Pangea
Las líneas marcadas sobre Pangea señalan las masas de tierra que se separarían para formar los continentes actuales.
Se cree que la forma original de Pangea era una masa de tierra con forma de "U" o de "C" distribuida a través del Ecuador. Ya que el tamaño masivo de Pangea era muy pequeño, las regiones internas de tierra debieron ser muy secas debido a la falta de precipitación. En el gran supercontinente los animales terrestres habrían podido emigrar libremente de un extremo a otro.
Se estima que Pangea se formó a finales del período Carbonífero (hace aproximadamente 300 millones de años) cuando los continentes, que antes estaban separados, se unieron formando un solo supercontinente rodeado por un único mar, Panthalassa.
Mapa físico de Pangea basado en el de Christopher R. Scotese.
La formación de Pangea
Rodinia se formó hace 1100 millones de años durante el Proterozoico, fue el supercontinente del que derivaron todos los continentes subsecuentes. No se descarta la posibilidad de la existencia de supercontinentes anteriores a Rodinia, formados y desintegrados cíclicamente durante los 4.600 millones de años de existencia de la Tierra. Rodinia se fragmentó hace unos 750 millones de años y después los fragmentos volvieron a reunirse en el supercontinente Pannotia hace 600 millones de años. Pero una vez más, el supercontinente único se vuelve a fragmentar. Hace 540 millones de años, solo después de 60 millones de años de su formación, Pannotia se divide en dos fragmentos: Gondwana al sur y Proto-Laurasia, más pequeño, al norte.El supercontinente menor, Proto-Laurasia se desplazó lejos de Gondwana a través del océano Pantalásico. Un océano nuevo se formó entre los dos continentes, el océano Proto-Tetis. Inmediatamente, Proto-Laurasia se partió en varios segmentos para crear Laurentia, Siberia y Báltica. Esta separación también propició la generación de dos océanos nuevos, el Iapetus y Khanty. Báltica permaneció al este de Laurentia, y Siberia se asentó al noreste de Laurentia.
Durante el Cámbrico, el continente independiente de Laurentia (qué posteriormente se convirtió en Norteamérica) estuvo fijo en el Ecuador, rodeado con tres océanos, el océano Pantalásico al norte y al oeste, el océano Iapetus al sur, y el océano Khanty al este. Al inicio del Ordovícico, el microcontinente de Avalonia (una masa de tierra que se convertiría en los Estados Unidos, Nueva Escocia e Inglaterra), se separó de Gondwana y comenzó su viaje hacia Laurentia.
Hacia el final del Ordovícico, Báltica chocó con Laurentia, y el norte de Avalonia chocó con Báltica y Laurentia. Entonces, Laurentia, Báltica y Avalonia se unieron para conformar al supercontinente menor de Euramérica o Laurusia, cerrando el océano Iapetus, mientras que el océano Rheico se expandió hacia la costa meridional de Avalonia. La colisión también dio lugar a la formación de los Apalaches norteños. Siberia se asentó cerca de Euramérica con el océano Khanty entre los dos continentes. Mientras todo esto estaba sucediendo, Gondwana se desplazó lentamente hacia el polo sur. Este fue el primer paso de la formación de Pangea.
El segundo paso en la formación de Pangea fue la colisión de Gondwana con Euramérica y se une a ella. Durante el Silúrico, Báltica ya había chocado con Laurentia para formar Euramérica. Avalonia no había chocado con Laurentia todavía, y una vía marítima entre ellos (que era un remanente del océano Iapetus) todavía se contraía al mismo tiempo que Avalonia avanzaba lentamente hacia Laurentia. Mientras tanto, Europa meridional se separó de Gondwana y comenzó a dirigirse hacia Euramérica a través del recientemente formado océano Rheico y colisionó con Báltica meridional durante el Devónico. Sin embargo, este microcontinente tan solo era una placa oceánica. El océano Khanty (el océano hermano de Iapetus), también se contrajo al mismo tiempo que un arco insular desgajado de Siberia chocó con Báltica del este (ahora parte de Euramérica). Detrás de este arco insular se estaba formando un océano nuevo, el océano Ural.
Al final del Silúrico, los microcontinentes de China del Norte y China del Sur se desgajaron de Gondwana y comenzaron a dirigirse hacia el norte a través del océano Proto-Tetis, abriendo desde el sur el océano Paleo-Tetis. En el período Devónico, Gondwana se desplazó hacia Euramérica, lo que causó que el océano Rheico se contrajera.
Al inicio del Carbonífero, el noroeste de África había tocado la costa sudeste de Euramérica, creando la porción meridional de las montañas Apalaches y las Montañas Atlas. Sudamérica se movió hacia el norte con dirección a Euramérica meridional, mientras que la porción del este de Gondwana (India, Antártida y Australia) se dirigió hacia el polo sur desde el ecuador.
China del Norte y China del Sur se encontraban en continentes independientes. Hacia la mitad del Carbonífero, el microcontinente de Kazakhstania había chocado con Siberia (el continente siberiano había sido un continente separado durante millones de años desde la fragmentación del supercontiente Pannotia). Al final del Carbonífero, el oeste de Kazakhstania chocó con Báltica, cerrando los océanos Ural y Proto-Tetis entre ellos (orogenia Uraliana), causando la formación de las montañas de los Urales y la formación del supercontinente de Laurasia.
Mientras tanto, Sudamérica había chocado con el sur de Laurentia, cerrando el océano Rheico y formando la parte sur de los Apalaches y las montañas de Ouachita. Para este tiempo, Gondwana se posicionó cerca del polo sur, y se formaron glaciares en la Antártida, la India, Australia, África meridional y Sudamérica. El bloque del norte de China chocó con Siberia al final del Carbonífero, cerrando por completo el océano Proto-Tetis.
Para el inicio del Pérmico temprano, la placa Cimmeriana se desgajó de Gondwana y se dirigió hacia Laurasia, formando un océano nuevo en su extremo meridional, el océano Tetis, y cerrando el océano Paleo-Tetis. La mayoría de las masas de tierra estaban reunidas en una sola entidad. Para el período Triásico, Pangea rotó ligeramente en dirección al sudoeste. La placa Cimmeriana todavía viajaba a través del cada vez más pequeño océano Paleo-Tetis, hasta la mitad del Jurásico. Paleo-Tetis se cerró de oeste a este, creando la orogenia Cimmeriana. Pangea parecía una "C", con un océano dentro de la "C", el nuevo océano Tetis. No obstante, Pangea se desunió durante el Jurásico Medio, y esta fragmentación se explica en el siguiente apartado.
La separación de Pangea
Separación animada de Pangea.
La segunda fase importante de la desintegración de Pangea comenzó al inicio del Cretáceo (hace 150-140 millones de años), cuando el supercontinente Gondwana se dividió en cuatro continentes más pequeños (África, Sudamérica, India y Antártida/Australia). Hace cerca de 200 millones de años, el continente de Cimmeria, según lo mencionado arriba ("la formación de Pangea"), chocó con Eurasia. Sin embargo, a la vez que se producía esta colisión, se formó la nueva zona de subducción que se denomina fosa de Tetis. Esta fosa produjo la subducción de la dorsal oceánica de Tetis, responsable de la expansión del océano Tetis. Esta subducción probablemente causó que África, la India y Australia se movieran hacia el norte. Al inicio del Cretáceo, Atántica, la Sudamérica de hoy, y África, finalmente se separaron de Gondwana (es decir, se separaron de la Antártida, India y Australia), causando la apertura de un "océano Índico del sur". En el Cretáceo medio, Gondwana se fragmentó para abrir el Océano Atlántico del sur mientras Sudamérica comenzó a moverse hacia el oeste alejándose de África. El Atlántico del sur no se desarrolló uniformemente, se separó de sur al norte como una cremallera. Así también al mismo tiempo, Madagascar y la India comenzaron a separarse de la Antártida y se movieron hacia el norte, abriendo el océano Índico. Madagascar y la India se separaron hace aproximadamente de 100 a 90 millones de años durante el Cretáceo tardío. La India continuó moviéndose hacia el norte con dirección a Eurasia a una velocidad de 15 centímetros por año (un record de movimiento tectónico), cerrando el océano Tetis, mientras que Madagascar se detuvo y encallo con la placa Africana. Nueva Zelanda y Nueva Caledonia comenzaron a moverse desde Australia hacia el este en dirección del Pacífico, abriendo el Mar del Coral y el Mar de Tasmania. Desde entonces, han sido islas independientes.
La tercera fase principal (y final) de la desintegración de Pangea ocurrió al inicio del Cenozoico (Paleoceno - Oligoceno). Norteamérica/Groelandia finalmente se separó de Eurasia, abriendo el mar Noruego hace cerca de 60-55 millones de años. Los océanos Índico y Atlántico continuaron expandiéndose, cerrando el océano Tetis. Mientras tanto, Australia se separó de la Antártida y se movió rápidamente hacia el norte, así como lo hizo la India hace más de 40 millones de años antes, actualmente se encuentra en curso de colisión con el este de Asia. Australia y la India se están moviendo actualmente en dirección noreste a una velocidad de 5-6 centímetros por año. La Antártida ha estado en (o muy cerca de) el polo sur desde la formación de Pangea (desde hace 280 millones de años). La India comenzó a chocar con Asia hace cerca de 35 millones de años, formando la orogenia Himalaya, finalmente cerrando con esto la vía marítima de Tetis; esta colisión aun continúa hoy. La placa africana comenzó a cambiar su dirección, del oeste al noroeste hacia Europa, mientras que Sudamérica comenzó a moverse en dirección al norte separándose de la Antártida, permitiendo por primera vez la completa circulación oceánica alrededor de Antártida, causando un rápido enfriamiento del continente y permitiendo la formación de los glaciares. Otros acontecimientos importantes ocurrieron durante el Cenozoico, incluyendo la apertura del golfo de California, el levantamiento de los Alpes, y la apertura del Mar del Japón. La desintegración de Pangea continúa hoy día, en la grieta al este de África; además, las colisiones en curso pueden indicar la creación incipiente de un nuevo supercontinente.1
FUENTE WIKIPEDIA
Tectónica de placas
Vectores de velocidad de las placas tectónicas obtenidos mediante posicionamiento preciso GPS.
Las placas tectónicas se desplazan unas respecto a otras con velocidades de 2,5 cm/año1 lo que es, aproximadamente, la velocidad con que crecen las uñas de las manos. Dado que se desplazan sobre la superficie finita de la Tierra, las placas interaccionan unas con otras a lo largo de sus fronteras o límites provocando intensas deformaciones en la corteza y litosfera de la Tierra, lo que ha dado lugar a la formación de grandes cadenas montañosas (por ejemplo las cordilleras de Himalaya, Alpes, Pirineos, Atlas, Urales, Apeninos, Apalaches, Andes, entre muchos otros) y grandes sistemas de fallas asociadas con éstas (por ejemplo, el sistema de fallas de San Andrés). El contacto por fricción entre los bordes de las placas es responsable de la mayor parte de los terremotos. Otros fenómenos asociados son la creación de volcanes (especialmente notorios en el cinturón de fuego del océano Pacífico) y las fosas oceánicas.
Las placas tectónicas se componen de dos tipos distintos de litosfera: la corteza continental, más gruesa, y la corteza oceánica, la cual es relativamente delgada. La parte superior de la litosfera se le conoce como Corteza terrestre, nuevamente de dos tipos (continental y oceánica). Esto significa que una placa litosférica puede ser una placa continental, una oceánica, o bien de ambos, si fuese así se le denomina placa mixta.
Uno de los principales puntos de la teoría propone que la cantidad de superficie de las placas (tanto continental como oceánica) que desaparecen en el manto a lo largo de los bordes convergentes de subducción está más o menos en equilibrio con la corteza oceánica nueva que se está formando a lo largo de los bordes divergentes (dorsales oceánicas) a través del proceso conocido como expansión del fondo oceánico. También se suele hablar de este proceso como el principio de la "cinta transportadora". En este sentido, el total de la superficie en el globo se mantiene constante, siguiendo la analogía de la cinta transportadora, siendo la corteza la cinta que se desplaza gracias a las fuertes corrientes convectivas de la astenósfera, que hacen las veces de las ruedas que transportan esta cinta, hundiéndose la corteza en las zonas de convergencia, y generándose nuevo piso oceánico en las dorsales.
La teoría también explica de forma bastante satisfactoria la forma como las inmensas masas que componen las placas tectónicas se pueden "desplazar", algo que quedaba sin explicar cuando Alfred Wegener propuso la teoría de la Deriva Continental, aunque existen varios modelos que coexisten: Las placas tectónicas se pueden desplazar porque la litósfera tiene una menor densidad que la astenósfera, que es la capa que se encuentra inmediatamente inferior a la corteza. Las variaciones de densidad laterales resultan en las corrientes de convección del manto, mencionadas anteriormente. Se cree que las placas son impulsadas por una combinación del movimiento que se genera en el fondo oceánico fuera de la dorsal (debido a variaciones en la topografía y densidad de la corteza, que resultan en diferencias en las fuerzas gravitacionales, arrastre, succión vertical, y zonas de subducción). Una explicación diferente consiste en las diferentes fuerzas que se generan con la rotación del globo terrestre y las fuerzas de marea del Sol y de la Luna. La importancia relativa de cada uno de esos factores queda muy poco clara, y es todavía objeto de debate.
Placas tectónicas en el mundo
Actualmente existen las siguientes placas tectónicas en la superficie de la tierra con límites más o menos definidos, que se dividen en 15 placas mayores (o principales) y 43 placas menores (o secundarias).Las 15 placas mayores
Las 15 placas tectónicas mayores.
Las 43 placas menores
Mapa detallado que muestra las placas tectónicas con sus vectores de movimiento.
- Placa de Altiplano
- Placa de Amuria
- Placa de Anatolia
- Placa de los Andes del Norte
- Placa Apuliana o Adriática
- Placa del Arrecife de Balmoral
- Placa del Arrecife de Conway
- Placa de Birmania
- Placa de Bismarck del Norte
- Placa de Bismarck del Sur
- Placa Cabeza de Pájaro o Doberai
- Placa de las Carolinas
- Placa de Chiloé
- Placa del Explorador
- Placa de Futuna
- Placa Galápagos
- Placa de Gorda
- Placa Iraní
- Placa de Juan Fernández
- Placa de Kermadec
- Placa de Manus
- Placa de Maoke
- Placa del Mar de Banda
- Placa del Mar Egeo o Helénica
- Placa del Mar de las Molucas
- Placa del Mar de Salomón
- Placa de las Marianas
- Placa Niuafo'ou
- Placa de Nubia
- Placa de las Nuevas Hébridas
- Placa de Ojotsk
- Placa de Okinawa
- Placa de Panamá
- Placa de Pascua
- Placa Rivera
- Placa de Sandwich
- Placa de Shetland
- Placa Somalí
- Placa de Sonda
- Placa de Timor
- Placa de Tonga
- Placa Woodlark
- Placa Yangtze
La teoría de la tectónica de placas se divide en dos partes, la de deriva continental, propuesta por Alfred Wegener en la década de 1910, y la de expansión del fondo oceánico, propuesta y aceptada en la década de 1960, que mejoraba y ampliaba a la anterior. Desde su aceptación ha revolucionado las ciencias de la Tierra, con un impacto comparable al que tuvieron las teorías de la gravedad de Isaac Newton y Albert Einstein en la Física o las leyes de Kepler en la Astronomía.
Causas del movimiento de las placas
El origen del movimiento de las placas está en unas corrientes de materiales que suceden en el manto, las denominadas corrientes de convección, y sobre todo, en la fuerza de la gravedad. Las corrientes de convección se producen por diferencias de temperatura y densidad, de manera que los materiales más calientes pesan menos y ascienden y los materiales más fríos, son más densos, pesados y descienden.El manto, aunque es sólido, se comporta como un material plástico o dúctil, es decir, se deforma y se estira sin romperse, debido a las altas temperaturas a las que se encuentra, sobre todo el manto inferior.
En las zonas profundas del manto, en contacto con el núcleo, el calor es muy intenso, por eso grandes masas de roca se funden parcialmente y al ser más ligeras ascienden lentamente por el manto, produciendo unas corrientes ascendentes de materiales calientes, las plumas o penachos térmicos. Algunos de ellos alcanzan la litosfera, la atraviesan y contribuyen a la fragmentación de los continentes.
En las fosas oceánicas, grandes fragmentos de litosfera oceánica fría se hunden en el manto, originando por tanto unas corrientes descendentes, que llegan hasta la base del manto.
Las corrientes ascendentes y descendentes del manto podrían explicar el movimiento de las placas, al actuar como una especie de "rodillo" que las moviera.
Antecedentes históricos
La tectónica de placas tiene su origen en dos teorías que le precedieron: la teoría de la deriva continental y la teoría de la expansión del fondo oceánico.La primera fue propuesta por Alfred Wegener a principios del siglo XX y pretendía explicar el intrigante hecho de que los contornos de los continentes ensamblan entre sí como un rompecabezas y que éstos tienen historias geológicas comunes. Esto sugiere que los continentes estuvieron unidos en el pasado formando un supercontinente llamado Pangea (en idioma griego significa "todas las tierras") que se fragmentó durante el período Jurásico, originando los continentes actuales. Esta teoría fue recibida con escepticismo y finalmente rechazada porque el mecanismo de fragmentación (deriva polar) no podía generar las fuerzas necesarias para desplazar las masas continentales.
-Las placas se mueven y causan terremotos-. La teoría de expansión del fondo oceánico fue propuesta hacia la mitad del siglo XX y está sustentada en observaciones geológicas y geofísicas que indican que las cordilleras meso-oceánicas funcionan como centros donde se genera nuevo piso oceánico conforme los continentes se alejan entre sí. Esto fue propuesto por John Tuzo Wilson.
La teoría de la tectónica de placas fue forjada principalmente entre los años 50 y 60 y se le considera la gran teoría unificadora de las Ciencias de la Tierra, ya que explica una gran cantidad de observaciones geológicas y geofísicas de una manera coherente y elegante. A diferencia de otras ramas de las ciencias, su concepción no se le atribuye a una sola persona como es el caso de Isaac Newton o Charles Darwin. Fue producto de la colaboración internacional y del esfuerzo de talentosos geólogos (Tuzo Wilson, Walter Pitman), geofísicos (Harry Hammond Hess, Allan V. Cox) y sismólogos (Linn Sykes, Hiroo Kanamori, Maurice Ewing), que poco a poco fueron aportando información acerca de la estructura de los continentes, las cuencas oceánicas y el interior de la Tierra.
Límites de placas
Son los bordes de una placa y es aquí donde se presenta la mayor actividad tectónica (sismos, formación de montañas, actividad volcánica), ya que es donde se produce la interacción entre placas. Hay tres clases de límite:- Divergentes: son límites en los que las placas se separan unas de otras y, por lo tanto, emerge magma desde regiones más profundas (por ejemplo, la dorsal mesoatlántica formada por la separación de las placas de Eurasia y Norteamérica y las de África y Sudamérica).
- Convergentes: son límites en los que una placa choca contra otra, formando una zona de subducción (la placa oceánica se hunde bajo de la placa continental) o un cinturón orogénico (si las placas chocan y se comprimen). Son también conocidos como "bordes activos".
- Transformantes: son límites donde los bordes de las placas se deslizan una con respecto a la otra a lo largo de una falla de transformación.
Límite divergente o constructivo: las dorsales
Un ejemplo típico de este tipo de límite son las dorsales oceánicas (por ejemplo, la dorsal mesoatlántica) y en el continente las grietas como el Gran Valle del Rift.
Límite convergente o destructivo
La placa oceánica se hunde por debajo de la placa continental.
- Cuando una placa oceánica (más densa) choca contra una continental (menos densa) la placa oceánica es empujada debajo, formando una zona de subducción. En la superficie, la modificación topográfica consiste en una fosa oceánica en el agua y un grupo de montañas en tierra.
- Cuando dos placas continentales colisionan (colisión continental), se forman extensas cordilleras formando un borde de obducción. La cadena del Himalaya es el resultado de la colisión entre la placa Indoaustraliana y la placa Euroasiática.
- Cuando dos placas oceánicas chocan, el resultado es un arco de islas (por ejemplo, Japón).
Límite transformante, conservativo o neutro
Un ejemplo de este tipo de límite es la falla de San Andrés, ubicada en el Oeste de Norteamérica, que es parte del sistema de fallas producto del roce entre la placa Norteamericana y la del Pacífico.
Medición de la velocidad de las placas tectónicas
La medición actual de la velocidad de las placas tectónicas se realiza mediante medidas precisas de GPS. La velocidad antigua de las placas se obtiene mediante la restitución de cortes geológicos (en corteza continental) o mediante la medida de la posición de las inversiones del campo magnético terrestre registradas en el fondo oceánico.Véase también
WIKIPEDIAVER:
https://www.youtube.com/watch?v=_XNgzz8FTvc&spfreload=10
https://www.youtube.com/watch?v=c8iTKLBwJ_E&spfreload=10
https://www.youtube.com/watch?v=c8iTKLBwJ_E&spfreload=10
