Pangea
Las líneas marcadas sobre Pangea señalan las masas de tierra que se separarían para formar los continentes actuales.
Pangea fue el
supercontinente que existió al final de la
era Paleozoica y comienzos de la
Mesozoica que agrupaba la mayor parte de las tierras emergidas del
planeta. Se formó por el
movimiento de las placas tectónicas, que hace unos 300 millones de años unió todos los
continentes
anteriores en uno solo; posteriormente, hace unos 200 millones de años,
comenzó a fracturarse y disgregarse hasta alcanzar la situación actual
de los continentes, en un proceso que aún continúa. Este nombre
aparentemente fue usado por primera vez por el alemán
Alfred Wegener, principal autor de la teoría de la
deriva continental, en
1912. Procede del prefijo griego "
pan" que significa "todo" y de la palabra en griego "
gea" "suelo" o "tierra" (Γαῖα Gaĩa, Γαῖη Gaĩê o Γῆ Gễ). De este modo, quedaría una palabra cuyo significado es "
toda la tierra".
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.
Pangea habría comenzado a fragmentarse entre finales del
Triásico y comienzos del
Jurásico (hace aproximadamente 200 millones de años), producto de los cambios y movimientos de las
placas tectónicas. El proceso de fragmentación de este supercontinente condujo primero a dos continentes,
Gondwana al oeste y
Laurasia al norte, separados por un mar circumecuatorial (
mar de Tetis) y posteriormente a los continentes que conocemos hoy. Dicho proceso geológico de desplazamiento de las masas continentales (
deriva continental) se mantiene en marcha al día de hoy.
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.
Hubo tres fases importantes en la desintegración de Pangea. La primera fase comenzó al principio-mitad del
Jurásico, cuando en Pangea se creó una grieta que abarcaba desde el océano Thetis al este hasta el
Pacífico al oeste. Esta grieta separó
Norteamérica de
África y produjo múltiples fallas, siendo el
río Misisipi la más grande de ellas. La grieta produjo un nuevo océano, el
océano Atlántico.
Este océano no se abrió uniformemente, sino que el desplazamiento
comenzó en el Atlántico Norte-Central; el Atlántico sur no se abriría
hasta el
Cretáceo.
Laurasia
comenzó a rotar hacia la derecha y se movió hacia el norte con
Norteamérica al norte, y Eurasia al sur. El movimiento Laurasia en favor
de las manecillas del reloj también condujo al cierre del
océano Tetis. Mientras tanto, en el otro lado, en África, se formaron nuevas grietas a lo largo de los márgenes adyacentes de África, de
Antártida y del este de
Madagascar, lo que que conduciría a la formación del
océano Índico, que también se abriría durante el Cretáceo.
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.
La
tectónica de placas (del
griego τεκτονικός,
tektonicós, "el que construye") es una
teoría geológica que explica la forma en que está estructurada la
litosfera (la porción externa más fría y rígida de la
Tierra). La teoría da una explicación a las
placas tectónicas que forman la superficie de la Tierra y a los desplazamientos que se observan entre ellas en su movimiento sobre el
manto terrestre fluido, sus direcciones e interacciones. También explica la formación de las cadenas montañosas (
orogénesis). Asimismo, da una explicación satisfactoria de por qué los
terremotos y los
volcanes se concentran en regiones concretas del planeta (como el
cinturón de fuego del Pacífico) o de por qué las grandes fosas submarinas están junto a islas y continentes y no en el centro del océano.
Las
placas tectónicas se desplazan unas respecto a otras con velocidades de 2,5 cm/año
1 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.
Se han identificado tres tipos de bordes: convergentes (dos placas
chocan una contra la otra), divergentes (dos placas se separan) y
transformantes (dos placas se deslizan una junto a otra).
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.
En determinadas circunstancias, se forman zonas de límite o borde,
donde se unen tres o más placas formando una combinación de los tres
tipos de límites.
Límite divergente o constructivo: las dorsales
Son las zonas de la litosfera en que se forma nueva corteza
oceánica y en las cuales se separan las placas. En los límites
divergentes, las placas se alejan y el vacío que resulta de esta
separación es rellenado por material de la corteza, que surge del magma
de las capas inferiores. Se cree que el surgimiento de bordes
divergentes en las uniones de tres placas está relacionado con la
formación de
puntos calientes. En estos casos, se junta material de la astenosfera cerca de la superficie y la
energía cinética
es suficiente para hacer pedazos la litosfera. El punto caliente que
originó la dorsal mesoatlántica se encuentra actualmente debajo de
Islandia, y el material nuevo ensancha la isla algunos centímetros cada siglo.
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.
Las características de los bordes convergentes dependen del tipo de
litosfera de las placas que chocan. Con frecuencia las placas no se
deslizan en forma continua; sino que se acumula tensión en ambas placas
hasta llegar a un nivel de energía acumulada que sobrepasa el necesario
para producir el deslizamiento brusco de la placa marina. La
energía potencial
acumulada es liberada como presión o movimiento; debido a la titánica
cantidad de energía almacenada, estos movimientos ocasionan
terremotos, de mayor o menor intensidad. Los puntos de mayor actividad sísmica suelen asociarse con este tipo de límites de placas.
- 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
El movimiento de las placas a lo largo de las fallas de
transformación puede causar considerables cambios en la superficie, lo
que es particularmente significativo cuando esto sucede en las
proximidades de un asentamiento humano. Debido a la fricción, las placas
no se deslizan en forma continua; sino que se acumula tensión en ambas
placas hasta llegar a un nivel de energía acumulada que sobrepasa el
necesario para producir el movimiento. La
energía potencial
acumulada es liberada como presión o movimiento en la falla. Debido a
la titánica cantidad de energía almacenada, estos movimientos ocasionan
terremotos, de mayor o menor intensidad.
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
WIKIPEDIA
VER
:
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