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Capítulo II

TECTÓNICA DE PLACAS:

UNA TEORÍA DE UNIFICACIÓN

22.1.- INTRODUCCIÓN

A las 8:46 de la mañana del 26 de enero de 2001, un terremoto de magnitud 7,7 asoló la región india de Gujarat, así como el vecino Pakistán. Arrasando los pueblos y derribando los edificios más altos en las ciudades, este terremoto causó unos daños estimados de más de 1.000 millones de euros. Se calcula que más de 20.000 personas murieron, 167.000 resultaron heridas y 600.000 quedaron sin hogar. Fue el terremoto más potente sufrido por la India desde 1950, cuando un terremoto de magnitud 8,5 mató a más de 1.500 personas.

El 15 de junio de 1991, el monte Pinatubo, en las Filipinas, entró violentamente en erupción, arrojando ingentes cantidades de ceniza y de gas hacia la atmósfera. Afortunadamente, ya se había notificado la posibilidad de una inminente erupción y 200.000 personas fueron evacuadas de las áreas que rodean al volcán. A pesar de ello, la erupción causó 722 víctimas mortales.

¿Qué tienen en común estos dos sucesos trágicos y otras erupciones volcánicas y terremotos igualmente destructivos? La respuesta es que ambos forman parte de las interacciones dinámicas que afectan a las placas que forman la Tierra. Cuando dos placas chocan, una de ellas se comprime o se desliza por debajo de la otra, provocando grandes terremotos, como el que asoló la India en 2001 o el de Irán en 2003. A medida que la placa descendente se desliza hacia abajo y es absorbida en el interior de la Tierra, se generan magmas. Al ser menos denso que el material circundante, el magma asciende hacia la superficie, donde puede salir a través de un volcán, como por ejemplo el del monte Pinatubo en 1991 u otros que han entrado en erupción posteriormente. Por tanto, no resulta sorprendente que la distribución de los volcanes y de los terremotos se ajuste de forma bastante precisa a los bordes entre placas.

Como hemos indicado en el Capítulo I, la teoría de la tectónica de placas ha tenido consecuencias significativas y de gran alcance en todos los campos de la Geología, porque proporciona los fundamentos para relacionar muchos fenómenos aparentemente no conectados entre sí. Las interacciones entre las distintas placas en movimiento determinan la localización de los continentes, de las fosas marinas y de los sistemas montañosos, que a su vez afectan a los patrones de circulación atmosférica y oceánica que determinan, en último término, el clima global (véase la Tabla 1.3). Los movimientos de las placas también han influido de manera profunda sobre la distribución geográfica, la evolución y la extinción de plantas y animales. Además, la formación y distribución de muchos recursos geológicos, como las vetas metálicas, están relacionadas con los procesos de la tectónica de placas, por lo que los geólogos incorporan la teoría de la tectónica de placas a la hora de acometer tareas de prospección.

La mayoría de las personas desconoce lo que es la teoría de la tectónica de placas, o sólo tiene una vaga idea acerca de la misma. A pesar de ello, la tectónica de placas nos afecta a todos, bien debido a la destrucción provocada por los volcanes o terremotos o bien debido a consideraciones políticas o económicas. Por tanto, es importante comprender esta teoría unificadora, no sólo porque nos afecta como individuos y como ciudadanos de las naciones, sino también porque sirve para conectar entre sí muchos aspectos de la Geología a los que tendremos que enfrentarnos.

2.2.- LAS PRIMERAS IDEAS ACERCA DE LA DERIVA CONTINENTAL

La idea de que la geografía de la Tierra ha ido evolucionando no es nueva. Los primeros mapas

3que mostraban la costa este de Sudamérica y la costa oeste de África proporcionaron, probablemente, a los estudiosos las primeras evidencias de que los continentes podían haber estado unidos en algún momento del pasado, después de lo cual se separaron y se desplazaron hasta su posición actual.

A finales del siglo XIX, el geólogo austríaco Edward Suess observó las similitudes entre los fósiles de plantas del paleozoico final en India, Australia, Sudáfrica y Sudamérica, además de descubrir evidencias de glaciación en las secuencias rocosas de estos continentes meridionales. Los fósiles de plantas forman un tipo de flora original que aparece en las capas de carbón situadas justo encima de los depósitos glaciares de estos continentes meridionales. Este tipo de flora es muy distinto de la flora contemporánea de las turberas de los continentes septentrionales y se conoce, colectivamente, con el nombre de Glossopteris, debido al nombre de su género más conocido (• Figura 2.1).

• Figura 2.1.- Hojas de Glossopteris de la formación de Dunedoo, en Australia, correspondiente al Pérmico superior. Los fósiles de la flora Glossopteris pueden encontrarse en los cinco continentes de Gondwana, proporcionando evidencias de que estos continentes estuvieron anteriormente conectados.

En su libro The Face of Earth, publicado en 1885, Suess propuso el nombre GONDWANA para un supercontinente compuesto de los continentes meridionales antes mencionados. Podemos encontrar fósiles abundantes de Glossopteris en los estratos de carbón en Gondwana, una provincia de la India. Suess pensaba que estos continentes meridionales estaban conectados mediante puentes de tierra a través de los cuales migraron las plantas y animales. Por tanto, según su visión, la similitud de los fósiles en estos continentes era debida a la aparición y desaparición de estos puentes de tierra de conexión.

El geólogo americano Frank Taylor publicó un artículo en 1910 en el que presentaba su propia teoría de la deriva continental. En él, explicaba la formación de las cordilleras montañosas como resultado del movimiento lateral de los continentes. También concebía los continentes actuales como parte de grandes continentes polares que terminaron dividiéndose y desplazándose hacia el Ecuador después de que la rotación de la Tierra fuera supuestamente ralentizada por gigantescas fuerzas de marea. Según Taylor, estas fuerzas de marea se generaron cuando la Tierra capturó a la Luna hace unos 100 millones de años. Aunque ahora sabemos que el mecanismo expuesto por Taylor es incorrecto, una de

4sus contribuciones más significativas fue la sugerencia de que la dorsal Atlántica, descubierta por las expediciones británicas del HMS Challenger en 1872-1876, puede marcar la zona a lo largo de la cual un antiguo continente se dividió para formar el océano Atlántico que hoy en día conocemos.

2.2.1.- ALFRED WEGENER Y LA HIPÓTESIS DE LA DERIVA CONTINENTAL

Alfred Wegener, un meteorólogo alemán (• Figura 2.2), es generalmente reconocido como descubridor de la hipótesis de la DERIVA CONTINENTAL. En su obra monumental The Origin of Continents and Oceans (publicada por primera vez en 1915, y traducida al español con el título El origen de los continentes y los océanos), Wegener propuso que todas las masas terrestres estaban originalmente unidas en un único supercontinente que denominó PANGEA, palabra que en griego significa «toda la tierra». Wegener representó ese importante concepto del movimiento de los continentes mediante una serie de mapas que mostraban la ruptura de Pangea y el movimiento de los distintos continentes hasta su ubicación actual. Wegener recopiló una enorme cantidad de evidencias geológicas, paleontológicas y climatológicas para demostrar la deriva continental, pero la reacción inicial de la comunidad científica ante sus ideas, que en aquel momento parecían heréticas, fue de división de opiniones.

•Figura 2.2.- Alfred Wegener, un meteorólogo alemán, propuso la hipótesis de la deriva continental en 1912, basándose en una enorme cantidad de evidencias de carácter geológico, paleontológico y climatológico. En la fotografía podemos verle esperando el invierno ártico dentro de un refugio en

Groenlandia.

De todos modos, el eminente geólogo sudafricano Alexander du Toit desarrolló aún más las argumentaciones de Wegener y recopiló más evidencias geológicas y paleontológicas para demostrar la deriva continental. En 1937, du Toit publicó Our Wandering Continent, obra en la que comparaba los depósitos glaciares de Gondwana con los depósitos de carbón de la misma antigüedad que pueden encontrarse en los continentes del hemisferio norte. Para resolver esta aparente

5paradoja climatológica, du Toit movió los continentes de Gondwana al Polo Sur y agrupó los continentes septentrionales de modo que los depósitos de carbón estaban ubicados en el Ecuador. Denominó a esta masa de tierra septentrional LAURASIA; estaba compuesta de las actuales Norteamérica, Groenlandia, Europa y Asia (excepto la India).

2.3.- ¿QUÉ EVIDENCIAS HAY DE LA DERIVA CONTINENTAL?

¿Qué evidencias utilizaron Wegener, Alexander du Toit y otros, para demostrar la hipótesis de la deriva continental? Entre esas evidencias podemos incluir el perfecto encaje de las líneas de costa de los continentes, la aparición de las mismas secuencias de rocas y de cordilleras montañosas de la misma edad en continentes que ahora están ampliamente separados, la correspondencia entre depósitos glaciares y zonas paleoclimáticas y las similitudes de muchos grupos de plantas y animales extintos cuyos restos fósiles pueden encontrarse hoy en día en continentes ampliamente separados.

2.3.1.-ENCAJE CONTINENTAL

Wegener, como otros antes que él, estaba impresionado por el enorme parecido de las líneas de costa de los continentes en lados opuestos del océano Atlántico, particularmente las líneas de costa de Sudamérica y África. Citó estas similitudes como evidencias parciales de que los continentes habían estado unidos en algún momento en un único supercontinente que después se dividió. Sin embargo, como sus críticos apuntaron, la configuración de las líneas de costa es el resultado de procesos de erosión y de deposición y está sometida, por tanto, a continuas modificaciones. Por tanto, incluso si los continentes se hubieran separado durante la era Mesozoica, como Wegener propuso, no resultaría probable que las líneas de costa encajaran de forma exacta.

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• Figura 2.3.- El mejor encaje entre los continentes tiene lugara lo largo del talud continental, en el que la erosión sería mínima

Un enfoque más realista consiste en encajar los continentes según el talud continental para el que la erosión sería mínima. En 1965, Sir Edward Bullard, un geofísico inglés, y dos de sus asociados mostraron que el mejor encaje entre los continentes tiene lugar a una profundidad de unos 2.000 metros (• Figura 2.3). Desde entonces otras reconstrucciones basadas en los datos más recientes sobre los fondos oceánicos han confirmado el perfecto encaje entre los continentes cuando se los une para formar Pangea.

2.3.2.- SIMILITUDES EN LAS SECUENCIAS DE ROCAS Y DE LAS CORDILLERAS

Si los continentes estuvieron unidos alguna vez, entonces las rocas y las cordilleras de la misma edad en las ubicaciones correspondientes de los continentes opuestos deberían corresponderse de manera bastante precisa. En efecto, eso es lo que sucede con los continentes de Gondwana (• Figura 2.4). Las secuencias de rocas marinas, no marinas y glaciares de edades comprendidas entre el Carbonífero y el Jurásico son casi idénticas para los cinco continentes de Gondwana, proporcionando una evidencia convincente de que estuvieron unidos en algún momento del pasado.

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• Figura 2.4.- Las secuencias de rocas marinas, no marinas y glaciares de las edades Carbonífero y Jurásico son prácticamente iguales para todos los continentes de Gondwana. Esa gran similitud sugiere que esos continentes estuvieron unidos en el pasado. El rango indicado mediante G es el correspondiente a la flora Glossopteris.

Las direcciones de varias de las principales cordilleras también apoyan la hipótesis de la deriva continental. Estas cordilleras parecen terminar en la línea de costa de uno de los continentes para continuar, aparentemente, en otro continente situado al otro lado del océano. La plegada cordillera de los Apalaches, en Norteamérica, por ejemplo, se dirige hacia el nordeste a través de la zona oriental de los Estados Unidos y Canadá y termina abruptamente en la costa de Newfoundland. En el este de Groenlandia, en Irlanda, en Gran Bretaña y en Noruega hay cordilleras de la misma edad y con el mismo estilo de deformaciones. Aun cuando estas cordilleras están actualmente separadas por el océano Atlántico, forman, en esencia, una cordillera continua cuando se colocan los continentes uno al lado del otro (• Figura 2.5).

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• Figura 2.5.- Cuando se juntan los continentes, sus cordilleras forman una única cordillera de la misma edad y con el mismo estilo de deformación. Esta evidencia indica que los continentes estuvieron unidos en el pasado, separándose después.

2.3.3.- EVIDENCIAS GLACIARES

Durante la era Paleozoica tardía, enormes glaciares cubrían grandes áreas continentales del hemisferio sur. Entre las evidencias de esta glaciación podemos incluir las capas de till glaciar (sedimentos depositados por los glaciares) y las estriaciones (marcas de arrastre) en el lecho rocoso situado por debajo del till. Sin embargo, los fósiles y la roca sedimentaria de la misma edad procedentes del hemisferio norte no incluyen indicios de glaciación. Las plantas fósiles que se encuentran en los estratos de carbón indican que el hemisferio norte tenía un clima tropical durante el tiempo en que el hemisferio sur estaba sometido a la glaciación.

Todos los continentes de Gondwana, excepto la Antártida, están ubicados actualmente cerca del Ecuador, disfrutando de un clima subtropical o tropical. El estudio de las estrías glaciares en los lechos rocosos de Australia, India y Sudamérica indica que los glaciares se movían desde las áreas actualmente ocupadas por los océanos hacia la tierra. Esto resulta altamente improbable, porque los grandes glaciares continentales, como los que existían en los continentes de Gondwana (durante finales de la era Paleozoica) fluyen hacia afuera, viajando desde su área central de acumulación hacia el mar.

Si los continentes no se hubieran movido en el pasado, sería necesario explicar cómo se movían los glaciares desde los océanos hacia la tierra y cómo pudieron haberse formado glaciares continentales tan inmensos cerca del Ecuador. Pero si juntamos los continentes en una única masa de tierra, estando Sudáfrica situada en el Polo Sur, la dirección de movimiento de los glaciares continentales de finales del Paleozoico sí que tiene sentido (• Figura 2.6). Además, esta disposición geográfica coloca los continentes septentrionales cerca del trópico, lo que resulta coherente con las evidencias fósiles y climatológicas correspondientes a Laurasia.

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• Figura 2.6.- (a) Si los continentes de Gondwana se juntan de modo que Sudáfrica quede situada en el Polo Sur, los movimientos glaciares indicados por las estrías (flechas rojas), tienen sentido. En esta situación, el

glaciar (área blanca), localizado en un clima polar, se movía radialmente hacia afuera desde un área central de gran espesor hacia la periferia, (b) Las estrías glaciares de la era Pérmica en los lechos rocosos expuestos en Hallet's Cove, Australia, indican la dirección del movimiento de los glaciares hace más de 200 millones de

años.

2.3.4.-EVIDENCIAS FÓSILES

Algunas de las evidencias más convincentes de la deriva continental son las relacionadas con el registro fósil (• Figura 2.7). Podemos encontrar fósiles de flora como Glossopteris en los depósitos de carbón equivalentes de la edad Carbonífera y Pérmica de los cinco continentes de Gondwana. La flora de Glossopteris está caracterizada por el helecho fósil Glossopteris, así como por muchas otras plantas distintivas y fácilmente identificables. El polen y las esporas de las plantas pueden dispersarse a grandes distancias por la acción del viento, pero las plantas de tipo Glossopteris producían semillas que eran demasiado grandes como para que el viento las transportara. Incluso si las semillas hubieran flotado a través del océano, probablemente no hubieran continuado siendo viables durante mucho tiempo en el agua salada.

El clima actual de Sudamérica, África, India, Australia y la Antártida va desde el clima tropical al polar, y es demasiado diverso como para soportar los tipos de plantas que componen la flora de Glossopteris. Wegener concluyó, por tanto, que estos continentes debían haber estado unidos en el pasado, de modo que todos estos lugares ampliamente separados se encontraran dentro del mismo cinturón climático latitudinal (Figura 2.7).

Los restos fósiles de animales también proporcionan una gran evidencia de la deriva continental. Uno de los mejores ejemplos es Mesosaurus, un reptil de agua dulce cuyos

10fósiles se encuentran en las rocas de edad Pérmica de ciertas regiones de Brasil y Sudáfrica, y en ningún otro lugar del mundo (Figuras 2.7 y • 2.8). Puesto que la fisiología de los animales marinos y de agua dulce es completamente distinta, resulta difícil imaginar cómo podría un reptil de agua dulce haber nadado a través del océano Atlántico hasta encontrar un entorno de agua dulce casi idéntico a su hábitat anterior.

• Figura 2.7.- Algunos de los animales y plantas cuyos fósiles pueden encontrarse hoy en día en los continentes, ampliamente separados de Sudamérica, África, India, Australia y Antártida. Estos continentes estaban unidos durante el Paleozoico superior, formando Gondwana, la masa de tierra meridional de Pangea. Podemos encontrar Glossopteris y otras plantas similares en los depósitos de edad Carbonífera y Pérmica de los cinco continentes. Mesosaurus es un reptil de agua dulce cuyos fósiles se encuentran en las rocas de edad Pérmica de Brasil y Sudáfrica. Cynognathus y Lystrosaurus son reptiles terrestres que vivieron durante el período Triásico inferior. Los fósiles de Cynognathus se encuentran en Sudamérica y África, mientras que los del Lystrosaurus se han recuperado en África, India y la Antártida.

Además, si Mesosaurus hubiera podido nadar a través del océano, sus restos fósiles deberían estar ampliamente distribuidos. Resulta más lógico asumir que Mesosaurus vivía en lagos dentro de lo que ahora son áreas adyacentes de Sudamérica y de África, pero que entonces formaban parte de un único continente.

Lystrosaurus y Cynognathus son reptiles terrestres que vivieron durante el período Triásico; sus fósiles sólo pueden encontrarse hoy en día en los actuales fragmentos continentales de Gondwana (Figura 2.7). Puesto que son animales terrestres, no podrían haber nadado a través de los océanos que separan en la actualidad los continentes de Gondwana. Por tanto, esos continentes deben haber estado conectados en el pasado.

A pesar de todas las evidencias empíricas presentadas por Wegener y, posteriormente, por Alexander du Toit y otros, la mayoría de los geólogos simplemente se negaron a aceptar la idea de que los continentes podían haberse movido en el pasado. Eso no significa necesariamente que esos geólogos estuvieran oponiéndose obstinadamente a

11aceptar nuevas ideas, más bien, lo que pasaba es que las evidencias de la deriva continental les parecían inadecuadas y poco convincentes. En parte, eso se debía a que nadie era capaz de proponer un mecanismo adecuado que explicara cómo podrían moverse los continentes por la superficie de la Tierra. Debido a ello, el interés en la deriva continental no revivió hasta que surgieron nuevas evidencias a partir de los estudios del campo magnético terrestre y las investigaciones oceanógraficas, que mostraron que las cuencas oceánicas eran rasgos geológicos jóvenes.

• Figura 2.8.- Mesosaurus, un reptil de agua dulce del Pérmico cuyos restos fósiles pueden encontrarse en Brasil y Sudáfrica, lo que indica que estos dos continentes estaban unidos al final de la era Paleozoica

2.4.- PALEOMAGNETISMO Y DERIVA DE LOS POLOS Durante la década de 1950, el interés en la deriva continental renació como resultado de las nuevas pruebas procedentes de los estudios paleomagnéticos. El PALEOMAGNETISMO es el magnetismo remanente en las rocas antiguas, que indica la dirección y la intensidad de los polos magnéticos de la Tierra en el momento de formación de la roca. Podemos considerar la Tierra como un gigantesco dipolo magnético en el que los polos magnéticos coinciden, esencialmente, con los polos geográficos (• Figura 2.9). Este tipo de configuración significa que la intensidad del campo magnético no es constante, sino que varía, siendo más débil en el ecuador y más fuerte en los polos. Se considera que el CAMPO MAGNÉTICO TERRESTRE se genera como resultado de la diferencia en velocidad de rotación entre el núcleo exterior y el manto.

Cuando el magma se enfría, los minerales que contienen materiales ferromagnéticos se alinean con el campo magnético terrestre, registrando así tanto su dirección como su intensidad. La temperatura a la que los minerales de hierro se magnetizan se denomina PUNTO DE CURIE. Siempre y cuando la roca no vuelva a calentarse después

12por encima del punto de Curie, conservará ese magnetismo remanente. De este modo, un antiguo flujo de lava nos proporcionará un registro de la orientación e intensidad del campo magnético terrestre en el momento en que la colada de lava se enfrió.

A medida que las investigaciones en paleomagnetismo fueron progresando durante la década de 1950, comenzaron a aparecer algunos resultados inesperados. Cuando los geólogos midieron el paleomagnetismo de rocas geológicamente recientes, vieron que concordaba en general con el campo magnético actual de la Tierra.

• Figura 2.9.- (a) El campo magnético terrestre puede representarse mediante líneas de fuerza, al igual que el de un imán corriente, (b) La intensidad del campo magnético varía uniformemente desde el ecuador magnético a los polos magnéticos. Este cambio de intensidad hace que una aguja se oriente de forma paralela a la superficie de la Tierra únicamente en el ecuador magnético, incrementándose su inclinación con respecto a la superficie hasta alcanzar 90 grados en los polos magnéticos

Sin embargo, el paleomagnetismo de las rocas más antiguas mostraba diferentes orientaciones. Por ejemplo, los estudios paleomagnéticos de las coladas de lava del Silúrico en Norteamérica indicaban que el POLO NORTE MAGNÉTICO estaba ubicado en el océano Pacífico occidental en aquel tiempo, mientras que las evidencias paleomagnéticas correspondientes a las coladas de lava del Pérmico indicaban otra ubicación distinta, situada en Asia. Al dibujar en un mapa todos los resultados, las lecturas paleomagnéticas correspondientes a numerosas coladas de lava de todas las edades en Norteamérica permitían trazar el movimiento aparente del polo magnético a lo largo del tiempo (• Figura 2.10). Esta evidencia paleo-magnética recopilada en un único continente podía interpretarse de dos formas distintas: se podía pensar que el continente había permanecido fijo y que el polo norte magnético se había desplazado; podía interpretarse que el polo norte magnético se había mantenido fijo y que era el continente el que se había movido; o podía interpretarse que tanto el continente como

13el polo norte magnético se habían desplazado.

Los análisis realizados mostraban que los minerales magnéticos de las coladas de lava europeas del Silúrico y del Pérmico apuntaban a una ubicación del polo magnético distinta de la correspondiente a Norteamérica para la misma edad geológica (Figura 2.10). Además, el análisis de las coladas de lava de todos los continentes indicaba que cada continente tenía su propia serie de polos magnéticos. ¿Significaba esto que había diferentes polos norte magnéticos para cada continente? Esa explicación sería bastante poco probable y muy difícil de reconciliar con la teoría que explica la existencia del campo magnético terrestre.

• Figura 2.10.- Las rutas aparentes de deriva de los polos en Norteamérica y Europa. Se muestra la ubicación aparente del polo norte magnético para diferentes períodos en la ruta de deriva de los polos en cada continente.

La mejor explicación para tales datos es que los polos magnéticos han permanecido cerca de sus actuales ubicaciones en los polos norte y sur geográficos, y que son los continentes los que se han desplazado. Cuando encajamos entre sí los bordes continentales de modo que los datos paleomagnéticos apunten a un único polo magnético, nos encontramos, al igual que le sucedió a Wegener, con que las secuencias rocosas y los depósitos glaciares se corresponden y con que las evidencias fósiles son coherentes con la reconstrucción paleogeográfica.

142.5.- ¿CÓMO SE RELACIONAN LAS INVERSIONES MAGNÉTICAS CON LA EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO?

Los geólogos hacen referencia al actual campo magnético terrestre diciendo que se trata de un campo magnético normal, es decir, un campo magnético que tiene los polos magnéticos norte y sur ubicados aproximadamente en la posición de los polos geográficos norte y sur. En diversas épocas del pasado geológico, el campo magnético terrestre se ha invertido completamente. La existencia de dichas inversiones magnéticas fue descubierta datando y determinando la orientación del magnetismo remanente en las coladas de lava situadas en tierra (• Figura 2.11).

¿CÓMO SE RELACIONAN LAS INVERSIONES MAGNÉTICAS CON LA EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO?

• Figura 2.11.- En el diagrama se muestran mediante flechas rojas las inversiones magnéticas registradas en una sucesión de coladas de lava, mientras que los sucesos registrados de polaridad normal se muestran mediante flechas negras.

Una vez que su existencia fue firmemente establecida para las coladas de lava continentales, las INVERSIONES MAGNÉTICAS fueron descubiertas también en las rocas ígneas de la corteza oceánica, como parte de las intensas labores cartográficas realizadas en las cuencas oceánicas durante la década de 1960 (• Figura 2.12). Aunque la causa de las inversiones magnéticas es todavía incierta, su aparición en los registros geológicos está bien documentada.

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• Figura 2.12.- La secuencia de anomalías magnéticas preservada en la corteza oceánica a ambos lados de una dorsal oceánica es idéntica a la secuencia de inversiones magnéticas ya conocida a partir de las coladas de lava continentales. Las anomalías magnéticas se forman cuando el magma basáltico realiza una intrusión en las dorsales oceánicas. Cuando el magma se enfría por debajo del punto de Curie, registra la polaridad magnética terrestre que existiera en ese instante. La expansión del fondo oceánico divide la corteza previamente formada por la mitad por lo que ésta se mueve lateralmente, alejándose de la cordillera oceánica. Las intrusiones repetidas hacen que quede registrada una serie asimétrica de anomalías magnéticas que refleja los períodos de polaridad normal e invertida. Las anomalías magnéticas pueden registrarse mediante un magnetómetro, que mide la intensidad del campo magnético.

Además del descubrimiento de las inversiones magnéticas, la labor cartográfica de las cuencas oceánicas reveló también un sistema de dorsales de 65.000 kilómetros de longitud, que constituye la cordillera montañosa más extensa de todo el mundo. Quizá la parte mejor conocida de este sistema de dorsales sea la dorsal Centroatlántica, que divide la cuenca oceánica del Atlántico en dos partes aproximadamente iguales (• Figura 2.13).

Como parte de las investigaciones oceanógraficas realizadas durante la década de 1950, Harry Hess, de la Universidad de Princeton, propuso la teoría de la EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO en 1962 para explicar el movimiento continental. Hess sugirió que los continentes no se mueven por encima de la corteza oceánica, sino que los continentes y la corteza oceánica se mueven juntos. Sugirió que los fondos marinos se van separando en las dorsales oceánicas, a medida que se forma nueva corteza debido al magma que asciende. A medida que el magma se enfría, la corteza oceánica recién formada se desplaza lateralmente, alejándose de la cordillera.

Como mecanismo motor de este sistema, Hess recuperó la idea de las CELDAS DE CONVECCIÓN TÉRMICA en el manto. Según esta idea, el magma caliente sube desde el manto, se introduce por las fracturas a lo largo de las dorsales oceánicas y forma así nueva corteza. La corteza fría se ve subducida hacia el manto en las fosas oceánicas, donde se calienta y se recicla, completando así la celda de convección térmica (véase Figura 1.9).

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• Figura 2.13.- Representación del aspecto que tendría la cuenca del océano Atlánticosi no hubiera agua. La característica más sobresaliente es la dorsal Centroatlántica.

¿Cómo podría confirmarse la hipótesis de Hess? Las exploraciones magnéticas de la corteza oceánica revelaron ANOMALÍAS MAGNÉTICAS (desviaciones con respecto a la intensidad media del campo magnético terrestre) en las rocas, anomalías que eran simétricas con respecto a las dorsales oceánicas y paralelas a las mismas (•Figura 2.12). Además, el patrón de anomalías magnéticas oceánicas se correspondía con el patrón de inversiones magnéticas que ya se conocía a partir de los estudios de las coladas de lava continentales (•Figura 2.11). Cuando el magma asciende y se enfría en la cresta de una dorsal, registra el campo magnético terrestre que existe en ese momento, indicándonos si era normal o invertido. A medida que se forma nueva corteza en la cresta, la corteza previamente formada se aleja lateralmente de la cordillera. Estas bandas magnéticas, que representan los instantes de polaridad normal e invertida, son paralelas a las dorsales oceánicas (donde el magma ascendente forma la nueva corteza oceánica) y simétricas con respecto a las mismas, confirmando de forma concluyente la teoría de Hess de expansión del fondo oceánico.

Una de las consecuencias de la teoría de la expansión del fondo oceánico es la confirmación de que las cuencas oceánicas son rasgos geológicamente recientes, cuyas aperturas y cierres son parcialmente responsables del movimiento continental (• Figura 2.14). La datación radiométrica revela que la corteza oceánica más antigua tiene menos de 180 millones de años, mientras que la corteza continental más antigua tiene 3.960 millones de años. Aunque los geólogos no aceptan universalmente la idea de las celdas de convección térmica como motor del movimiento de las placas, la mayoría de ellos aceptan que las placas se crean en las dorsales oceánicas y se

17destruyen en las fosas marinas, independientemente del mecanismo motor implicado.

• Figura 2.14.- La edad de las cuencas oceánicas de todo el mundo, establecida gracias a las anomalías magnéticas, demuestra que la corteza oceánica más reciente es la adyacente a las dorsales y que su edad se incrementa a medida que nos alejamos del eje de la dorsal.

2.5.1.- PERFORACIONES EN LAS PROFUNDIDADES MARINAS Y CONFIRMACIÓN DE LA EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO

Para muchos geólogos, los datos paleomagnéticos recopilados para avalar la deriva continental y la expansión del fondo marino eran suficientemente convincentes. Los resultados del Proyecto de Perforación de las Profundidades Marinas (véase el Capítulo IX) han confirmado las interpretaciones realizadas a partir de los estudios paleomagnéticos anteriores.

De acuerdo con la hipótesis de la expansión del fon-do marino, la corteza oceánica se está formando continuamente en las dorsales situadas en mitad de los océanos, se aleja de estas dorsales mediante el mecanismo de expansión del fondo oceánico y se consume en las zonas de subducción. Si esto es así, entonces la corteza oceánica debe ser más joven en las dorsales y volverse progresivamente más antigua a medida que nos alejamos de ellas. Además, la antigüedad de la corteza oceánica debe estar distribuida simétricamente en torno a las dorsales. Como ya hemos indicado, los datos paleomagnéticos confirman estas suposiciones. Además, los fósiles de los sedimentos situados sobre la corteza oceánica y la datación radiométrica de las rocas encontradas en las islas oceánicas avalan esta predicción acerca de la distribución de edades de la corteza.

Los sedimentos en mar abierto se acumulan, en pro-medio, a una velocidad inferior a

180,3 centímetros cada 1.000 años. Si las cuencas oceánicas fueran tan antiguas como los continentes, cabría esperar que los sedimentos de las profundidades marinas tuvieran un espesor de varios kilómetros. Sin embargo, los datos obtenidos a partir de numerosas perforaciones indican que los sedimentos de las profundidades marinas tienen un espesor, como máximo, de tan sólo unos cuantos centenares de metros, y son mucho más finos o están ausentes en las dorsales oceánicas. La práctica ausencia de sedimentos en las dorsales oceánicas no resulta sorprendente, dado que es en estas áreas donde se está generando continuamente nueva corteza, debido a la actividad volcánica y a la expansión del fondo oceánico. De acuerdo con esto, los sedimentos han dispuesto de muy poco tiempo para acumularse en las dorsales o en sus proximidades donde la corteza oceánica es todavía joven, incrementándose su espesor a medida que nos alejamos de las dorsales (• Figura 2.15).

• Figura 2.15.- El espesor total de los sedimentos del fondo marino se incrementa a medida que nos alejamos de las dorsales oceánicas. Esto se debe a que la corteza oceánica es más antigua a medida que nos alejamos

de las dorsales oceánicas, por lo que ha tenido más tiempo para que los sedimentos se acumulen

2.6.- ¿POR QUÉ LA TECTÓNICA DE PLACAS ES UNA TEORÍA DE UNIFICACIÓN?

La TEORÍA DE TECTÓNICA DE PLACAS está basada en un modelo sencillo de la Tierra. La litosfera rígida, compuesta de la corteza tanto oceánica como continental, así como la parte subyacente superior del manto, está compuesta de numerosos fragmentos de tamaño variable denominados placas (• Figura 2.16). Las placas varían en cuanto a espesor: aquellas que están compuestas de la parte superior del manto y de corteza continental pueden tener hasta 250 kilómetros de espesor, mientras que las compuestas de la parte superior del manto y de corteza oceánica tienen un espesor de hasta 100 kilómetros.

La litosfera está situada por encima de la astenosfera semiplástica, que está más caliente y es más débil. Se cree que el movimiento resultante de algún tipo de sistema de transferencia de calor dentro de la astenosfera es lo que hace que se desplacen las placas superpuestas a la misma. A medida que las placas se desplazan sobre la astenosfera, se van separando, principalmente en las dorsales oceánicas; en otras áreas, como en las fosas oceánicas, colisionan y subducen, introduciéndose de nuevo en el manto.

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• Figura 2.16.- Mapa del mundo donde se muestran las placas, sus bordes, su movimiento relativo y la velocidad de movimiento en centímetros por año, así como los puntos calientes

Una forma sencilla de visualizar el movimiento de las placas consiste en pensar en una cinta transportadora que trasladara el equipaje desde la bodega de una aeronave a un vehículo portaequipajes. La cinta transportadora representa las corrientes de convección dentro del manto y el equipaje representa las placas litosféricas terrestres. El equipaje es transportado por la cinta transportadora hasta que cae sobre el vehículo portaequipajes, de la misma forma que las placas son desplazadas por las celdas de convección hasta que subducen en el interior de la Tierra. Aunque esta analogía permite visualizar cómo tiene lugar el mecanismo del movimiento de las placas, debe tomarse, sin embargo, en un sentido limitado. La principal limitación es que, a diferencia del caso del equipaje, las placas están compuestas de corteza oceánica y continental, que tienen diferentes densidades, y sólo la corteza oceánica subduce en el interior de la Tierra. De todos modos, esta analogía nos proporciona una manera sencilla de visualizar el movimiento de las placas.

La mayoría de los geólogos aceptan la teoría de la tectónica de placas, en parte debido a que la evidencia en que se apoya es abrumadora y también a que enlaza muchas características y sucesos geológicos aparentemente no relacionados y muestra el modo en que se interrelacionan. En consecuencia, los geólogos contemplan ahora muchos procesos geológicos, como la formación de montañas, los seísmos y el volcanismo, desde la perspectiva de la tectónica de placas. Además, puesto que todos los planetas interiores han tenido un origen y una historia temprana similares, los geólogos están interesados en determinar si la tectónica de placas es exclusiva de la Tierra o si funciona de la misma manera en otros planetas.

2.6.1.- EL CICLO DEL SUPERCONTINENTE

Como resultado del movimiento de las placas, todos los continentes se juntaron para

20formar el supercontinente Pangea al final de la era Paleozoica. Pangea comenzó a fragmentarse durante el período Triásico y continúa haciéndolo, lo que explica la actual distribución de los continentes y de las cuencas oceánicas. Se ha propuesto, en el plano teórico, que supercontinentes constituidos por la totalidad o de la mayor parte de las masas terrestres se forman, fragmentan y se vuelven a formar en un ciclo que abarca los 500 millones de años.

La hipótesis del CICLO DEL SUPERCONTINENTE es una elaboración de las ideas del geólogo canadiense]. Tuzo Wilson. A principios de la década de 1970, Wilson propuso un ciclo (ahora conocido con el nombre del ciclo de Wilson) que incluye la fragmentación continental, la apertura y cierre de la cuenca oceánica y la nueva formación del continente. De acuerdo con la hipótesis del ciclo del supercontinente, el calor se acumula debajo de un supercontinente debido a que las rocas continentales son conductores muy pobres del calor. Como resultado de la acumulación del calor, el supercontinente se abomba y se fractura. El magma basáltico que asciende desde debajo rellena las fracturas. A medida que esas fracturas llenas de basalto se ensanchan, comienzan a descender de nivel y forman un océano largo y estrecho, similar a nuestro actual Mar Rojo. El ensanchamiento continuado de la grieta termina por formar una cuenca oceánica en expansión, como la del Atlántico.

Uno de los argumentos más convincentes para los que defienden la hipótesis del ciclo del supercontinente es la «sorprendente regularidad» de la formación de montañas provocada por la compresión durante las colisiones continentales. Estos episodios de construcción de montañas tienen lugar cada 400 o 500 millones de años y están seguidos de un episodio de agrietamiento unos 100 millones de años después. En otras palabras, un supercontinente se fragmenta y sus placas individuales se dispersan debido a un episodio de agrietamiento, formándose un océano interior, y luego los fragmentos dispersos se vuelven a juntar para formar otro supercontinente.

El ciclo del supercontinente es otro ejemplo más de hasta qué punto están interrelacionados los diversos sistemas y subsistemas de la Tierra y cómo operan a lo largo de vastos períodos de tiempo geológico.

2.7.- LOS TRES TIPOS DE BORDES DE LAS PLACAS

Puesto que parece que la tectónica de placas ha estado operando desde al menos el eón Proterozoico, es importante que entendamos cómo se mueven las placas y cómo interactúan entre sí, así como la forma de reconocer sus antiguos bordes. Después de todo, el movimiento de las placas ha afectado de manera profunda a la historia geológica y biológica de nuestro planeta.

Los geólogos reconocen tres tipos principales de bordes de placas: divergentes, convergentes y transformantes (Tabla 2.1). A lo largo de estos bordes, se forman las nuevas placas, se consumen las placas ya existentes o las placas se deslizan lateralmente las unas respecto de las otras. La interacción de las placas a lo largo de los bordes es responsable de la mayor parte de las erupciones volcánicas y terremotos de la Tierra, así como de la formación y evolución de sus sistemas montañosos.

21• Tabla 2.1.

2.7.1.-BORDES DIVERGENTES

Los BORDES DIVERGENTES DE LAS PLACAS o DORSALES EN EXPANSIÓN se producen allí donde las placas se están separando, con formación de nueva litosfera oceánica. Los bordes divergentes son esos lugares en los que la corteza se expande, se vuelve más fina y se fractura a medida que el magma, generado por la fusión parcial del manto, asciende a la superficie. El magma es casi por completo basáltico y se introduce en las fracturas verticales para formar diques y coladas de lava almohadillada (véase la Figura 5.7). A medida que las sucesivas inyecciones de magma se enfrían y se solidifican, forman nueva corteza oceánica y registran la intensidad y orientación del campo magnético terrestre (Figura 2.12). Los bordes divergentes suelen aparecer principalmente a lo largo de las crestas de las dorsales oceánicas, como por ejemplo la Dorsal Centroatlántica. Las dorsales oceánicas se caracterizan, por tanto, por una topografía rugosa con elevado relieve, que resulta del desplazamiento de las rocas a lo largo de grandes fracturas, de los terremotos con epicentro superficial, del alto flujo calorífico y de las coladas basálticas o coladas de lava almohadillada.

Los bordes de placa divergentes también están presentes bajo los continentes durante las etapas iniciales de la ruptura continental (• Figura 2.17). Cuando el magma asciende bajo un continente, la corteza inicialmente se eleva, se hace más fina y se estira, produciendo fracturas y VALLES DE RIFT (Figura 2.17a). Durante esta etapa, el magma normalmente se introduce en las fallas y fracturas, formando sills, diques y coladas de lava; estas últimas cubren a menudo el suelo del valle de rift (Figura 2.1 7b). El Valle del Rift de África oriental es un ejemplo excelente de esta etapa de ruptura continental (• Figura 2.18). A medida que la separación continúa, algunos valles de rift continúan alargándose y haciéndose más profundos, hasta que la corteza continental termina por romperse y se forma un estrecho brazo de mar separando los dos bloques continentales (Figura 2.17c). El Mar Rojo, que separa la península Arábiga de África, es un buen ejemplo de esta etapa de abombamiento y formación de grietas

22(RIFTING) (Figura 2.18).

• Figura activa 2.17.- Historia de un borde de placa divergente, (a) El magma en ascensión por debajo de un continente empuja a la corteza hacia arriba, produciendo numerosas grietas y fracturas, (b) A medida que la corteza se estrecha y se vuelve más fina, se desarrollan una serie de valles de rift y la lava fluye por el suelo del valle, (c) La continua expansión separa aún más el continente hasta que se desarrolla un estrecha vía marítima, (d) A medida que continúa la separación, se forma un sistema de dorsal oceánica y se desarrolla y crece una cuenca oceánica

A medida que el brazo de mar recientemente formado continúa agrandándose, puede llegar a convertirse en una cuenca oceánica en expansión, como la actual cuenca del océano Atlántico, que separa en miles de kilómetros Norteamérica y Sudamérica de Europa y África (Figura 2.17d). La Dorsal Centroatlántica es el borde entre estas placas divergentes; las placas americanas se están moviendo hacia el oeste, mientras que las placas eurasiática y africana se mueven hacia el este.

2.7.1.1.- UN EJEMPLO DE ANTIGUO RIFTÍNG: ¿Qué características del registro geológico pueden utilizar los geólogos para reconocer la antigua formación de rifting? Asociadas con las regiones con rifting continental podemos encontrar fallas, diques, sills, coladas de lava y secuencias sedimentarias de gran espesor dentro de los valles de rift. Las cuencas falladas de edad triásica de la zona este de los Estados Unidos son un buen ejemplo de antiguos agrietamientos continentales (véase la Figura 22.7). Estas cuencas de falla marcan la zona de riftíng que se produjo cuando Norteamérica se separó de África. Las cuencas contienen miles de metros de sedimentos continentales y están surcadas por diques y sills (véase el Capítulo 22).

23

• Figura 2.18.- El Valle del Rift de África oriental se está formando por (a separación del este de África del resto del continente a lo largo de un borde de placas divergentes. El Mar Rojo representa una etapa más avanzada del rifting, en la que dos bloques continentales están separados por un estrecho brazo de mar.

2.7.2.- BORDES CONVERGENTES

Mientras que la nueva corteza se forma en los bordes entre placas divergentes, la corteza antigua debe destruirse y reciclarse para que la superficie total de la Tierra continúe siendo la misma. En caso contrario, la Tierra entera estaría expandiéndose. Esta destrucción de placas tiene lugar en los BORDES DE PLACA CONVERGENTES, en la que dos placas colisionan y la parte frontal de una de ellas subduce por debajo del margen de la otra placa, llegando eventualmente a incorporarse a la astenosfera.

Los bordes convergentes se caracterizan por la deformación, el volcanismo, la formación de montañas, el metamorfismo, la actividad sísmica y depósitos minerales importantes. Podemos distinguir tres tipos de bordes en las placas convergentes: oceánica-oceánica, oceánica-continental y continental-continental.

2.7.2.1.-BORDE CONVERGENTE OCEÁNICO-OCEÁNICO: Cuando dos placas oceánicas convergen, una subduce debajo de la otra a lo largo de un BORDE ENTRE PLACA

24OCEÁNICA Y PLACA OCEÁNICA (• Figura 2.19). La placa que subduce se curva hacia abajo para formar la pared exterior de una fosa submarina. A lo largo de la pared interna de la fosa oceánica se forma un complejo de subducción, compuesto de secciones con forma de cuña de sedimentos marinos plegados y fallados y restos de litosfera oceánica procedente de la placa descendente. A medida que la placa subducida desciende hacia el manto, se calienta y se funde parcialmente, generando magma de composición generalmente andesítícas. Este magma es menos denso que las rocas del manto que lo rodean y asciende hacia la superficie de la placa no subducida para formar una cadena curvada de islas volcánicas denominada ARCO DE ISLAS VOLCÁNICAS (cualquier plano que intersecte a una esfera forma un arco). Este arco es casi paralelo a la fosa oceánica y está separado de ella por una distancia de hasta varios cientos de kilómetros; esa distancia depende del ángulo con el que se hunde la placa en subducción (Figura 2.19).

• Figura activa 2.19.- Borde entre placas oceánica-oceánica. Una fosa submarina se forma cuando una placa oceánica subduce debajo de otra. En la placa no subducida, se forma un arco de islas volcánicas debido al

magma en ascensión generado a partir de ía placa en subducción.

En aquellas áreas en las que la velocidad de subducción es superior al movimiento hacia adelante de la placa que no es subducida, la litosfera del lado del arco de islas volcánicas situado hacia tierra puede estar sujeto a fuerzas de tensión y verse estirado, reduciéndose su espesor y dando como resultado la formación de una CUENCA TRASARCO. Esta cuenca trasarco puede crecer por extensión si el magma irrumpe a través de la fina corteza y forma nueva corteza oceánica (Figura 2.19). Un buen ejemplo de cuenca trasarco asociada con un borde entre placas de tipo oceánico-oceánico es el Mar de Japón, situado entre el continente asiático y las islas japonesas.

La mayoría de los actuales arcos de islas volcánicas activas se encuentran en la cuenca del océano Pacífico e incluyen las islas Aleutianas, el arco de Kermadec-Tonga y las islas japonesas y Filipinas. Los arcos de islas de Scotia y de las Antillas (Caribe) se encuentran en la cuenca del océano Atlántico.

2.7.2.2.- BORDES CONVERGENTES OCEÁNICO-CONTINENTAL. Cuando convergen una

25placa oceánica y otra continental, la placa oceánica, más densa, subduce por debajo de la placa continental, a lo largo de un BORDE ENTRE PLACAS OCEÁNICA Y PLACA CONTINENTAL (• Figura 2.20). Al igual que en el caso de los bordes entre placas oceánica-oceánica, la placa oceánica descendente forma la pared externa de una fosa submarina.

• Figura activa 2.20.- Borde convergente oceánico-continental. Cuando una placa oceánica subduce por debajo de una placa continental, se forma una cordillera montañosa volcánica andesítíca en la placa

continental, como resultado de la ascensión del magma.

El magma generado por SUBDUCCIÓN asciende por debajo del continente y, o bien cristaliza en forma de grandes rocas plutónicas antes de alcanzar la superficie, o bien sale en forma de erupción en la superficie para producir una cadena de volcanes andesíticos (también denominada ARCO VOLCÁNICO). Un ejemplo excelente de borde entre placas oceánico-continental es la costa pacífica de Sudamérica, donde la placa oceánica de Nazca está siendo actualmente subducida por debajo de Sudamérica (Fi-gura 2.16). La frontera Perú-Chile marca el lugar de subducción y la cordillera de los Andes es la cadena montañosa volcánica resultante en la placa no subducida.

2.7.2.3.- BORDE CONVERGENTE CONTINENTAL-CONTINENTAL. Dos continentes que se aproximen el uno al otro estarán inicialmente separados por un suelo oceánico que estará siendo subducido por debajo de uno de los continentes. El borde de dicho continente mostrará las características típicas de la convergencia oceánico-continental. A medida que el suelo oceánico continúa siendo subducido, los dos continentes se aproximan hasta que terminan por colisionar. Puesto que la litosfera continental, que está compuesta de corteza continental y del manto superior, es menos densa que la litosfera oceánica (la corteza oceánica y el manto superior), no puede hundirse dentro de la astenosfera. Aunque un continente pueda deslizarse parcialmente por debajo del otro, no puede ser arrastrado ni empujado a una zona de subducción (• Figura 2.21).

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• Figura activa 2.21.- Borde convergente continental-continental. Cuando convergen dos placas continentales, ninguna de las dos subduce, debido a su gran espesor y a sus densidades, que son bajas e

iguales. A medida que colisionan las dos placas continentales, se forma una cadena montañosa en el interior de un nuevo continente, que ahora será de mayor tamaño.

Cuando dos continentes colisionan, se unen a lo largo de una zona que marca la antigua zona de subducción. En este BORDE CONVERGENTE CONTINENTAL-CONTINENTAL, se forma un anillo montañoso interior compuesto por sedimentos y rocas sedimentarias deformadas, intrusiones ígneas, rocas metamórficas y fragmentos de corteza oceánica. Además, toda la región está sujeta a numerosos terremotos. Los Himalayas, en el Asia central, el sistema montañoso más alto de la Tierra, es el resultado de la colisión entre la India y Asia, que comenzó hace entre 40 y 50 millones de años y que todavía continúa (véase el Capítulo 10).

Cómo reconocer antiguos bordes entre placas convergentes. ¿Cómo pueden reconocerse en el registro geológico las antiguas ZONAS DE SUBDUCCIÓN? Las rocas ígneas proporcionan una de las claves. El magma que surge en forma de erupciones en la superficie, formando volcanes de arcos de islas y volcanes continentales, es de composición andesítica. Otra clave puede encontrarse en la zona de rocas intensamente deformadas situadas entre la fosa oceánica de las profundidades marinas en la que está teniendo lugar la subducción y el área de actividad ígnea. Aquí, los sedimentos y las rocas submarinas se pliegan, se ven surcados de fallas y se metamorfizan en una mezcla caótica de rocas denominada «MÉLANGE».

Durante la subducción, en ocasiones se incorporan a la «mélange» fragmentos de litosfera oceánica y esos fragmentos se acrecionan sobre el borde del continente. Dichas lonchas de corteza oceánica y manto superior se denominan ofiolitas (• Figura 2.22). Están compuestas de una capa de sedimentos marinos que incluye areniscas con abundantes feldespatos y fragmentos rocosos, generalmente ricos en arcillas y nódulos de pizarra negruzcos. Estos sedimentos marinos suelen estar situados por encima de lavas almohadilladas, un complejo de diques en capas y gabro masivo y en

27capas, todos los cuales forman la corteza oceánica. Por debajo del gabro está la peridotita, que probablemente representa el manto superior. Las ofiolitas son buenos indicadores de la convergencia entre placas a lo largo de una zona de subducción.

• Figura 2.22.- Las ofiolitas son secuencias de rocas expuestas en la superficie terrestre, y compuestas de sedimentos marinos, corteza oceánica manto superior.

Podemos encontrar cinturones alargados de ofiolitas, andesitas y rocas sedimentarias marinas plegadas y falladas en los Apalaches, los Alpes, el Himalaya y los Andes. La combinación de dichas características representa una buena prueba de que estas cordilleras montañosas nacieron como resultado de la deformación a lo largo de bordes entre placas convergentes.

2.7.3.- BORDES TRANSFORMANTES

El tercer tipo de borde entre placas es el borde transformante. Estos bordes suelen aparecer a lo largo de fracturas producidas en el fondo marino y conocidas con el nombre de FALLAS TRANSFORMANTES, donde las placas se deslizan lateralmente una con respecto a otra, de forma aproximadamente paralela a la dirección del movimiento de las placas. Aunque a lo largo de un borde de falla transformante no se crea ni se destruye litosfera, el movimiento entre las placas genera una zona de rocas tri radas y numerosos terremotos de foco superficial.

Las FALLAS TRANSFORMANTES «transforman» o cambian un tipo de movimiento entre placas en otro tipo de movimiento. Normalmente, las fallas transformantes conectan dos segmentos de dorsal oceánica, pero también pueden conectar dorsales con fosas submarinas y fosa submarinas entre sí (• Figura 2.23). Aunque la mayoría de las fallas transformantes se encuentran en la corteza oceánica y están marcadas por zonas de fractura bien evidentes, también pueden extenderse al interior de los continentes

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• Figura 2.23.- El movimiento horizontal entre placas tiene lugar a lo largo de una falla transformante, (a) La mayoría de las fallas transformantes conectan dos segmentos de una dorsal oceánica. Observe que el

movimiento relativo entre las placas sólo tiene lugar entre las dos dorsales, (b) Una falla transformante que conecta dos fosas submarinas, (c) Una falla transformante que conecta una dorsal con _~a fosa submarina.

Una de las fallas transformantes mejor conocidas es la falla de San Andrés, en California, que separa la placa del Pacífico de la placa norteamericana y conecta las dorsales en expansión del Golfo de California con las placas de Juan de Fuca y del Pacífico, lejos de la costa de California septentrional (• Figura 2.24). Muchos de los terremotos que afectan a California son el resultado del movimiento a lo largo de esta falla.

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• Figura 2.24.- Bordes de falla transformante. La falla de San Andrés es una falla transformante que separa la placa del Pacífico de la placa norteamericana. El movimiento a lo largo de esta falla ha provocado numerosos terremotos. La fotografía muestra un fragmento de la falla de San Andrés, a su paso por Carrizo Plain, California.

Lamentablemente, las fallas transformantes generalmente no dejan ninguna característica distintiva, salvo por el evidente desplazamiento de las rocas con las que están asociadas. Este desplazamiento suele ser de gran magnitud, del orden de las decenas o centenares de kilómetros. Dichos grandes desplazamientos en las antiguas rocas pueden en ocasiones relacionarse con los sistemas de fallas transformantes.

302.8.- PUNTOS CALIENTES Y PLUMAS DEL MANTO

Antes de dejar el tema de los bordes de placas, debemos mencionar una característica interna de las placas que puede encontrarse tanto debajo de las placas oceánicas como de las continentales. Los PUNTOS CALIENTES ó HOTS POINTS son ubicaciones en las que unas columnas estacionarias de magma, que se originan en las profundidades del manto (PLUMAS DEL MANTO), ascienden lentamente hacia la superficie y forman volcanes (Figura 2.16). Puesto que las plumas del manto permanecen aparentemente estacionarias (aunque ciertas evidencias sugieren que podrían no estarlo) mientras las placas se mueven sobre ellas, los puntos calientes resultantes dejan un rastro de volcanes extintos, progresivamente más viejos, denominados DORSALES ASÍSMICAS, que registran el movimiento de la placa.

Uno de los mejores ejemplos de dorsales asísmicas y puntos calientes es la cadena formada por las islas hawaianas y el monte submarino del Emperador (• Figura 2.25). Esta cadena de islas y montes submarinos (estructuras de origen volcánico que se elevan más de un kilómetro por encima del fondo marino) se extienden desde la isla de Hawái hasta la fosa Aleutiana, próxima a Alaska, recorriendo una distancia de unos 6.000 kilómetros, y está compuesta de más de 80 estructuras volcánicas.

• Figura activa 2.25.- La cadena de las islas hawaianas y los montes submarinos del Emperador, formados como resultado del movimiento de la placa del Pacífico sobre un punto caliente. La línea de islas volcánicas

traza la dirección del movimiento de la placa. Los números indican las edades de las islas en millones de años.

Actualmente, los únicos volcanes activos en esta cadena de islas son la isla de Hawái y el monte submarino de Loihi. El resto de las islas son estructuras volcánicas extintas que se hacen progresivamente más antiguas hacia el norte y el noroeste. Esto significa que la cadena formada por los montes submarinos del Emperador y la islas hawaianas registran la dirección que la placa de Pacífico ha recorrido a medida que se movía

31sobre un; pluma del manto aparentemente estacionaria. En este caso, la placa del Pacífico se movió primero en dirección norte-noroeste y luego, como queda indicado por la pronunciada curva descrita por la cadena, cambió; una dirección oeste-noroeste hace unos 43 millones de años. No se conoce la razón por la que la placa del Pacífico cambió su dirección de movimiento, pero ese desplazamiento puede estar relacionado con la colisión de la India con el continente asiático, que se produjo más o menos al mismo tiempo (véase la Figura 10.23).

2.9.- DETERMINACIÓN DEL MOVIMIENTO DE LAS PLACAS

¿A qué velocidad y en qué dirección se mueven las placas terrestres? ¿Se mueven todas ellas a la misma velocidad? La velocidad de movimiento de las placas puede calcularse de diversas maneras. El método menos preciso consiste en determinar la edad de los sedimentos situados inmediatamente encima de cualquier parte de la corteza oceánica y dividir dicha edad por la distancia con respecto a la dorsal de expansión. Dicho cálculo proporciona una velocidad media de movimiento.

Un método más preciso para determinar tanto la velocidad media de movimiento como el movimiento relativo consiste en datar las ANOMALÍAS MAGNÉTICAS en la corteza del fondo marino. La distancia desde el eje de una dorsal oceánica a cualquier anomalía magnética indica la anchura del nuevo fondo marino que se ha formado durante dicho intervalo de tiempo. Así, para un intervalo de tiempo determinado, cuanta más alta sea la banda de fondo marino, más rápido se habrá movido la placa. De esta forma, no sólo puede determinarse la velocidad media actual de movimiento y el movimiento relativo (Figura 2.16), sino que también puede calcularse la velocidad media de movimiento en el pasado, dividiendo la distancia entre anomalías entre el tiempo transcurrido entre esas anomalías.

Los geólogos no sólo calculan la velocidad media de movimiento de las placas a partir de las anomalías magnéticas, sino que también las utilizan para determinar la posición de las placas en diversos instantes del pasado. Puesto que las anomalías magnéticas son paralelas y simétricas con respecto a las dorsales de expansión, lo único que hace falta para determinar la posición de los continentes en el momento en que se formaron determinadas anomalías concretas consiste en desplazar de nuevo hacia atrás las anomalías de la DORSAL DE EXPANSIÓN, lo que hará que los continentes se muevan también con ellas (• Figura 2.26). Desafortunadamente, el proceso de subducción destruye la corteza oceánica y el registro magnético que contiene. Así, disponemos de un excelente registro de movimiento de las placas desde la fragmentación de Pangea, pero nuestra comprensión del movimiento de las placas antes de ese momento no es tan buena.

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• Figura 2.26.- Reconstrucción de las posiciones de las placas utilizando las anomalías magnéticas, (a) El Atlántico norte en la actualidad, mostrando la Dorsal Centroatlántica y la anomalía 31, que se formó hace 67 millones de años, (b) El océano Atlántico hace 67 millones de años. La anomalía 31 marca el borde entre las placas en aquel instante. Volviendo a juntar las anomalías, junto con las placas en las que se encuentran, podemos reconstruir la posición anterior de los continentes.

La velocidad media de movimiento, así como el movimiento relativo entre dos placas cualesquiera, también puede determinarse mediante técnicas de determinación de distancias por láser vía satélite. Con este procedimiento, un haz de rayos láser emitido por una estación situada en una placa rebota en un satélite (en órbita geosíncrona) y llega a otra estación situada en otra placa diferente. A medida que las placas se alejan la una respecto de la otra, el haz de rayos láser tarda más tiempo en llegar desde la estación emisora hasta el satélite estacionario y a la estación receptora. Esta diferencia en el tiempo transcurrido se utiliza para calcular la velocidad del movimiento y el movimiento relativo entre las placas. Los cálculos de movimiento de las placas derivados de las inversiones magnéticas y de las técnicas de determinación de distancias mediante láser vía satélite sólo nos proporcionan el movimiento relativo de una placa con respecto a otra. Los puntos calientes permiten a los geólogos determinar el movimiento absoluto, porque proporcionan una referencia aparentemente fija a partir de la cual puede medirse la velocidad y dirección del movimiento de las placas. La cadena antes mencionada compuesta por las islas hawaianas y los montes submarinos del Emperador se formó como resultado del movimiento por encima de un punto caliente. De este modo, la línea de islas volcánicas traza la dirección de movimiento de la placa y la datación de los volcanes permite a los geólogos determinar la velocidad de movimiento.

2.10.- MECANISMO MOTOR DE LA TECTÓNICA DE PLACAS

Uno de los principales obstáculos para la aceptación del concepto de la deriva

33continental era la falta de un mecanismo motor que explicara el movimiento de los continentes. Cuando se demostró que los continentes y los fondos oceánicos se movían juntos, no de forma separada, y que se formaba nueva corteza en las dorsales en expansión debido al magma ascendente, la mayoría de los geólogos aceptaron algún tipo de sistema de convección de calor como proceso básico responsable del movimiento de las placas. Sin embargo, la cuestión sigue siendo la misma: ¿qué es lo que hace moverse a las placas?

Se han propuesto dos modelos que incluyen CELDAS DE CONVECCIÓN TÉRMICA para explicar el movimiento de las placas (• Figura 2.27). En uno de los modelos, las celdas de convección térmica están restringidas a la astenosfera; en el segundo modelo, todo el manto está implicado en el mecanismo. En ambos modelos, las dorsales en expansión marcan los tramos ascendentes de celdas de convección adyacentes, mientras que las fosas oceánicas están presentes allí donde las celdas de convección vuelven a descender hacia el interior de la Tierra. Las ubicaciones de las dorsales en expansión y de las fosas oceánicas están, por tanto, determinadas por las propias celdas de convección, y la litosfera descansa sobre la celda de convección térmica. Cada placa corresponde, así, a una única celda de convección.

Aunque la mayoría de los geólogos están de acuerdo en que el calor interno de la Tierra juega un importante papel en el movimiento de las placas, existen problemas con ambos modelos.

• Figura 2.27.- Se han propuesto dos modelos con celdas de convección térmica para explicar el movimiento de las placas, (a) En uno de los modelos, las celdas de convección térmica están restringidas a la

astenosfera. (b) En el otro modelo, las celdas de convección térmica implican a todo el manto.

34El principal problema asociado con el primero de los modelos es la dificultad a la hora de explicar la fuente de calor para las celdas de convección y por qué éstas están restringidas a la astenosfera. En el segundo modelo, la fuente de calor proviene del núcleo externo, pero todavía no se conoce cómo se transfiere el calor desde el núcleo externo hasta el manto. Tampoco está claro cómo puede el mecanismo de convección implicar tanto al manto exterior como a la astenosfera.

Además de algún tipo de sistema de convección térmica que actúe como motor del movimiento de las placas, algunos geólogos piensan que el movimiento de las placas tiene lugar debido a un mecanismo relacionado con el «empuje de dorsal» o el «tirón de placa», siendo ambos fenómenos debidos a la gravedad, pero que siguen dependiendo de las diferencias térmicas existentes en la Tierra (• Figura 2.28). En el TIRÓN DE PLACA, la capa fría de subducción de la litosfera, al ser más densa que la astenosfera que la rodea, está más caliente, tira del resto de la placa a medida que desciende hacia la astenosfera. A medida que la litosfera se desplaza hacia abajo, se produce un flujo ascendente correspondiente hacia la dorsal en expansión.

• Figura 2.28.- Se cree que el movimiento de las placas también tiene lugar debido a mecanismos de «empuje de dorsal» y de «tirón de placa» relacionados con la gravedad. En el tirón de placa, el borde de la placa en subducción desciende hacia el interior y el resto de la placa es arrastrada hacía abajo. En el mecanismo de empuje de dorsal, el magma ascendente empuja las dorsales oceánicas más elevadas que el resto de la corteza oceánica. De este modo, la gravedad empuja la litosfera oceánica, haciéndola alejarse de las dorsales en dirección a las fosas oceánicas.

El mecanismo de EMPUJE DE DORSAL opera en conjunción con el de tirón de placa. Como resultado del ascenso del magma, las dorsales oceánicas están más altas que la corteza oceánica que las rodea. Se cree que la gravedad empuja la litosfera oceánica para alejarla de las dorsales en expansión, más altas, en dirección a las fosas.

35Actualmente, los geólogos están bastante seguros de que el movimiento de las placas

está relacionado con algún tipo de sistema de convección, pero todavía no se conoce a ciencia cierta el grado hasta el que están implicados otros mecanismos, como el de empuje de dorsal y el de tirón de placa. Sin embargo, el hecho de que las placas se hayan movido en el pasado y continúen moviéndose hoy en día está demostrado más allá de toda duda. Y, aunque aún no se ha desarrollado una teoría completa del movimiento de las placas, cada vez hay más piezas que encajan a medida que los geólogos aprenden nuevos datos acerca del interior de la Tierra.

2.11.- PLACAS EXISTENTES

Existen, en total, 15 placas (• Figura 2.29): Placa Africana, Placa Antártica, Placa Arábiga, Placa Australiana, Placa de Cocos, Placa del Caribe, Placa Escocesa (Scotia), Placa Euroasiática, Placa Filipina, Placa India, Placa Juan de Fuca, Placa de Nazca, Placa del Pacífico, Placa Norteamericana, Placa Sudamericana.

•Figura 2.29.- Placas tectónicas

2.12.- CINTURONES OROGENÉTICOS

En esta fase de la evolución geológica la orogénesis se concentra en dos grandes líneas o CINTURONES OROGENÉTICOS. Estos conectan entre sí en el Caribe y el Sudeste asiático. El CINTURÓN CIRCUM-IPACÍFICO rodea a las placas del Pacífico. El CINTURÓN MESOGEICO ALPINO -HIMALAYO discurre por el borde meridional de las placas Eurasiática y Norteamericana.

2.12.1.- CINTURÓN OROGENÉTICO CIRCUM- PACÍFICO

36Se extiende en torno al océano Pacífico y está formado por orógenos térmicos, asociado a la subducción de litosfera de tipo oceánico bajo arcos de islas o bajo el margen continental. Recorre las Américas desde el arco de las Aleutianas y explica los relieves jóvenes de su margen occidental, es decir, las Rocosas y los Andes. En el lado occidental recorre la cuenca pacífica desde Nueva Zelanda hacia el Norte, pasando por los archipiélagos de Micronesia, Nueva Guinea, Filipinas y hacia el Norte hasta Japón, las islas Kuriles y la península de Kamchatka desde donde, a través de las islas del Comandante, que pertenecen, al mismo arco, enlazan con las Aleutianas. En un par de puntos del Pacífico occidental el arco se desdobla, junto a Fidji y Tonga y en torno a las Marianas (• Figura 2.30).

2.12.2.- CINTURÓN OROGENÉTICO MESOGEICO ALPINO-HIMALAYO

Se extiende entre los continentes meridionales y septentrionales, cuya convergencia provoca fenómenos de subducción, como se ven en el Mediterráneo o bajo Indonesia, y de colisión continental. Podemos considerar parte de él los relieves, en forma de arcos de islas, de las Antillas, provocados, como el istmo de Panamá, por la convergencia entre Sudamérica y Norteamérica. Al este del Atlántico el cinturón arranca con el Atlas, continúa con las cordilleras Béticas, se manifiesta en líneas paralelas y complejas en los Alpes, los Cárpatos y las islas volcánicas del Mediterráneo, como Sicilia, Creta o las islas del Egeo. Más al este le corresponden el Cáucaso, las montañas y mesetas iraníes y, más al este, las montañas del Asia Central, como el Hindu Kush. Del choque de un fragmento de Gondwana, la península indostánica, con el núcleo de Eurasia, derivan el Hindu Kush, el Tian Shan, al norte de la depresión de Tarim y el más importante relieve de la Tierra, formado por los Himalayas y la meseta del Tibet. En el Caribe, el Mediterráneo o Insulindia se manifiestan los fenómenos que caracterizan a la orogénesis térmica o marginal, con importantes volcanes y fosas como las de Puerto Rico o la Sonda; pero lo más notable en este cinturón son los levantamientos debidos a colisión continental, con cordilleras sin volcanes (o casi) como el Atlas , los Alpes , el Cáucaso o el Himalaya . Aquí sin embargo se producen los más intensos terremotos .

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Figura 2.30.- Cinturones orogénicos actuales

2.13.- LA TECTÓNICA DE PLACAS EN LA DISTRIBUCIÓN DE RECURSOS NATURALES

Además de ser responsable de las principales características de la corteza terrestre \ de ejercer una influencia sobre la distribución y evolución de la biota de la Tierra, el movimiento de las placas también afecta a la formación y distribución de algunos recursos naturales. De acuerdo con esto, los geó logos están utilizando la teoría de la tectónica de placas para orientar la búsqueda de petróleo y de depósitos minerales, así como a la hora de explicar la aparición de estos recursos naturales. Cada vez está quedando más claro que, para poder continuar satisfaciendo las demandas de una sociedad global industrializada, resulta esencial la aplicación de la teoría de la tectónica de placas al origen y distribución de los recursos naturales.

2.13.1.- DEPÓSITOS MINERALES

Muchos depósitos de minerales metálicos, como los de cobre, oro, plomo, plata, estaño y cinc, están relacionados con la actividad ígnea y la actividad hidrotermal (agua caliente) asociada, por lo que no resulta sorprendente que exista una estrecha relación entre los bordes de las placas y la aparición de estos valiosos depósitos.

El magma generado por la fusión parcial de una placa en subducción asciende hacia la superficie y, a medida que se enfría, precipitan y concentran varias MENAS METÁLICAS. Muchos de los principales depósitos de minerales metálicos del mundo están asociados con bordes de placas convergentes, incluyendo los de los Andes, en Sudamérica, las cordilleras costeras y las Montañas Rocosas de Norteamérica, Japón, Filipinas, Rusia y una zona que se extiende desde la región del Mediterráneo oriental hasta Pakistán. Además, la mayor parte del oro existente en el mundo está asociado con depósitos de

38sulfuros ubicados en antiguos bordes de placas convergentes, en áreas tales como Sudáfrica, Canadá, California, Alaska, Colombia, Venezuela, Brasil, el sur de la India, Rusia y Australia occidental.

Los depósitos de cobre situados en la parte occidental de Norteamérica y Sudamérica son un excelente ejemplo de la relación existente entre los bordes de placa convergentes y la distribución, concentración y explotación de valiosas menas metálicas (• Figura 2.29a). Los depósitos de cobre más grandes del mundo se encuentran a lo largo de este cinturón. La mayoría de los depósitos de cobre en los Andes y en la zona sur occidental de los Estados Unidos se formaron hace menos de 60 millones de años, cuando las correspondientes placas oceánicas fueron subducidas bajo las placas norteamericana y sudamericana. El magma ascendente y los fluidos hidrotermales asociados transportaban pequeñas cantidades de cobre, que estaba originalmente muy diseminado pero que terminó por concentrarse en las grietas y fracturas de las andesitas circundantes. Estos depósitos de cobre de baja concentración contienen entre 0,2 y 2% de cobre y se extraen mediante grandes minas a cielo abierto (Figura 2.29b).

Los bordes de placa divergentes también proporcionan valiosos recursos. La isla de Chipre, en el Mediterráneo, es rica en cobre y ha estado suministrando el cobre necesario para cubrir total o parcialmente las necesidades mundiales en los últimos 3.000 años. La concentración de cobre en Chipre se formó como resultado de la precipitación adyacente a conductos hidrotermales, a lo largo de un borde de placas divergentes. Este yacimiento afloró a la superficie cuando el fondo marino, rico en cobre, colisionó con la placa europea, lo que provocó el abombamiento del fondo marino, formándose Chipre. Los estudios indican que los minerales de metales como cobre, oro, hierro, plomo, plata y cinc se están formando actualmente en forma de sulfures en el Mar Rojo. El Mar Rojo se está abriendo como resultado de la divergencia de placas y representa la etapa más temprana en la formación de una cuenca oceánica (Figuras 2.17c y 2.18a).

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• Figura 2.29.- (a) A lo largo de la costa occidental de Norteamérica y Sudamérica se localizan importantes yacimientos de cobre, (b) Bingham Mine, en Utah, es una gigantesca mina de cobre a cielo abierto cuyas

reservas se estima en 1.700 millones de toneladas. Cada día, se extraen más de 400.000 toneladas de rocas.

2.14.- INFLUENCIA DE LA TECTÓNICA DE PLACAS SOBRE LA DISTRIBUCIÓN DE LA VIDA

La teoría de la tectónica de placas es tan revolucionaria y tiene unas implicaciones de tan largo alcance para la geología como la teoría de la evolución tuvo para la Biología en el momento de ser pro-puesta. Resulta curioso que fueran las evidencias fósiles las que convencieran a Wegener, Suess y du Toit, así como a muchos otros geólogos, de lo acertado de la hipótesis de la deriva continental. Juntas, la teoría de la tectónica de placas y de la evolución han cambiado la forma de contemplar nuestro planeta, y no debería resultarnos sorprendente la íntima asociación que existe entre ambas teorías. Aunque la relación entre los procesos de la tectónica de placas y la evolución de la vida es increíblemente compleja, los datos paleontológicos proporcionan pruebas convincentes de la influencia del movimiento de las placas sobre la distribución de los organismos.

La actual distribución de plantas y animales no es aleatoria, sino que está en buena medida controlada por las barreras climáticas y geográficas. La biota terrestre ocupa provincias bióticas, que son regiones caracterizadas por conjuntos distintivos de plantas y animales. Los organismos existentes dentro de una de estas provincias tienen similares requisitos ecológicos y las fronteras que separan unas provincias de otras son, por tanto, barreras ecológicas naturales. Las barreras climáticas o geográficas forman las fronteras de provincia más comunes, y estas barreras están controladas en gran medida por los movimientos de las placas.

Puesto que las provincias adyacentes suelen tener menos de un 20 por ciento de

40especies en común, la diversidad global es una consecuencia directa del número de provincias; cuantas más provincias existen, mayor es esa diversidad global. Cuando los continentes se fragmentan, por ejemplo, se incrementa la oportunidad de que se formen nuevas provincias, con el correspondiente incremento en la diversidad. Por el contrario, cuando los continentes se juntan, se produce el proceso opuesto. La tectónica de placas juega así un importante papel en la distribución de organismos y en su historia evolutiva.

Las complejas interacciones de los vientos y de las corrientes oceánicas tienen una gran influencia sobre el clima terrestre. Estas corrientes se ven influidas por el número, distribución, topografía y orientación de los continentes. Por ejemplo, las montañas de los Andes meridionales actúan como una barrera muy efectiva para los húmedos vientos del Pacífico que soplan hacia el este, lo que da como resultado que al este de los Andes meridionales exista un desierto virtualmente inhabitable. La temperatura es uno de los principales factores de limitación para los organismos y las fronteras entre provincias reflejan a menudo barreras de temperatura. Puesto que las temperaturas atmosférica y oceánica van disminuyendo desde el Ecuador hasta los polos, la mayoría de las especies exhiben una fuerte fijación zonal climática. Esta fijación a la zona biótica refleja los patrones de circulación atmosférica y oceánica latitudinales de la Tierra. Los cambios en el clima tienen, por tanto, un profundo efecto sobre la distribución y evolución de los organismos.

La distribución de los continentes y de las cuencas oceánicas no sólo influye sobre el viento y las corrientes oceánicas, sino que también afecta a la provincialidad creando barreras físicas, o caminos de paso, para la migración de los organismos. Los volcanes intraplaca, los arcos de islas, las dorsales centrooceánicas, las cordilleras montañosas y las zonas de subducción son el resultado de la interacción entre las placas, y su orientación y distribución influye fuertemente sobre el número de provincias y, por tanto, sobre la diversidad global. Por tanto, la provincialidad y la diversidad serán máximas cuando haya numerosos continentes de pequeño tamaño distribuidos en muchas latitudes distintas.

Cuando hay una barrera geográfica que separa de repente una fauna anteriormente uniforme, las especies pueden sufrir un proceso de divergencia. Si las condiciones en los lados opuestos de la barrera son suficientemente diferentes, las especies deberán adaptarse a las nuevas condiciones, migrar o extinguirse. La adaptación al nuevo entorno por parte de diversas especies puede implicar los suficientes cambios como para que lleguen a aparecer especies nuevas. Los invertebrados marinos que podemos encontrar en los lados opuestos del istmo de Panamá proporcionan un ejemplo excelente de divergencia provocada por la formación de una barrera geo-gráfica. Antes del ascenso de esta conexión terrestre entre Norteamérica y Sudamérica, una población homogénea de invertebrados del fondo marino habitaba los mares poco profundos del área. Después del ascenso del istmo de Panamá por subducción de la placa Pacífica, hace unos 5 millones de años, la población original quedó dividida. En respuesta a los cambios en el entorno, evolucionaron nuevas especies en los lados opuestos del istmo (• Figura 2.30).

La formación del istmo de Panamá también ha influido sobre la evolución de la fauna

41de mamíferos de Norteamérica y Sudamérica. Durante la mayor parte de la era Cenozoica, Sudamérica era un continente isla y su fauna de mamíferos evolucionó aislada del resto de las faunas del mundo. Cuando Norteamérica y Sudamérica quedaron conectadas por el istmo de Panamá, la mayor parte de los mamíferos autóctonos de Sudamérica fueron sustituidos por mamíferos inmigrantes procedentes de Norteamérica. Sorprendentemente, sólo unos pocos grupos de mamíferos de Sudamérica emigraron hacia el norte.

• Figura 2.30.- (a) El istmo de Panamá forma una barrera que divide una fauna que anteriormente era uniforme, (b) Divergencia de especies de moluscos después de la formación del istmo de Panamá. Cada una

de las parejas pertenece al mismo género, pero se trata de especies distintas.