista (figura por encima de a). El norte triple cruce de San Francisco es una trinchera, transformacin ytransformar la triple unin (figura anterior b).Los puntos calientes

Los puntos representan las ubicaciones de los volcanes de puntos calientes seleccionados. Las lneas rojas

representan las pistas de puntos calientes. El volcn ms reciente (punto) est en un extremo de esta pista.Algunos de estos volcanes se han extinguido, lo que indica que la pluma del manto ya no existe. Algunospuntos calientes son bastante reciente y no tienen pistas. Discontinuas pistas fueron rotos por expansindel fondo ocenico.La mayor parte subarea (sobre el nivel del mar) volcanes estn situados en los arcos volcnicos que lastrincheras de la frontera. Los volcanes tambin se encuentran a lo largo de las dorsales ocenicas, pero elagua del ocano esconde la mayor parte de ellos. Los volcanes de arcos volcnicos y las dorsales ocenicasson volcanes de placas de contorno, en la que se formaron como consecuencia del movimiento a lo largode la frontera. No todos los volcanes de la Tierra son los volcanes de placa lmite, sin embargo. A nivelmundial, los geocientficos tienen identi fi cado unos 100 volcanes que existen puntos aislados y no son


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una consecuencia del movimiento en un lmite de placa. Estos son los llamados volcanes de hotspots opuntos calientes simples (figura anterior). La mayora de los puntos calientes se encuentran en el interiorde las placas, fuera de los lmites, pero algunos se encuentran a lo largo de las dorsales ocenicas. Qucausa volcanes hot-spot? A principios de 1960, J. Tuzo Wilson seal que los volcanes activos de puntoscalientes (ejemplos que estn en erupcin o puede entrar en erupcin en el futuro) se producen al final deuna cadena de islas volcnicas y montes marinos muertos (antiguamente volcanes activos que nunca va aestallar de nuevo ). Esta con fi guracin es diferente de la de los arcos volcnicos a lo largo de los lmitesde placas convergentes en arcos volcnicos, todos los volcanes estn activos. Con esta imagen en mente,

Wilson sugiri que la posicin de la fuente de calor causando un volcn punto de acceso es fi jo, conrelacin a la placa mvil. En el modelo de Wilson, el volcn activo representa la ubicacin actual de lafuente de calor, mientras que la cadena de islas volcnicas muertos representa ubicaciones en la placaque fueron una vez ms de la fuente de calor, pero progresivamente se alej.Transformar lmites de placa

El concepto de transformacin de fallamiento.Cuando los investigadores empezaron a explorar la batimetra de las cordilleras ocenicas en detalle,descubrieron que las dorsales ocenicas no son largas, las lneas ininterrumpidas, sino que consisten en


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segmentos cortos que parecen ser compensado lateralmente entre s (figura de arriba a) por bandasestrechas piso de mar roto e irregular. Estos cinturones o zonas de fractura, se encuentran ms o menosen ngulo recto con respecto a los segmentos de dorsales, se cortan los extremos de los segmentos, y seextienden ms all de los extremos de los segmentos. Originalmente, los investigadores supusieronincorrectamente que toda la longitud de cada zona de la fractura fue un fallo, y que se deslizan en unazona de fractura haba desplazado a los segmentos de la dorsal ocenica lado, respecto a la otra. En otraspalabras, ellos se imaginaron que una dorsal ocenica inici como una lnea continua, valla similar queslo ms tarde fue disuelta por fallas. Pero cuando lleg a estar disponible la informacin sobre la

distribucin de los terremotos a lo largo de las dorsales ocenicas, estaba claro que este modelo no podaser correcta. Terremotos y deslizamiento de la falla, por lo tanto activa, se producen slo en el segmentode una zona de fractura que se encuentra entre dos segmentos de dorsales. Las porciones de las zonas defractura que se extienden ms all de los bordes de los segmentos de dorsales, hacia la llanura abisal, noson ssmicamente activa.La distribucin de movimiento a lo largo de las zonas de fractura sigue siendo un misterio hasta que uninvestigador canadiense, J. Tuzo Wilson, comenz a pensar en las zonas de fractura en el contexto delconcepto marsolado-difusin. Wilson propone que las zonas de fractura formaron al mismo tiempo queel canto propio eje, y por lo tanto la cresta consistan en segmentos separados para empezar. Estossegmentos fueron ligados (no offset) por zonas de fractura. Con esta idea en mente, dibuj un croquis dedos segmentos de arista ejes unidos por una zona de fractura, y dibuj flechas para indicar la direccin en

la que suelo marino fl se mova, con respecto al eje del canto, como resultado de la mar solado -spreading(figura anterior b). Mira las flechas en la figura anterior b. Claramente, la direccin de movimiento en laporcin activa de la zona de fractura debe ser opuesta a la direccin de movimiento que losinvestigadores pensaron originalmente se produjo en la estructura. Adems, en el modelo de Wilson, eldeslizamiento se produce slo a lo largo del segmento de la zona de fractura entre los dos segmentos decresta (figura anterior c). Las placas en los lados opuestos de la parte inactiva de un zona de fractura semueven juntos, como una placa.Wilson introdujo el trmino se transforma la frontera, o falla transformante, para el segmento dedeslizamiento activa de una zona de fractura entre dos segmentos de dorsales, y seal que se trata de untercer tipo de lmite de placa. En un lmite de transformacin, una placa se desliza lateralmente ms allde otro, pero no hay nuevas formas de placas y sin plancha antigua se consume. Transforman lmites son,por lo tanto, definida por una falla vertical en la que la direccin de deslizamiento es paralelo a lasuperficie de la Tierra. El deslizamiento se rompe la corteza y forma un conjunto de fracturas escarpadas.Hasta ahora hemos discutido slo transforma a lo largo de las dorsales ocenicas. No todas lastransformaciones enlazan segmentos de dorsales. Algunos, como la falla de los Alpes de Nueva Zelanda,trincheras de enlace, mientras que otros enlazar una zanja a un segmento de cresta. Adems, no todos setransforman ocurre un fallo en la litosfera ocenica; unos cuantos corte a travs de la litosferacontinental. La falla de San Andrs, por ejemplo, que corta a travs de California, define parte de lafrontera de la placa entre la placa de Amrica del Norte y el fi co Placa del Pacfico la parte de California,que se encuentra al oeste de la falla (incluyendo Los ngeles) es parte del Pacfico placa, mientras que laparte que se encuentra al este de la falla es parte de la placa de Amrica del Norte (figura anterior d, e).Los lmites de placas convergentes y subduccin

En los lmites de placas convergentes, dos placas, al menos uno de los cuales es ocenico, se mueven una

hacia la otra. Pero en lugar de embestir el uno al otro como carneros de ira, uno doble su placa ocenica yse hunde en la astenosfera debajo de la otra placa. Los gelogos se refieren al proceso de hundimientocomo subduccin, por lo que los lmites convergentes tambin se conocen como zonas de subduccin.Debido a la subduccin en un lmite convergente consume vieja litosfera ocano y por lo tanto '' cuencasocenicas '' Consume, gelogos tambin se refieren a los lmites convergentes como lmites de consumo,y porque estn delineados por trincheras ocenicas profundas, a veces se les llama simplementetrincheras. La cantidad de consumo de placa ocenica en todo el mundo, como media de tiempo, es iguala la cantidad de marsolado difusin en todo el mundo, por lo que la superficie de la Tierra se mantieneconstante a travs del tiempo.


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Durante el proceso de subduccin, la litosfera ocenica se hunde en el manto profundo.La subduccin se produce por una simple razn: la litosfera ocenica, una vez que se ha envejecido almenos 10 millones de aos, es ms densa que la astenosfera subyacente y por lo tanto puede hundir atravs de la astenosfera si se les da una oportunidad. Dnde se encuentra planas en la superficie de laastenosfera, la litosfera ocenica no puede hundirse. Sin embargo, una vez que el extremo de la placaconvergente dobla hacia abajo y se desliza en el manto, que contina hacia abajo como un ancla que cae a

la parte inferior de un lago (figura de arriba a). A medida que baja la litosfera, astenosfera fluye fuera desu camino, as como el agua fluye fuera del camino de un ancla que se hunde. Pero a diferencia del agua,la astenosfera puede fluir slo muy lentamente, por lo litosfera ocenica puede hundir slo muylentamente, a una velocidad de menos de aproximadamente 15 cm por ao. Para visualizar la diferencia,imagnese cunto ms rpido una moneda puede hundirse en el agua de lo que puede a travs de la miel.Tenga en cuenta que la "placa de subducente," la placa que ha sido subducida, debe estar compuesto porlitosfera ocenica. La placa superior, que no se hunde, puede consistir en cualquiera de litosfera ocenicao continental. La corteza continental no puede ser subducted porque es demasiado boyante; las rocas debaja densidad de la corteza continental acto como un salvavidas mantener el continente a flote. Si lacorteza continental se mueve en un margen convergente, subduccin con el tiempo se detiene. Debido a


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la subduccin, todo suelo del ocano fl en el planeta es menor que alrededor de 200 millones de aos.Debido a que la corteza continental no puede subduct, algunos corteza continental ha persistido en lasuperficie de la Tierra durante ms de 3,8 millones de aos.Los terremotos y el destino de las placas subducidos

En los lmites de placas convergentes, la placa subducente muele a lo largo de la base de la placa superior,un proceso que genera grandes terremotos. Estos terremotos ocurren bastante cerca de la superficie de laTierra, por lo que algunos de ellos causan destruccin masiva en las ciudades costeras. Pero tambin seproducen en los terremotos subducente placas a mayores profundidades. De hecho, los gelogos han

detectado terremotos dentro subducente placas a una profundidad de 660 km. La banda de terremotosen una placa subducente se llama una zona WadatiBenioff, despus de que sus dos descubridores (figuraanterior) b.A profundidades mayores de 660 km, evidentemente, no se dan las condiciones que conducen a losterremotos de subduccin de la litosfera. Observaciones recientes, sin embargo, indican que algunasplacas subducente no siguen a hundirse por debajo de una profundidad de 660 km que slo lo hacen singenerar terremotos. De hecho, el manto inferior puede ser un cementerio de viejas placas de subduccin.Caractersticas geolgicas de un lmite convergente

Para familiarizarse con las diversas caractersticas geolgicas que se producen a lo largo de un lmite deplaca convergente, vamos a ver un ejemplo, el lmite entre la costa occidental de la placa de Amrica delSur y el borde oriental de la Placa de Nazca (una parte del ocano Pacfico piso) . Una zanja profunda del

ocano, la Fosa de Per-Chile, delinea esta frontera (figura anterior b). Tales trincheras se forman dondela placa se dobla, ya que empieza a hundirse en la astenosfera.En la Fosa de Per-Chile, como las placa se desliza subducente bajo la placa superior, los sedimentos(barro y plancton) que se haban asentado en la superficie de la placa subducente, as como la arena quecay en la zanja de las costas de Amrica del Sur, obtiene raspado y se incorporan en una masa en formade cua conocido como un prisma de acrecin (figura anterior c). Se forma un prisma de acrecin enbsicamente la misma manera que una pila de nieve o arena frente a un arado, y como la nieve, elsedimento tiende a ser aplastado y retorcido.Una cadena de volcanes conocidos como un arco volcnico d evelops detrs del prisma de acrecin. Elmagma que alimenta estas formas volcanes justo por encima de la superficie de la placa subducentedonde la placa alcanza una profundidad de unos 150 km por debajo de la superficie de la Tierra. Si lasformas de arco volcnico, donde una placa ocenica se subduce debajo de la litosfera continental, lacadena resultante de los volcanes crece en el continente y forma un arco volcnico continental. (Enalgunos casos, las placas se aprietan a travs de un arco continental, causando un cinturn de fallos paraformar detrs del arco). Si, sin embargo, el arco volcnico crece donde uno subducts placa ocenicadebajo de otra placa ocenica, los volcanes resultantes forman una cadena de islas conocido como arcode islas volcnicas (figura anterior d). Existe una cuenca de trasarco ya sea en subduccin ocurre paracomenzar en alta mar, atrapando litosfera ocano detrs del arco, o donde el estiramiento de la litosferadetrs del arco conduce a la formacin de una pequea cresta de expansin detrs del arco (figuraanterior e).


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La hiptesis del manto penacho de profundidad para la formacin de pistas de puntos calientes.Unos aos ms tarde, los investigadores sugirieron que la fuente de calor de los puntos calientes es unapluma del manto, una columna de roca muy caliente que sube hacia arriba a travs del manto a la base dela litosfera (figura de arriba a-d). En este modelo, los penachos se originan de profundidad en el manto.Roca en la columna de humo, aunque slida, es lo suficientemente suave para fluir, y se eleva boyanteporque es menos denso que la roca circundante ms fro. Cuando la roca caliente de la pluma llega a la

base de la litosfera, que se funde parcialmente y produce el magma que se filtra a travs de la litosfera ala superficie de la Tierra. La cadena de volcanes extintos, o rastreo de zona caliente, se forma cuando laplaca suprayacente pasa sobre una columna fija. Este movimiento lleva lentamente el volcn de la partesuperior de la columna, de manera que se extingue. Un nuevo, el volcn ms joven crece sobre elpenacho.La cadena de Hawai ofrece un ejemplo de la actividad volcnica asociada con una pista de puntoscalientes. Las erupciones volcnicas se producen hoy en da slo en la isla grande de Hawaii. Otras islas alnoroeste son restos de volcanes muertos, la ms antigua de las cuales es Kauai. Al noroeste de Kauai, seencontraron restos volcnicos an mayores. Alrededor de 1.750 kilometros al noroeste de la isla deMidway, las curvas de la pista en una direccin ms hacia el norte, y los restos volcnicos ya no asoman


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sobre el nivel del mar; nos referimos a este segmento de tendencias al norte como la cadena de montessubmarinos Emperador. Gelogos sugieren que la curva es debido a un cambio en la direccin del PacficoPlate movimiento en alrededor de 40 Ma.Algunos puntos calientes se encuentran dentro de los continentes. Por ejemplo, varios de ellos han estadoactivos en el interior de frica, y uno ahora subyace en el Parque Nacional de Yellowstone. Existen losgiseres famosos (vapor natural y fuentes de agua caliente) de Yellowstone porque el magma caliente,formada por encima del punto caliente de Yellowstone, no se encuentra muy por debajo de la superficiedel parque. Aunque la mayora de los puntos calientes, como Hawai y Yellowstone, se producen en el

interior de las placas, fuera de los lmites de placas, unos pocos estn colocados en los puntos en lasdorsales ocenicas. La produccin magma adicional asociado con tales puntos calientes hace que unaparte de la cresta de crecer en un montculo que puede elevarse significativamente por encima deprofundidades ridgeaxis normales y sobresalen por encima de la superficie del mar. Islandia, por ejemplo,es el producto de vulcanismo de puntos calientes en el eje de la Cordillera del Atlntico.Lmites de placa divergentes y expansin del suelo marino

El proceso de expansin del fondo ocenico.En un lmite divergente, o lmite difusin, dos placas ocenicas se separan por el proceso de la mar fl oorpropagacin. Tenga en cuenta que un espacio abierto no se desarrolla entre las placas divergentes. Ms


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bien, como las placas se separan, las nuevas formas litosfera ocenica continuamente a lo largo del lmitedivergente (figura de arriba a). Este proceso se lleva a cabo en una cordillera submarina llamada cordillerasubmarina que se eleva por encima de 2 km de las llanuras abisales adyacentes del ocano. Por lo tanto,los gelogos se refieren comnmente a un lmite divergente como una cordillera en medio del ocano, osimplemente una cresta. La profundidad del agua sobre cantos de los promedios a unos 2,5 km.Para caracterizar un lmite divergente de forma ms completa, vamos a ver una cordillera en medio delocano con ms detalle (figura anterior b). La cordillera del Atlntico se extiende desde las aguas entre elnorte de Groenlandia y el norte de Escandinavia hacia el sur a travs del ecuador de la latitud del extremo

sur de Amrica del Sur. Los gelogos han descubierto que la formacin del nuevo piso de mar se lleva acabo slo a lo largo del eje (lnea central) de la cresta, que se caracteriza por un valle alargado. Las pistasde fl mar OOR de distancia, alcanzar la profundidad de la llanura abisal (4-5 km) a una distancia dealrededor de 500 a 800 km del eje cresta. En trminos generales, la cordillera del Atlntico es simtrico sumitad oriental se ve una imagen especular de su mitad occidental similares. El canto consiste, a lo largo desu longitud, de segmentos cortos (de decenas a cientos de kilmetros de largo) que dan un paso ms enlos descansos que, como hemos sealado anteriormente, se denominan zonas de fractura.Cmo funciona la corteza ocenica formulario en una mitad de Ocean Ridge?

Como marsolado difusin se lleva a cabo, astenosfera caliente se eleva por debajo de la cresta ycomienza a derretirse, y la roca fundida, o magma, formas (figura anterior c). Magma tiene una densidadmenor que la roca slida, por lo que se comporta boyante y se eleva, como el aceite se eleva por encimade vinagre en la preparacin de ensalada. La roca fundida con el tiempo se acumula en la corteza pordebajo del eje del canto, llenando una regin llamada cmara de magma. A medida que el magma seenfra, se convierte en una papilla de cristales. Algunas de las magma es solidificacin por completo a lolargo del lado de la cmara para hacer que el, ma fi roca gnea c grano grueso llamada gabro. El resto seeleva an ms alto para fi ll grietas verticales, donde se solidifica fi ca y formas placas de pared similar, odiques, de basalto. Algunos magma asciende hasta el final a la superficie del mar solado en el eje delcanto y la derrama de pequeos volcanes submarinos. La lava resultante se enfra para formar una capade gotas de basalto llamados almohadas. Los observadores en los submarinos de investigacin han


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detectado chimeneas vomitando caliente, agua mineralizada aumento de las grietas en el suelo del mar alo largo del eje de cresta. Estas chimeneas se llaman fumarolas negras porque el agua que emiten se vecomo una nube de humo negro; El color proviene de una suspensin de granos minsculos de mineralesque se precipitan en el agua en el instante en que el agua se enfra (

Una columna de agua que brota supercaliente de un respiradero conocido como un fumador negro a lolargo de la cordillera en medio del ocano. Un ecosistema local de bacterias, camarones, gusanos y vivealrededor de la cloaca.

Tan pronto como se forma, la nueva corteza ocenica se mueve alejndose del eje de canto, y cuandoesto sucede, ms magma asciende desde abajo, por lo que todava ms formas de corteza. En otraspalabras, como un vasto cinta transportadora, que se mueve continuamente, el magma desde el manto seeleva a la superficie de la Tierra en la cresta, es solidificacin para formar la corteza ocenica, y luego semueve lateralmente lejos de la cresta. Debido a que todas las formas piso mar en las dorsales ocenicas,los ms jvenes piso mar se produce a cada lado del eje de la cumbrera, y piso de mar se vuelveprogresivamente ms aos de distancia de la cresta. En el Ocano Atlntico, el ms antiguo piso de mar,por lo tanto, se encuentra junto a los mrgenes continentales pasivos a ambos lados del ocano (figurasiguiente). El ms antiguo solado ocano en nuestro planeta subyace en el Pacfico occidental fi c Ocano;esta corteza se form hace 200 millones de aos.

Este mapa del mundo muestra la edad de los fondos marinos. Ntese cmo el fondo del mar se hacemayor al aumentar la distancia desde el eje cresta. (Ma = hace millones de aos.)La tensin (fuerza de estiramiento) aplicada al recin formado corteza slida como la difusin tiene lugarrompe la corteza, lo que resulta en la formacin de defectos. Resbaln en los fallos provoca terremotoslmite divergente y produce numerosos acantilados, o escarpes, que se encuentran paralelos al eje cresta.Cmo funciona el Formulario de capa litosfrica en una mitad de Ocean Ridge?

Hasta ahora, hemos visto cmo se forme una corteza ocenica en las dorsales ocenicas. Cmo funcionala parte del manto de la forma litosfera ocenica? Esta parte consiste de la capa superior ms fra de lacapa, en el que las temperaturas son menos de aproximadamente 1.280 C. En el eje canto, talestemperaturas se producen casi en la base de la corteza, debido a la presencia de la creciente astenosferacaliente y magma caliente, por lo que el manto de la litosfera por debajo del eje de cumbreraefectivamente no existe. Pero a medida que la corteza ocenica recin formado se aleja del eje de cresta,la corteza y el manto superior directamente debajo de ella poco a poco fresco por la prdida de calor al


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ocano anteriormente. Tan pronto como el manto de roca se enfra por debajo de 1.280 C, se convierte,por definicin, parte de la litosfera.

Los cambios que acompaan al envejecimiento de la litosfera.Como litosfera ocenica contina alejndose del eje de la cumbrera, se sigue enfriando, por lo que elmanto de la litosfera, y por lo tanto la litosfera ocenica en su conjunto, crece progresivamente msgrueso (figura de arriba a, b). Tenga en cuenta que este proceso no cambia el espesor de la cortezaocenica, para la corteza formada totalmente en el eje cresta. La velocidad a la que el enfriamiento yengrosamiento lithospheric producen disminuye progresivamente al aumentar la distancia desde el ejecresta. De hecho, en el momento de la litosfera es de unos 80 millones de aos, se ha casi alcanzado sumximo espesor. Como litosfera se espesa y se pone ms fro y ms denso, que se hunde en laastenosfera, como un barco de tomar lastre. Por lo tanto, el ocano es ms profundo sobre mayores pisoocano que sobre el ocano ms joven solado.La evidencia de Wegener para la deriva continental

Wegener sugiri que un gran supercontinente, Pangea, existi hasta cerca del final de la Era Mesozoica (elintervalo de tiempo geolgico que dur hace entre 251 y 65 millones de aos). Sugiri que Pangea se

rompi, y las masas de tierra se movi lejos el uno del otro para formar los continentes que vemos hoy.Veamos algunos de los argumentos de Wegener y ver lo que le llev a formular la hiptesis de la derivacontinental.El ajuste de los continentes

Casi tan pronto como llegaron a estar disponibles en el ao 1500 mapas de las costas del Atlntico, losestudiosos notaron la fi cio de los continentes. La costa del noroeste de frica podra meter en contra dela costa este de Amrica del Norte, y el bulto de este de Amrica del Sur podra anidan cmodamente enla muesca del suroeste de frica. Australia, la Antrtida, y la India podran conectarse al sureste de frica,mientras que Groenlandia, Europa y Asia podra empacar contra el margen noreste de Amrica del Norte.De hecho, todos los continentes podran unirse, con muy pocas superposiciones o lagunas, para crear


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Pangea. Wegener lleg a la conclusin de que la fi cio era demasiado bueno para ser coincidencia y por lotanto que los continentes se hicieron una vez fi cio juntos.Lugares de pasadas glaciaciones

Los glaciares son ros o placas de hielo que fluir a travs de la superficie de la tierra. Como un glaciar fluye,lleva los granos de sedimento de todos los tamaos (arcilla, limo, arena, guijarros y cantos rodados). Losgranos que sobresalen de la base del hielo en movimiento tallan araazos, llamadas estras, en el sustrato.Cuando el hielo se derrite, deja el sedimento en un depsito llamado hasta que entierra estras. Por lotanto, la aparicin de estras y hasta en un lugar sirven como evidencia de que la regin estaba cubierta

por un glaciar en el pasado (vase el captulo de la foto de apertura). Mediante el estudio de la edad delos depsitos hasta los glaciares, los gelogos han determinado que grandes extensiones de la tierraestaban cubiertas por glaciares durante los intervalos de tiempo de la historia de la Tierra llamadosedades de hielo. Una de estas edades de hielo se produjo a partir de 326 a la 267 Ma, cerca del final de laEra Paleozoica.

pruebas de Wegner para la deriva de los continentes vino de analizar el registro geolgico.Wegener fue un cientfico del clima rtico de formacin, por lo que no es de extraar que l tena un gran

inters en los glaciares. El saba que los glaciares se forman sobre todo en las latitudes altas hoy en da. Asque se sospecha que si se traza un mapa de las ubicaciones de Paleozoico tardo hasta los glaciares y lasestras, que podra ganar la penetracin en las ubicaciones de los continentes durante el Paleozoico.Cuando se representa grficamente estos lugares, se encontr que los glaciares de este intervalo detiempo se produjeron en el sur de Sudamrica, el sur de frica, sur de la India, la Antrtida y el sur deAustralia. Estos lugares son ahora ampliamente separadas y, con la excepcin de la Antrtida, en laactualidad no se encuentran en las regiones polares fras (figura de arriba a). Para sorpresa de Wegener,todas las reas glaciares finales del Paleozoico se encuentran adyacentes entre s en su mapa de Pangea.Por otra parte, cuando se traz la orientacin de las estras glaciares, todos ellos apuntaban ms o menoshacia el exterior desde una ubicacin en el sureste de frica. En otras palabras, Wegener determin que la


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distribucin de las glaciaciones al final de la Era Paleozoica fcilmente podra explicarse si los continenteshaban estado unidos en Pangea, con la parte meridional de Pangea que yace bajo el centro de unaenorme capa de hielo. Esta distribucin de la glaciacin no poda explicarse si los continentes habanestado siempre en sus posiciones actuales.La distribucin de zonas climticas

Si la parte meridional de Pangea haba horcajadas sobre el Polo Sur al final de la Era Paleozoica, acontinuacin, durante este mismo intervalo de tiempo, el sur de Amrica del Norte, Europa del sur y elnoroeste de frica habran horcajadas sobre el ecuador y habran tenido climas tropicales o subtropicales.

Wegener busc evidencia de que esto era as mediante el estudio de las rocas sedimentarias que seformaron en este momento, para el material que compone estas rocas pueden revelar pistas sobre elclima pasado. Por ejemplo, en los pantanos y selvas de las regiones tropicales, gruesos depsitos dematerial vegetal se acumulan, y cuando profundamente enterrado, este material se transforma encarbn. Y en los mares claras y poco profundas de las regiones tropicales, grandes arrecifes se desarrollan.Por ltimo, las regiones subtropicales, a ambos lados de la franja tropical, desiertos, contienen un entornoen el que se forman las dunas de arena y sal por la evaporacin del agua de mar o lagos de sal se acumula.Wegener especul que la distribucin de finales de carbn Paleozoico, arrecifes, dunas de arena, y losdepsitos de sal podra des cinturones climticos fi ne en Pangea.Efectivamente, en el cinturn de Pangea que Wegener espera que sea ecuatorial, las capas de rocasedimentaria del Paleozoico tardo estn abundante carbn y las reliquias de los arrecifes. Y en las partes

de Pangea que Wegener predijo que sera subtropical, capas de rocas sedimentarias del Paleozoico finalesincluyen relictos de dunas del desierto y depsitos de sal (figura anterior b). En un mapa actual de nuestroplaneta, las exposiciones de estas capas de rocas antiguas se dispersan por todo el mundo en unavariedad de latitudes. En Pangea de Wegener, las exposiciones se alinean en bandas continuas queocupan las latitudes adecuadas.La distribucin de los fsiles

Hoy en da, los diferentes continentes proporcionan hogares para las diferentes especies. Canguros, porejemplo, viven slo en Australia. Del mismo modo, muchos tipos de plantas crecen slo en un continentey no en otros. Por qu? Dado que las especies que habitan en la tierra de los animales y las plantas nopueden nadar a travs de los vastos ocanos, y por lo tanto evolucionado independientemente endiferentes continentes. Durante un perodo de la historia de la Tierra cuando todos los continentesestaban en contacto, sin embargo, los animales y plantas terrestres podran haber migrado entre muchoscontinentes.Con este concepto en mente, Wegener representa ocurrencias fsiles de especies de la tierra-viviendaque existan durante el Paleozoico tardo y Eras principios del Mesozoico (entre aproximadamente 300 y210 millones de aos) y encontraron que estas especies haban hecho existido en varios continentes(figura anterior c ). Wegener argument que la distribucin de las especies fsiles requeridos loscontinentes para haber sido uno junto a otro en el Paleozoico tardo y principios del Mesozoico.Coincidencia de unidades geolgicas


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Una prueba ms de la deriva: Rocas en diferentes lados del ocano partido.Un historiador del arte puede reconocer un cuadro de Picasso, un arquitecto sabe lo que hace queparezca un edificio "victoriano", y geocientfico puede identificar un conjunto distintivo de rocas. Wegenerencontr que los mismos conjuntos de rocas precmbricas distintivos se produjeron en la costa este deAmrica del Sur y la costa occidental de frica, regiones ahora separados por un ocano (figura de arribaa). Si los continentes se han unido para crear Pangea en el pasado, entonces estos grupos de rock queemparejan habran sido adyacentes entre s, y por lo tanto podran haber compuesto bloques continuos ocinturones. Wegener tambin seal que las caractersticas de los Apalaches de los Estados Unidos yCanad se parecen mucho a los cinturones de montaa en el sur de Groenlandia, Gran Bretaa,Escandinavia y el noroeste de frica (figura anterior b, c), regiones que han permanecido adyacentesentre s en Pangea . por lo tanto Wegener demostr que no slo las costas de los continentes coinciden,tambin lo hizo las rocas adyacentes a las costas.La crtica de las ideas de Wegener

modelo de un supercontinente que luego se parti de Wegener explic la distribucin de los antiguosglaciares, carbn, dunas de arena, conjuntos de rocas y fsiles. Claramente, l haba compilado un casocircunstancial fuerte de la deriva continental. Sin embargo, como se seal anteriormente, que no poda

explicar adecuadamente cmo o por qu la deriva continentes. Se fue a su fi nal expedicin a Groenlandiano habiendo podido convencer a sus compaeros, y muri sin saber que sus ideas, haba permanecidoinactivo durante dcadas, renacera como la base de la teora ms amplia de las placas tectnicas.En efecto, Wegener se adelant a su tiempo. Se necesitara ms de tres dcadas de investigacin antes degelogos obtenidos suf datos fi ciente para poner a prueba sus hiptesis correctamente. La recogida deesta informacin se requiere instrumentos y tcnicas que no existan en la poca de Wegener. De losmuchos descubrimientos geolgicos que finalmente abri la puerta de la tectnica de placas, tal vez elms importante provino del descubrimiento de un fenmeno llamado paleomagnetismo, por lo que paraanalizar el caso siguiente.Paleomagnetismo y la prueba de la deriva continental

Hace ms de 1.500 aos, los marineros chinos descubrieron que un trozo de piedra imn, suspendida de

un hilo, apunta en direccin norte y puede ayudar a guiar un viaje. Lodestone exhibe estecomportamiento, ya que consta de magnetita, un mineral rico en hierro que, como una aguja de unabrjula, se alinea con lneas de campo magntico de la Tierra. Aunque no es tan magntica comomagnetita, varios otros tipos de rocas contienen diminutos cristales de magnetita, u otros mineralesmagnticos, y por lo tanto se comportan como imanes en general dbiles. En esta seccin, se explicacmo el estudio de este tipo de comportamiento magntico llev a la conclusin de que las rocasconservan paleomagnetismo, un registro de campo magntico de la Tierra en el pasado. La comprensinde paleomagnetismo presenta la prueba de la deriva continental y, contribuy al desarrollo de la teora dela tectnica de placas. Como base para la introduccin de paleomagnetismo, que primero proporcionardetalles adicionales acerca de la naturaleza bsica del campo magntico de la Tierra.


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El campo magntico de la Tierra

Caractersticas del campo magntico de la Tierra.Circulacin de aleacin de hierro lquido en el ncleo externo de la Tierra genera un campo magntico.

(Un fenmeno similar ocurre en una dinamo elctrica en una planta de energa.) Campo magntico de laTierra se asemeja el campo producido por un imn de barra, en que tiene dos extremos de polaridadopuesta. Por lo tanto, podemos representar campo de la Tierra por un dipolo magntico, una flechaimaginaria (figura de arriba a). dipolo de la Tierra se cruza con la superficie del planeta en dos puntos,conocidos como los polos magnticos. Por convencin, el polo norte magntico se encuentra al final de latierra ms cercana al polo norte geogrfico (el punto en el extremo norte del eje de giro intersecta lasuperficie). El (rojo) extremo norte en busca de la aguja de una brjula apunta al polo norte magntico.los polos magnticos de la Tierra se mueven constantemente, pero no parecen alejarse ms all de unos1.500 km de los polos geogrficos, y se promediaron durante miles de aos, ms o menos coinciden conlos polos geogrficos de la Tierra (figura anterior) b. Esto se debe a la rotacin de la Tierra hace que el flujo a organizarse en patrones que se asemejan espirales de tipo muelle, y estos son ms o menos alineado

con el eje de rotacin. En la actualidad, los polos magnticos se encuentran a cientos de kilmetros dedistancia de los polos geogrficos, por lo que el dipolo magntico se inclina a aproximadamente 11 conrespecto al eje de rotacin de la Tierra. Debido a esta diferencia, una brjula hoy no apunta exactamenteal norte geogrfico. El ngulo entre la direccin en la que una brjula puntos de la aguja y una lnea delongitud en un lugar determinado es la declinacin magntica (figura anterior c).fi curva de lneas de campo invisible a travs del espacio entre los polos magnticos. En una vista enseccin transversal, estas lneas se encuentran paralelas a la superficie de la Tierra (es decir, sonhorizontal) en el ecuador, la inclinacin en un ngulo a la superficie en las latitudes medias, y pasoperpendicular a la superficie en los polos magnticos (d figura anterior). El ngulo entre una lnea decampo magntico y la superficie de la Tierra, en un lugar determinado, se llama la inclinacin magntica.


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Si se coloca una aguja magntica sobre un eje horizontal, de manera que puede pivotar hacia arriba yabajo, y luego llevarlo desde el ecuador magntico al polo magntico, se ver que la inclinacin que varacon la latitud es de 0 en el ecuador magntico y 90 en los polos magnticos. (Tenga en cuenta que labrjula se puede llevar con usted en una caminata no muestra inclinacin, ya que ha sido equilibrado paraestar en posicin horizontal).Qu es Paleomagnetism?

Paleomagnetism y cmo se puede formar durante la solidificacin y enfriamiento de lava.A principios del siglo 20, los investigadores desarrollaron instrumentos que podran medir el dbil campomagntico producido por rocas e hicieron un descubrimiento sorprendente. En una roca que se formhace millones de aos, la orientacin del dipolo que representa el campo magntico de la roca no es lamisma que la de la actual Tierra (figura de arriba a). Para entender esta declaracin, considere unejemplo. Imagnate viajar a un lugar cerca de la costa en el ecuador en Amrica del Sur, donde la

inclinacin y declinacin son actualmente 0 . Si se mide el dbil campo magntico producido por,digamos, una roca de 90 millones de aos de edad, y representa la orientacin de este campo por un imnde barra imaginaria, podrs encontramos que este imn de barra imaginaria no apunta a la presente dadel polo norte magntico, y te encontramos que su inclinacin no es 0 . La razn de esta diferencia esque los campos magnticos de las rocas antiguas indican la orientacin del campo magntico, en relacincon la roca, en el momento form la roca. Este registro, conservado en la roca, es paleomagnetismo.Paleomagnetism puede desarrollarse de muchas maneras diferentes. Por ejemplo, cuando la lava, rocafundida que no contiene cristales, comienza a enfriarse y solidificarse en roca, pequeos cristales demagnetita comienzan a crecer (figura anterior b). Al principio, la energa trmica hace que el pequeodipolo magntico asociado con cada cristal a tambalearse y caer de forma catica. Por lo tanto, en unmomento dado, los dipolos de las motas de magnetita estn orientadas al azar y las fuerzas magnticasque producen se anulan entre s. Eventualmente, sin embargo, la roca se enfra cientemente fi suf que losdipolos ms lento y, como diminutas agujas de las brjulas, alinee con el campo magntico de la Tierra. Amedida que la roca se enfra an ms, estas diminutas agujas de las brjulas se traban en el paralelismopermanente con campo magntico de la Tierra en el momento del enfriamiento se lleva a cabo. Dado quelos dipolos magnticos de todos los granos apuntan en la misma direccin, que se suman y producen uncampo medible.Aparente Polar Wander una prueba de que Continentes Mover


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Aparentes trayectorias de desplazamiento polar y su interpretacin.Por qu el dipolo paleomagntico en rocas antiguas que apunte a la actual campo magntico? Cuandolos gelogos primer intento de responder a esta pregunta, suponan que los continentes se fija en suposicin y por lo tanto la conclusin de que las posiciones de los polos magnticos de la Tierra en elpasado eran diferentes de lo que son hoy en da. Ellos introdujeron el trmino paleopole para referirse a

la supuesta posicin del polo norte magntico de la Tierra en el pasado. Con este concepto en mente, sedispusieron a realizar un seguimiento de lo que pensaban que era el cambio de posicin de la paleopole lolargo del tiempo. Para ello, midieron el paleomagnetismo en una sucesin de rocas de diferentes edades,desde la misma ubicacin general en un continente, y se representan grficamente la posicin de lasucesin de posiciones asociado paleopole en un mapa (figura de arriba a). Las posiciones sucesivas depaleopoles fecha trazan una lnea curva que lleg a ser conocido como una ruta polar vagar aparente.Al principio, los gelogos asumieron que el camino polarwander aparente realidad representaba cmo laposicin del polo magntico de la Tierra migra a travs del tiempo. Pero eran ellos en una sorpresa!Cuando obtuvieron sendas polar se desvan de muchos continentes diferentes, encontraron que cadacontinente tiene una trayectoria polar vagar aparente diferente. La hiptesis de que los continentes sonfijo en su posicin no puede explicar esta observacin, ya que si el polo magntico se movi mientras que

todos los continentes se quedaron fijo, las mediciones de todos los continentes debe producir los mismoscaminos aparentes polar de la fluctuacin lenta.Los gelogos de repente se dieron cuenta de que estaban buscando en caminos polar de la fluctuacinlenta aparentes en la direccin equivocada. No es el polo que se mueve con respecto a fijos continentes,sino ms bien los continentes que se mueven con relacin a un poste fijo (figura anterior b). Dado quecada continente tiene su propia trayectoria polar-wander nico (figura anterior c), los continentes debenmoverse con respecto a la otra. El descubrimiento demostr que Wegener era esencialmente en lo cierto,Se mueven los continentes!

La evidencia de expansin del suelo marino


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Para una hiptesis para convertirse en una teora, los investigadores deben demostrar que la idearealmente funciona. Durante la dcada de 1960, los gelogos descubrieron que la hiptesis de la marsolado propagacin explica con xito varias observaciones previamente BAF fl ing. Aqu hablamos de dos:(1) la existencia de variaciones ordenadas en la fuerza del campo magntico medido sobre el mar solado,produciendo un patrn de franjas denominadas anomalas magnticas marinas; y (2) la variacin en elespesor de los sedimentos en la corteza ocenica, tal como se mide por la perforacin.Las anomalas magnticas marinas

Reconociendo anomalas

Los gelogos pueden medir la fuerza del campo magntico de la Tierra con un instrumento llamado unmagnetmetro. En cualquier localizacin dada en la superficie de la Tierra, el campo magntico que semide incluye dos partes: una producida por el dipolo principal de la Tierra generada por la circulacin dehierro fundido en el ncleo externo, y otra producidos por el magnetismo del cercano superficie de laroca. Una anomala magntica es la diferencia entre la fuerza esperada del principal campo dipolar fi de laTierra en un lugar determinado y la fuerza real medida del campo magntico en ese lugar. Lugares dondela intensidad de campo es ms fuerte de lo esperado son anomalas positivas, y los lugares donde laintensidad de campo es ms dbil de lo esperado son anomalas negativas.

El descubrimiento de anomalas magnticas marinas.Los gelogos remolcados magnetmetros de ida y vuelta a travs del ocano para mapear las variacionesen la intensidad de campo magntico (figura de arriba a). Como un barco navegaba a lo largo de su curso,indicador del magnetmetro podra primeras detectar un intervalo de seal fuerte (una anomala positiva)y despus de un intervalo de seal dbil (una anomala negativa). Un grfico de la intensidad de la sealfrente a la distancia a lo largo de la poligonal, por lo tanto, tiene una forma de diente de sierra (figuraanterior b). Cuando los gelogos compilan datos de muchos cruceros en un mapa, estas anomalas

magnticas marinas de fi ne distintivo, bandas alternas. Si coloreamos anomalas positivas y negativasanomalas oscuros iluminan, el modelo hecho por las anomalas se asemeja a las rayas en un bastn decaramelo (figura c) anterior. El misterio de este patrn de anomalas magnticas marinas, sin embargo, nose resolvi hasta los gelogos reconocen la existencia de las inversiones magnticas.Las inversiones magnticas


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las inversiones de polaridad magntica y la cronologa de las reversiones.Recordemos que campo magntico de la Tierra puede ser representada por una flecha, que representa eldipolo, que apunta en la actualidad desde el polo norte magntico hacia el polo sur magntico. Cuandolos investigadores midieron el paleomagnetismo de una sucesin de capas de roca que se habanacumulado durante un largo perodo de tiempo, se encontraron con que la polaridad (que cabo de puntosmagnticos norte y que los puntos finales sur) de la fi paleomagntico eld conservado en algunas capasfue el misma que la de presente campo magntico de la Tierra, mientras que en otras capas que era el

opuesto (figura de arriba a, b).Al principio, las observaciones de polaridad invertida se ignoraron en gran parte, piensa que es elresultado de la cada de rayos o de reacciones qumicas locales entre la roca y el agua. Pero cuando lasmediciones repetidas de todo el mundo revelaron un patrn sistemtico de alternancia de polaridadnormal e invertida en las capas de roca, los gelogos se dieron cuenta de que las inversiones eran unalicencia mundial, no local, fenmeno. Llegaron a la conclusin inevitable de que, en varios momentosdurante la historia de la Tierra, la polaridad del campo magntico de la Tierra se ha invertidorepentinamente! En otras palabras, algunas veces la Tierra tiene una polaridad normal, como lo hace hoy,y la polaridad veces se ha invertido (figura anterior c). Un tiempo en el campo de la Tierra fl ips de normala la polaridad invertida, o viceversa, se llama una inversin magntica. Cuando la Tierra se ha invertido la


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polaridad, el polo sur magntico se encuentra cerca del polo norte geogrfico y el polo norte magntico seencuentra cerca del polo sur geogrfico. Por lo tanto, si usted fuera a utilizar una brjula durante losperodos en campo magntico de la Tierra se invirti, el extremo norte en busca de la aguja sealara alpolo sur geogrfico. Tenga en cuenta que la propia Tierra no gira al revs es slo el campo magntico queinvierte.En la dcada de 1950, aproximadamente a la misma vez que los investigadores descubrieron lasinversiones de polaridad, desarrollaron una tcnica que les permiti medir la edad de una roca en aos.Los gelogos aplicaron la tcnica para determinar las edades de las capas de roca en el que obtuvieron sus

mediciones paleomagnticas, y por lo tanto determinan cuando el campo magntico de la Tierra invierte.Con esta informacin, construyeron una historia de las inversiones magnticas durante los ltimos 4,5millones de aos; esta historia se llama ahora la cronologa por inversin magntica. El intervalo detiempo entre las inversiones sucesivas se llama un Chron.Un diagrama que representa la cronologa por inversin magntica de la Tierra (figura anterior d) muestraque las inversiones no se producen con regularidad, por lo que las longitudes de los diferentes crones depolaridad son diferentes. Por ejemplo, hemos tenido un cron de polaridad normal duranteaproximadamente los ltimos 700.000 aos. Antes de eso, se produjo un cron de polaridad invertida. Loscuatro crones de polaridad ms jvenes (Brunhes, Matuyama, Gauss, y Gilbert) fueron nombradosdespus de los cientficos que han hecho importantes contribuciones al estudio del magnetismo. Amedida que se disponga de ms mediciones, los investigadores se dieron cuenta de que algunas

inversiones de corta duracin (menos de 200.000 aos largos) se llevaron a cabo dentro de los crones, yllamaron estas duraciones ms cortas "subchrons polaridad." El uso de la datacin isotpica, que fueposible determinar la edad de crones de nuevo a 4,5 mA.

El descubrimiento de la expansin del suelo marinoNuevas imgenes de batimetra del fondo marino

Batimetra de las dorsales ocenicas y las llanuras abisales.necesidades militares durante la Segunda Guerra Mundial dio un impulso a la exploracin de mar piso,durante el submarino flotas crecieron, las armadas requiere informacin detallada sobre batimetra, o

variaciones de profundidad. La invencin de la resonancia del eco (sonar) permite que dicha informacinse reunieron rpidamente. Eco trabajos de sondeo en el mismo principio que un murcilago utiliza paranavegar y encontramos insectos. Un pulso de sonido emitido desde un barco viaja a travs del agua,rebota en el suelo del mar, y devuelve como un eco a travs del agua a un receptor en el barco. Dado quelas ondas sonoras se desplazan a una velocidad conocida, el tiempo transcurrido entre la emisin delsonido y la deteccin de sonda, indica la distancia entre el buque y el suelo del mar. (Recordemos que /hora, as que el tiempo la distancia s de velocidad distancia velocidad.) A medida que el barco se desplaza,los observadores pueden obtener un registro continuo de la profundidad del piso de mar. La seccintransversal que muestra la profundidad resultante representada frente a la ubicacin se denominabatimtrica per fi l (figura de arriba a, b). Por crucero de ida y vuelta a travs del ocano muchas veces, losinvestigadores obtuvieron una serie de batimtrica per fi les y de estos mapas construidos del piso del


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mar. (Gelogos ahora pueden producir estos mapas utilizando mucho ms rpidamente los datos desatlite.) Mapas batimtricos revelan varias caractersticas importantes.

Otras caractersticas batimtricas del fondo del ocano.

dorsales ocenicas: El suelo debajo de todos los principales ocanos incluye llanuras abisales, queson regiones amplias, relativamente planas del ocano que se encuentran a una profundidad deaproximadamente 4 a 5 km por debajo del nivel del mar; y dorsales ocenicas, cordilleras submarinascuyas cimas se encuentran a slo unos 2 a 2,5 km bajo el nivel del mar (figura de arriba a). Los gelogosllaman la cresta de la cordillera en medio del ocano el eje cresta. Todas las dorsales ocenicas sonbatimetra ms o menos simtrica en un lado del eje es casi una imagen especular de la batimetra en elotro lado.

trincheras ocenicas profundas: A lo largo de gran parte del permetro del Ocano Pacfico, y enalgunas otras localidades, as, el fondo del mar alcanza una profundidad de 8 hasta 12 km de profundidadnormal de tragar Mt. Everest. Estas zonas profundas ocurren en depresiones alargadas que ahora seconocen como trincheras (figura anterior b). Las zanjas limitan con arcos volcnicos, cadenas de curvas devolcanes activos.

cadenas de montes submarinos: Numerosas islas volcnicas empujan hacia arriba desde el fondodel mar: por ejemplo, las islas de Hawai estn situadas en el medio del Pacfico. Adems de islas que seelevan sobre el nivel del mar, el sonar ha detectado muchas montaas submarinas (montaas submarinasaislado), que una vez fueron los volcanes entran en erupcin, pero ya no. islas volcnicas y montessubmarinos ocurren tpicamente en las cadenas, pero a diferencia de los arcos volcnicos que bordean las

profundas fosas ocenicas, slo una isla en el extremo de una cadena de montaas submarinas y la islasigue siendo capaz de erupcin volcnica en la actualidad.

zonas de fractura: Las encuestas revelan que el fondo del ocano est en cubitos por bandasestrechas de grietas verticales y roca roto-up. Estas zonas de fractura se encuentran ms o menos enngulo recto con las dorsales ocenicas. El eje canto tpicamente los pasos de lado cuando se cruza conuna zona de fractura.Nuevas observaciones sobre la naturaleza de la corteza ocenica

Por la mitad del siglo 20, los gelogos han descubierto muchas caractersticas importantes de la cortezade la mar solado. Estos descubrimientos les llev a darse cuenta de que la corteza ocenica se diferencia


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de la corteza continental, y que las caractersticas batimtricas del ocano solado proporcionan pistassobre el origen de la corteza. Especficamente:

Una capa de sedimento compuesto de arcilla y las diminutas conchas de plancton muerto cubregran parte del fondo del ocano. Esta capa se vuelve progresivamente ms gruesa hacia fuera del ejedorsal ocenica. Pero incluso en su parte ms gruesa, la capa de sedimento es demasiado delgada parahaber sido la acumulacin de la totalidad de la historia de la Tierra.

Mediante el dragado muestras, los gelogos descubrieron que la corteza ocenica esfundamentalmente diferente en composicin de la corteza continental. Debajo de su cubierta de

sedimentos, ocenico lecho de roca corteza se compone fundamentalmente de basalto que no muestra lagran variedad de tipos de rocas que se encuentran en los continentes.

El flujo de calor, la velocidad a la que se eleva el calor del interior de la Tierra a travs de lacorteza, no es el mismo en todas partes en los ocanos. Por el contrario, ms calor se eleva por debajo delas dorsales ocenicas que en otros lugares. Esta observacin llev a los investigadores a especular que elmagma caliente podra estar creciendo en la corteza justo por debajo del eje dorsal ocenica.

Cuando los mapas que muestran la distribucin de los terremotos en regiones ocenicas llegarona estar disponibles en los aos posteriores a la Segunda Guerra Mundial, se hizo evidente que losterremotos no ocurren al azar, sino ms bien definen cinturones distintos (figura siguiente). Algunas cintassiguen trincheras, algunos siguen ejes de dorsales ocenicas, y otros se encuentran a lo largo de porcionesde las zonas de fractura. Desde los terremotos defin

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Placas Tectonicas by Stephen Marshak