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10: Tectónica de placas - Geociencias


10: Tectónica de placas - Geociencias

64 10.5 Mecanismos para el movimiento de placas

Se ha repetido a menudo en este texto y en otros lugares que la convección del manto es fundamental para la tectónica de placas, y aunque es casi seguro que esto sea así, todavía existe cierto debate sobre las fuerzas reales que hacen que las placas se muevan. Un lado del argumento sostiene que las placas solo se mueven por la tracción causada por la convección del manto. El otro lado sostiene que la tracción juega solo un papel menor y que otras dos fuerzas, empujar la cumbrera y tirar de la losa, son más importantes (Figura 10.28). Algunos argumentan que la verdadera respuesta se encuentra en algún punto intermedio.

Figura 10.28 Modelos para mecanismos de movimiento de placas [SE]

Kearey y Vine (1996) [1] han enumerado algunos argumentos convincentes a favor de la empujar cumbrera / tirar de losa modelo, de la siguiente manera: (a) las placas que están unidas a losas subductoras (p. ej., placas del Pacífico, Australiano y Nazca) se mueven más rápido, y las placas que no lo son (p. ej., placas de América del Norte, América del Sur, Eurasia y África) moverse significativamente más lento (b) para que se aplique el modelo de tracción, el manto tendría que moverse unas cinco veces más rápido de lo que se mueven las placas (porque el acoplamiento entre la astenosfera parcialmente líquida y las placas no es fuerte), y tal los modelos geofísicos no admiten altas tasas de convección y (c) aunque las placas grandes tienen potencial para una tracción por convección mucho mayor, la velocidad de las placas no está relacionada con el área de las placas.

En el modelo cresta-empujar / losa-tirar, que es el que ha sido adoptado por la mayoría de los geólogos que trabajan en problemas de tectónica de placas, la litosfera es la superficie superior de las celdas de convección, como se ilustra en la Figura 10.29.

Figura 10.29 El modelo cresta-empujar / losa-tirar para el movimiento de placas, en el que la litosfera es la superficie superior de los sistemas convectivos. [SE]

Aunque empujar la cresta / tirar de la losa es el mecanismo preferido para el movimiento de la placa, es importante no subestimar el papel de la convección del manto. Sin convección, no habría crestas desde las que empujar porque la convección hacia arriba trae la roca caliente y flotante a la superficie. Además, muchas placas, incluida nuestra propia placa de América del Norte, se mueven bien, aunque lentamente, sin que se produzca ningún tirón de losa.


Resumen

Los temas cubiertos en este capítulo se pueden resumir de la siguiente manera:

Sección Resumen
10.1 Alfred Wegener: el padre de la tectónica de placas La evidencia de la deriva continental a principios del siglo XX incluyó la coincidencia de formas continentales a ambos lados del Atlántico y las coincidencias geológicas y fósiles entre continentes que ahora están separados por miles de kilómetros.
10.2 Modelos geológicos globales de principios del siglo XX Las teorías establecidas de la geología global fueron el permanenteismo y el contraccionismo, pero ninguna de estas teorías pudo explicar algunas de las pruebas que respaldaban la idea de la deriva continental.
10.3 Renacimiento geológico de mediados del siglo XX Se hicieron grandes avances en la comprensión de la Tierra durante las décadas medias del siglo XX, incluido el descubrimiento de evidencia magnética de la deriva continental, el mapeo de la topografía del fondo del océano, la descripción de las relaciones de profundidad de los terremotos a lo largo de las fosas oceánicas, la medición de las diferencias de flujo de calor en varias partes de el fondo del océano y el mapeo de inversiones magnéticas en el fondo del mar. A mediados de la década de 1960, los fundamentos de la teoría de la tectónica de placas estaban en su lugar.
10.4 Placas, movimientos de placas y procesos de límites de placas La litosfera de la Tierra está formada por más de 20 placas que se mueven en diferentes direcciones a velocidades de entre 1 cm / año y 10 cm / año. Los tres tipos de límites de placas son divergentes (placas que se separan y se forma una nueva corteza), convergentes (placas que se mueven juntas y una se subduce) y transformadas (placas que se mueven una al lado de la otra). Se forman límites divergentes donde las placas existentes se separan, y se plantea la hipótesis de que esto es causado por una serie de plumas del manto. Se supone que las zonas de subducción se forman donde la acumulación de sedimentos en un margen pasivo conduce a la separación de la litosfera oceánica y continental. Los supercontinentes se forman y se rompen a través de estos procesos.
10.5 Mecanismos para el movimiento de las placas Se cree ampliamente que el empuje de la cresta y el tirón de losa son los principales mecanismos para el movimiento de la placa, en contraposición a la tracción por convección del manto. La convección del manto es un factor clave para producir las condiciones necesarias para empujar la cresta y tirar de la losa.

  1. Enumere algunas de las pruebas utilizadas por Wegener para respaldar su idea de mover continentes.
  2. ¿Cuál fue la principal debilidad técnica de la teoría de la deriva continental de Wegener?
  3. ¿Cómo se pensaba que las montañas estaban formadas (a) por contraccionistas y (b) por permanenteistas?
  4. ¿Cómo se explicaron los enfrentamientos paleontológicos transatlánticos a finales del siglo XIX?
  5. En el contexto de la isostasia, ¿qué evitaría que un área de corteza continental se convierta en parte de un océano?
  6. ¿Cómo aprendimos sobre la topografía del fondo marino a principios del siglo XX?
  7. ¿Cómo indica el perfil de temperatura de la corteza y el manto que parte del manto debe estar en convección?
  8. ¿Qué evidencia de los estudios paleomagnéticos apoyó la deriva continental?
  9. ¿Qué partes de los océanos son las más profundas?
  10. ¿Por qué hay menos sedimento en las áreas de las dorsales oceánicas que en otras partes del fondo marino?
  11. ¿Cómo se relacionaron los datos del flujo de calor oceánico con la convección del manto?
  12. Describe la distribución espacial y de profundidad de los terremotos en las dorsales oceánicas y las fosas oceánicas.
  13. En el modelo de cuencas oceánicas desarrollado por Harold Hess, ¿qué sucedió en las dorsales oceánicas y qué sucedió en las fosas oceánicas?
    Figura A
  14. ¿Qué aspecto de la tectónica de placas no se incluyó en la teoría de Hess?
  15. La figura 10.36 muestra el patrón de anomalías magnéticas del fondo marino en el área de una cresta en expansión. Dibuja la ubicación probable de la cresta.
  16. ¿Qué es una pluma de manto y cuál es su vida útil esperada?
  17. Describa la naturaleza del movimiento en una falla de transformación de la dorsal oceánica (a) entre los segmentos de la dorsal y (b) fuera de los segmentos de la dorsal.
  18. ¿Cómo es posible que una placa incluya corteza tanto oceánica como continental?
  19. ¿Cuál es la relación probable entre las plumas del manto y el desarrollo de una grieta continental?
  20. ¿Por qué la subducción no tiene lugar en una zona convergente continente-continente?
  21. Los límites divergentes, convergentes y transformados se muestran en diferentes colores en Fiugre 10.37. ¿Qué colores son los límites divergentes, cuáles son los límites convergentes y cuáles son los límites de transformación?
    Figura B [Descripción de la imagen]
  22. Nombra las placas en este mapa y muestra sus direcciones de movimiento aproximadas.
  23. Muestre el sentido de movimiento a cada lado del límite de la placa al oeste de Haida Gwaii (Islas Queen Charlotte).
  24. ¿Dónde están los sitios más recientes de la Tierra de ruptura continental y creación de un nuevo fondo oceánico?
  25. ¿Qué es probable que suceda en el oeste de California durante los próximos 50 millones de años?
  26. ¿Qué situación geológica podría eventualmente conducir a la generación de una zona de subducción en un límite pasivo océano-continente como la costa este de América del Norte?

Descripciones de imágenes

Descripción de la imagen de la Figura B: Una línea negra con triángulos que apuntan hacia la costa se extiende desde los estados de Oregón y Washington, pasando la isla de Vancouver hasta el extremo sur de Haida Gwaii. Esta línea también aparece a lo largo de la costa de Alaska y se extiende en parte por el Pan-Handle de Alaska. Una delgada línea roja se extiende desde Alaska Pan-Handle justo después del extremo sur de Haida Gwaii. Desde ese punto, alterna de ser una delgada línea roja a una gruesa línea azul para formar ángulos desiguales que zigzaguean hacia el sur más allá del estado de Oregon. [Regrese a la Figura B]


10.2 Modelos geológicos globales de principios del siglo XX

La prematura muerte de Alfred Wegener no resolvió ningún problema para quienes se oponían a sus ideas porque aún tenían algunas verdades geológicas incómodas con las que lidiar. Uno de ellos explicaba la distribución de las especies terrestres en los cinco continentes que actualmente están separados por cientos o miles de kilómetros de agua del océano (Figura 10.2), y otro explica el origen de extensas montañas de cinturones plegables, como los Apalaches, los Alpes, Himalaya y las Montañas Rocosas canadienses.

Antes de continuar, es importante saber qué se creía generalmente sobre la geología global antes de la tectónica de placas. A principios del siglo XX, los geólogos tenían un buen conocimiento de cómo se formaban la mayoría de las rocas y entendían sus edades relativas a través de la interpretación de fósiles, pero existía una controversia considerable con respecto al origen de las cadenas montañosas, especialmente las montañas plegables. A finales del siglo XIX, una de las opiniones predominantes sobre el origen de las montañas fue la teoría de contraccionismo - la idea de que, dado que la Tierra se está enfriando lentamente, también debe estar encogiéndose. En este escenario, las cadenas montañosas se habían formado como las arrugas de una manzana seca y los océanos habían sumergido partes de los antiguos continentes. Si bien esta teoría ayudó a abordar el dilema de los fósiles terrestres, vino con su propio conjunto de problemas, uno era que la cantidad de enfriamiento no podía producir la cantidad necesaria de encogimiento, y el otro era el principio de isostasia (que había ya existe desde hace varias décadas), lo que no permitiría que los continentes se hundieran. (Consulte la Sección 9.4 para una revisión del importante principio de isostasia).

Otro punto de vista ampliamente sostenido fue permanenteismo, en el que se creía que los continentes y océanos siempre han sido en general como son hoy. Esta vista incorporó un mecanismo para la creación de cadenas montañosas conocido como el geosinclinal teoría. Un geosinclinal es un depósito grueso de sedimentos y rocas sedimentarias, típicamente situado a lo largo del borde de un continente (Figura 10.5).

Figura 10.5 El desarrollo de un geosinclinal a lo largo de un margen continental. (Tenga en cuenta que una geosinclina no está relacionada con una sinclinal, que es un pliegue hacia abajo en las rocas sedimentarias). [SE]

La idea de que los geosinclines se desarrollen en montañas de cinturones plegables se originó a mediados del siglo XIX, propuesta primero por James Hall y luego elaborada por Dwight Dana, quienes trabajaron extensamente en las Montañas Apalaches del este de los Estados Unidos. El proceso de convertir un geosinclinal en un cinturón montañoso nunca se explicó realmente de manera adecuada, aunque se creía ampliamente que los cinturones montañosos se formaban cuando los geosinclines eran comprimidos por fuerzas que empujaban desde ambos lados. El problema es que, sin las fuerzas laterales relacionadas con la tectónica de placas, nadie pudo describir adecuadamente qué haría el empuje. Los sedimentos que se acumulan dentro de un geosinclinal se derivan de la erosión del continente adyacente. Los sedimentos geosinclinales, que eventualmente se convierten en rocas sedimentarias, pueden tener muchos miles de metros de espesor. A medida que se acumulan, empujan hacia abajo las rocas de la corteza preexistentes. Existen extensos depósitos geosinclinales alrededor de gran parte de la línea costera de la mayoría de los continentes y hay un gran geosinclinal a lo largo del borde oriental de América del Norte.

Los defensores de la teoría geosinclinal de la formación de montañas, y hubo muchos hasta bien entrada la década de 1960, también tuvieron el problema de explicar los emparejamientos de fósiles terrestres intercontinentales. La explicación simple era que había "puentes terrestres" a través del Atlántico a lo largo de los cuales los animales y las plantas podían migrar de un lado a otro. Uno de los defensores de esta idea fue el naturalista estadounidense Ernest Ingersoll. Refiriéndose a la evidencia de cambios climáticos pasados, Ingersoll contribuyó con lo siguiente a la Enciclopedia Americana en 1920: “La característica más interesante de estos cambios, sin embargo, es aquella por la cual, de vez en cuando, el Viejo Mundo estaba conectado con el Nuevo por cuellos o espacios de tierra, conocidos como“ puentes de tierra ”especialmente porque estos permitían una intercambio de plantas y animales, brindándonos muchos nuevos del otro lado del océano, incluido, finalmente, el hombre mismo ”. [1]

Hay muchos problemas con la teoría del puente terrestre, uno es que es completamente incompatible con la isostasia y otro es que no hay evidencia de los restos de los puentes terrestres. El Océano Atlántico tiene varios miles de metros de profundidad en áreas amplias, por lo que las pendientes submarinas que conducen a un puente terrestre deberían haber tenido al menos decenas de kilómetros de ancho en la mayoría de los lugares, y muchas veces más en otros. Un puente terrestre de ese tamaño ciertamente habría dejado algún rastro.

Ejercicio 10.1 Uniendo los continentes

Los principales continentes alrededor del Océano Atlántico se representan aquí en las formas que podrían haber tenido durante el Mesozoico, incluida la extensión de sus plataformas continentales. Recorte estas formas y vea qué tan bien puede encajarlas en las posiciones que ocuparon estas áreas dentro de Pangea. Puede consultar un mapa de Pangea para que le ayude a adaptarse.


10.3 Renacimiento geológico de mediados del siglo XX

Como el mineral magnetita (Fe3O4) cristaliza a partir del magma, se magnetiza con una orientación paralela a la del campo magnético de la Tierra en ese momento. Se llama magnetismo remanente . Las rocas como el basalto, que se enfrían a partir de una temperatura alta y comúnmente tienen niveles relativamente altos de magnetita (hasta 1 o 2%), son particularmente susceptibles de ser magnetizadas de esta manera, pero incluso los sedimentos y las rocas sedimentarias, siempre que tengan pequeñas cantidades de magnetita, adquirirán magnetismo remanente porque los granos de magnetita se reorientan gradualmente después de la deposición. Al estudiar los componentes horizontal y vertical del magnetismo remanente, se puede saber no solo la dirección al norte magnético en el momento de la formación de la roca, sino también la latitud donde se formó la roca en relación con el norte magnético.

A principios de la década de 1950, un grupo de geólogos de la Universidad de Cambridge, incluidos Keith Runcorn, Ted Irving, [1] y varios otros, comenzaron a observar el magnetismo remanente de las rocas volcánicas fanerozoicas británicas y europeas, y a recolectar paleomagnético datos. Encontraron que las rocas de diferentes edades muestreadas generalmente de la misma área mostraban posiciones de polos magnéticos aparentes bastante diferentes (Figura 10.3.1). Inicialmente asumieron que esto significaba que el campo magnético de la Tierra, con el tiempo, se había desviado significativamente de su posición actual, que está cerca del polo de rotación.

Figura 10.3.1 Trayectos de desvío polar aparente (APWP) para Eurasia y América del Norte. La vista es desde el Polo Norte (punto negro) mirando hacia abajo. El círculo exterior es el ecuador. En el diagrama de la derecha, las ubicaciones de las curvas se han corregido teniendo en cuenta la deriva continental.

La curva definida por los datos paleomagnéticos se denominó camino polar errante porque Runcorn y sus estudiantes inicialmente pensaron que sus datos representaban el movimiento real de los polos magnéticos (ya que los modelos geofísicos de la época sugerían que los polos magnéticos no necesitaban estar alineados con los polos rotacionales). Ahora sabemos que los datos magnéticos definen el movimiento de los continentes, y no de los polos magnéticos, así que lo llamamos un aparente camino polar errante (APWP).

¿Qué es un camino polar errante?

Alrededor de 500 Ma, lo que ahora llamamos Europa estaba al sur del ecuador, por lo que las rocas europeas formadas entonces habrían adquirido una orientación de campo magnético hacia arriba (ver Figura 9.3.2 y Figura 10.3.2). Entre entonces y ahora, Europa se movió gradualmente hacia el norte, y las rocas que se formaron en varios momentos adquirieron cada vez más pendiente. apuntando hacia abajo orientaciones magnéticas Cuando los investigadores evaluaron los datos magnéticos de esta manera en la década de 1950, trazaron dónde habría aparecido el Polo Norte en función de los datos magnéticos y asumieron que el continente siempre estaba donde está ahora. Eso significa que el polo norte "aparente" de 500 Ma habría estado en algún lugar del Pacífico Sur, y que durante los siguientes 500 millones de años se habría movido gradualmente hacia el norte. Por supuesto, ahora sabemos que los polos magnéticos no se mueven mucho. (aunque se producen inversiones de polaridad) y que la razón por la que Europa tenía una orientación magnética característica del hemisferio sur es que estaba en el hemisferio sur a 500 Ma. Runcorn y sus colegas pronto extendieron su trabajo a América del Norte, y esto también mostró aparente vagabundeo polar, pero los resultados no fueron consistentes con los de Europa. Por ejemplo, el polo de 200 Ma de América del Norte se trazó en algún lugar de China, mientras que el polo de 200 Ma de Europa se trazó en el Océano Pacífico. Dado que solo podría haber habido una pole position en 200 Ma, esta evidencia apoyó firmemente la idea de que América del Norte y Europa se habían movido entre sí desde 200 Ma. El trabajo paleomagnético posterior mostró que América del Sur, África, India y Australia también tienen curvas polares errantes únicas. En 1956, Runcorn cambió de opinión y se convirtió en un defensor de la deriva continental. Este trabajo paleomagnético de la década de 1950 fue la primera nueva evidencia a favor de la deriva continental, y llevó a varios geólogos a comenzar a pensar que la idea podría tener algún mérito. Sin embargo, para la mayoría de los geólogos que trabajaban en geología global en ese momento, este tipo de evidencia no era lo suficientemente convincente como para hacerles cambiar de opinión.

Durante el siglo XX, nuestro conocimiento y comprensión de las cuencas oceánicas y su geología aumentó de manera espectacular. Antes de 1900, no sabíamos prácticamente nada sobre la batimetría y la geología de los océanos. A fines de la década de 1960, teníamos mapas detallados de la topografía de los fondos oceánicos, una imagen clara de la geología de los sedimentos del fondo oceánico y las rocas sólidas debajo de ellos, y casi tanta información sobre la naturaleza geofísica de las rocas oceánicas como de rocas continentales.

Hasta aproximadamente la década de 1920, las profundidades del océano se midieron utilizando líneas ponderadas que se arrojaron por la borda. En aguas profundas, este es un proceso dolorosamente lento y el número de sondeos en los océanos profundos probablemente fue inferior a 1.000. Eso es aproximadamente una profundidad por cada 350.000 kilómetros cuadrados de océano. Para poner eso en perspectiva, ¡sería como tratar de describir la topografía de la Columbia Británica con datos de elevación de solo media docena de puntos! El viaje del Desafiador en 1872 y el tendido de cables transatlánticos había demostrado que había montañas debajo de los mares, pero la mayoría de los geólogos y oceanógrafos todavía creían que los océanos eran esencialmente vastas cuencas con fondos planos, llenos de miles de metros de sedimentos.

Tras el desarrollo de las sondas acústicas de profundidad en la década de 1920 (Figura 10.3.3), el número de lecturas de profundidad aumentó en muchos órdenes de magnitud y, en la década de 1930, se hizo evidente que había importantes cadenas montañosas en todo el mundo. océanos. Durante y después de la Segunda Guerra Mundial, hubo una campaña bien organizada para estudiar los océanos y, para 1959, se habían recopilado suficientes datos batimétricos para producir mapas detallados de todos los océanos (Figura 10.3.4).

Figura 10.3.3 Representación de una sonda acústica de profundidad a bordo de un barco. El instrumento emite un sonido (arcos negros) que rebota en el fondo del mar y vuelve a la superficie (arcos blancos). El tiempo de viaje es proporcional a la profundidad del agua. Figura 10.3.4 Batimetría del suelo oceánico (y topografía continental). Recuadro (a): la cordillera del Atlántico medio, (b): la plataforma continental de Terranova, (c): la fosa de Nazca adyacente a América del Sur, y (d): la cadena de islas de Hawai.

Las características físicas importantes del fondo oceánico son:

  • Cordilleras lineales extensas (comúnmente en las partes centrales de los océanos) con profundidades de agua del orden de 2000 a 3000 m (Figura 10.3.4, recuadro a)
  • Zonas de fractura perpendiculares a las crestas (recuadro a)
  • Llanuras oceánicas profundas a profundidades de 5.000 a 6.000 m (recuadros ayd)
  • Plataformas continentales relativamente planas y poco profundas con profundidades inferiores a 500 m (recuadro b)
  • Trincheras profundas (hasta 11.000 m de profundidad), la mayoría cerca de los continentes (recuadro c)
  • Montes submarinos y cadenas de montes submarinos (recuadro d)

Reflexión sísmica que suena implica transmitir ráfagas de sonido de alta energía y luego medir los ecos con una serie de geófonos remolcados detrás de un barco. La técnica está relacionada con sonido acústico Sin embargo, como se describió anteriormente, se transmite mucha más energía y la sofisticación del procesamiento de datos es mucho mayor. A medida que la técnica evolucionó y se incrementó la cantidad de energía, se hizo posible ver a través de los sedimentos del lecho marino y mapear la topografía del lecho rocoso y el espesor de la corteza. Por lo tanto, se pudo cartografiar el espesor de los sedimentos, y pronto se descubrió que, aunque los sedimentos tenían hasta varios miles de metros de espesor cerca de los continentes, eran relativamente delgados, o incluso inexistentes, en las áreas de las dorsales oceánicas (Figura 10.3.5). . Los estudios sísmicos también mostraron que la corteza es relativamente delgada debajo de los océanos (5 km a 6 km) en comparación con los continentes (30 km a 60 km) y geológicamente muy consistente, compuesta casi en su totalidad de basalto.

Figura 10.3.5 Sección topográfica en una dorsal oceánica basada en datos sísmicos de reflexión. Los sedimentos no son lo suficientemente gruesos para ser detectados cerca de la cresta, pero se vuelven más gruesos a ambos lados. El diagrama representa aproximadamente 50 km de ancho y tiene una exageración vertical de 10x.

A principios de la década de 1950, Edward Bullard, quien pasó un tiempo en la Universidad de Toronto pero está asociado principalmente con la Universidad de Cambridge, desarrolló una sonda para medir el flujo de calor del fondo del océano. Bullard y sus colegas encontraron que la tasa era más alta que el promedio a lo largo de las crestas y más baja que el promedio en las áreas de zanjas. Aunque Bullard era un escéptico de la tectónica de placas, estas características se interpretaron para indicar que hay convección dentro del manto: las áreas de alto flujo de calor se correlacionan con la convección hacia arriba del material del manto caliente, y las áreas de bajo flujo de calor se correlacionan con hacia abajo. convección.

Con el desarrollo de redes de estaciones sismográficas en la década de 1950, fue posible trazar las ubicaciones y profundidades de terremotos mayores y menores con gran precisión. Se encontró que existe una correspondencia notable entre los terremotos y tanto las dorsales oceánicas como las fosas oceánicas profundas. En 1954, Gutenberg y Richter demostraron que todos los terremotos de la dorsal oceánica eran relativamente poco profundos y confirmaron lo que Benioff había demostrado por primera vez en la década de 1930: que los terremotos en las proximidades de las fosas oceánicas eran tanto superficiales como profundos, pero que los más profundos eran situado progresivamente más hacia el interior de las trincheras (Figura 10.3.6).

Figura 10.3.6 Sección transversal a través de la zona de subducción de las Aleutianas con una representación de la creciente profundidad de los terremotos "costeros" desde la trinchera. [Descripción de la imagen]

En la década de 1950, científicos del Instituto Oceanográfico Scripps en California persuadieron a la Guardia Costera de los EE. UU. Para que incluyeran lecturas de magnetómetros en una de sus expediciones para estudiar la topografía del suelo oceánico. El primer conjunto completo de datos magnéticos se compiló en 1958 para un área frente a la costa de B.C. y el estado de Washington. Este estudio reveló un patrón desconcertante de baja y alta intensidad magnética en las rocas del fondo del mar (Figura 10.3.7). Cuando los datos se trazaron por primera vez en un mapa en 1961, nadie los entendió, ni siquiera los científicos que los recopilaron. Aunque los patrones tenían incluso menos sentido que las rayas de una cebra, se llevaron a cabo muchos miles de kilómetros de estudios magnéticos durante los siguientes años.

Figura 10.3.7 Patrón de magnetismo del fondo marino frente a la costa oeste de Columbia Británica y Washington.

La gran cantidad de nuevos datos de los océanos comenzó a influir significativamente en el pensamiento geológico en la década de 1960. En 1960, Harold Hess, un geólogo muy respetado de la Universidad de Princeton, propuso una teoría con muchos de los elementos que ahora aceptamos como placas tectónicas . Sin embargo, mantuvo cierta incertidumbre sobre su propuesta y, para desviar las críticas de los geólogos convencionales, la denominó geopoesía. De hecho, hasta 1962, Hess ni siquiera puso sus ideas por escrito, excepto internamente a la Marina de los Estados Unidos (que financió su investigación), pero las presentó principalmente en conferencias y seminarios. Hess propuso que el nuevo fondo marino se generó a partir del material del manto en las dorsales oceánicas, y que el viejo fondo marino se arrastró hacia las fosas oceánicas y se volvió a incorporar al manto. Sugirió que el proceso fue impulsado por corrientes de convección del manto, subiendo en las crestas y descendiendo en las trincheras (Figura 10.3.8). También sugirió que la corteza continental menos densa no descendió con la corteza oceánica a las trincheras, sino que las masas de tierra en colisión se empujaron hacia arriba para formar montañas. La teoría de Hess & # 8217 formó la base de nuestras ideas sobre expansión del fondo marino y deriva continental , pero no abordó el concepto de que la corteza está formada por platos . Aunque el modelo de Hess no fue criticado rotundamente, no fue ampliamente aceptado (especialmente en los EE. UU.), En parte porque no estaba bien respaldado por pruebas sólidas.

Figura 10.3.8 Una representación del modelo de Harold Hess para la expansión y subducción del fondo marino.

La recopilación de datos magnéticos de los océanos continuó a principios de la década de 1960, pero todavía nadie podía explicar el origen de los patrones de cebra. La mayoría asumió que estaban relacionadas con variaciones en la composición de las rocas, como variaciones en la cantidad de magnetita, ya que esta es una explicación común de las variaciones magnéticas en las rocas de la corteza continental. La primera comprensión real del significado de las anomalías rayadas fue la interpretación de Fred Vine, un estudiante graduado de Cambridge. Vine estaba examinando datos magnéticos del Océano Índico y, como otros antes, notó la simetría de los patrones magnéticos con respecto a la cordillera oceánica.

Al mismo tiempo, otros investigadores, dirigidos por grupos en California y Nueva Zelanda, estaban estudiando el fenómeno de las inversiones en el campo magnético de la Tierra. Intentaban determinar cuándo se habían producido tales inversiones durante los últimos millones de años mediante el análisis de las características magnéticas de cientos de muestras de flujos basálticos. Como se discutió en el Capítulo 9, es evidente que el campo magnético de la Tierra se debilita periódicamente y luego prácticamente no existe, antes de restablecerse con la polaridad inversa. Durante los períodos de polaridad invertida, una brújula apuntaría al sur en lugar de al norte.

La escala de tiempo de las inversiones magnéticas es irregular. Por ejemplo, el evento actual & # 8220normal & # 8221, conocido como cron magnético de Bruhnes, ha persistido durante unos 780.000 años. Esto fue precedido por un evento inverso de 190.000 años, un evento normal de 50.000 años conocido como Jaramillo y luego un evento inverso de 700.000 años (ver Figura 9.3.3).

En un artículo publicado en septiembre de 1963, Vine y su supervisor de doctorado Drummond Matthews propusieron que los patrones asociados con las crestas estaban relacionados con las inversiones magnéticas y que la corteza oceánica creada a partir del enfriamiento de basalto durante una normal El evento tendría la polaridad alineada con el campo magnético actual y, por lo tanto, produciría una anomalía positiva (una franja negra en el mapa magnético del fondo del mar), mientras que la corteza oceánica creada durante un invertido El evento tendría polaridad opuesta al campo actual y, por lo tanto, produciría una anomalía magnética negativa (una franja blanca). La misma idea había sido propuesta unos meses antes por Lawrence Morley, del Servicio Geológico de Canadá, sin embargo, sus artículos presentados a principios de 1963 a Naturaleza y La revista de investigación geofísica fueron rechazados. Mucha gente se refiere a la idea como la hipótesis de Vine-Matthews-Morley (VMM).

Vine, Matthews y Morley fueron los primeros en mostrar este tipo de correspondencia entre los anchos relativos de las franjas y los períodos de las inversiones magnéticas. La hipótesis de VMM se confirmó en unos pocos años cuando se recopilaron datos magnéticos de crestas extendidas por todo el mundo. Se demostró que estaban presentes los mismos patrones magnéticos generales a ambos lados de cada cresta, aunque los anchos de las anomalías variaban de acuerdo con las tasas de propagación características de las diferentes crestas. También se demostró que los patrones se correspondían con la cronología de las inversiones del campo magnético de la Tierra. Esta coherencia global proporcionó un fuerte apoyo a la hipótesis VMM y llevó al rechazo de las otras explicaciones de las anomalías magnéticas.

En 1963, J. Tuzo Wilson de la Universidad de Toronto propuso la idea de un penacho del manto o punto caliente —Un lugar donde el material del manto caliente se eleva en una pluma estacionaria y semipermanente, y afecta la corteza suprayacente. Él basó esta hipótesis en parte en la distribución de las cadenas de islas de los montes submarinos de Hawai y Emperador en el Océano Pacífico (Figura 10.3.9). La roca volcánica que forma estas islas se vuelve progresivamente más joven hacia el sureste, culminando con la propia isla de Hawai, que consiste en roca que es casi toda menor de 1 Ma. Wilson sugirió que una columna estacionaria de material del manto ascendente caliente es la fuente del vulcanismo hawaiano, y que la corteza oceánica de la Placa del Pacífico se está moviendo hacia el noroeste sobre este punto caliente. Cerca de las islas Midway, la cadena cambia de dirección de forma pronunciada, de noroeste a sureste para las islas hawaianas y casi de norte a sur para los montes submarinos Emperador. Este cambio se atribuye ampliamente a un cambio en la dirección de la placa del Pacífico que se mueve sobre el penacho del manto estacionario, pero una explicación más plausible es que el penacho del manto hawaiano no ha estado realmente estacionario a lo largo de su historia y, de hecho, se ha movido al menos 2.000 km al sur. durante el período comprendido entre 81 y 45 Ma. [2]

Figura 10.3.9 Las edades de las islas hawaianas y los montes submarinos Emperador en relación con la ubicación del penacho del manto hawaiano.

Ejercicio 10.2 Los volcanes y la velocidad del movimiento de las placas

Los volcanes Hawaiano y Emperador que se muestran en la Figura 10.3.9 se enumeran en la siguiente tabla junto con sus edades y sus distancias desde el centro de la pluma del manto debajo de Hawai (la Isla Grande).

Edades de los volcanes hawaianos y emperador y sus distancias desde el centro de la pluma del manto. Calcula su tasa de movimiento en centímetros por año.
isla Edad Distancia Velocidad
Hawai 0 Ma 0 kilometros
Necker 10,3 Ma 1.058 kilometros 10,2 cm / año
A mitad de camino 27,7 Ma 2,432 kilometros
Koko 48,1 Ma 3.758 kilometros
Suiko 64,7 Ma 4.860 kilometros

Trace los datos en el gráfico que se proporciona aquí y use los números de la tabla para estimar las tasas de movimiento de la placa para la placa del Pacífico en cm / año. (Los dos primeros están trazados para usted).

Hay evidencia de muchas plumas de manto de este tipo en todo el mundo (Figura 10.3.10). La mayoría están dentro de las cuencas oceánicas, incluidos lugares como Hawai, Islandia y las Islas Galápagos, pero algunas están debajo de los continentes. Un ejemplo es el punto caliente de Yellowstone en el centro-oeste de los Estados Unidos, y otro es el responsable del Cinturón Volcánico de Anahim en el centro de Columbia Británica. Es evidente que las plumas del manto son fenómenos de larga duración, que duran al menos decenas de millones de años, posiblemente cientos de millones de años en algunos casos.

Figura 10.3.10 Ubicaciones de la pluma del manto. Plumas del manto seleccionadas: 1: Azores, 3: Bowie, 5: Cobb, 8: Eifel, 10: Galápagos, 12: Hawái, 14: Islandia, 17: Camerún, 18: Canarias, 19: Cabo Verde, 35: Samoa, 38 : Tahití, 42: Tristan, 44: Yellowstone, 45: Anahim

Aunque las dorsales oceánicas parecen ser características curvas en la superficie de la Tierra, de hecho las crestas están compuestas por una serie de segmentos en línea recta, compensados ​​a intervalos por fallas perpendiculares a la cresta (Figura 10.3.11). En un artículo publicado en 1965, Tuzo Wilson denominó estas características transformar fallas . Describió la naturaleza del movimiento a lo largo de ellos y mostró por qué hay terremotos solo en la sección de una falla transformante entre dos segmentos de cresta adyacentes. La Falla de San Andrés en California es una falla transformante muy larga que une el extremo sur de la cresta de extensión Juan de Fuca con las crestas de extensión de East Pacific Rise situadas en el Golfo de California (ver Figura 10.4.9). La falla de la reina Charlotte, que se extiende al norte desde el extremo norte de la cordillera de extensión Juan de Fuca (cerca del extremo norte de la isla de Vancouver) hacia Alaska, también es una falla transformante.

Figura 10.3.11 Una parte de la cordillera del Atlántico medio cerca del ecuador. Las dobles líneas blancas se extienden por crestas. Las líneas blancas continuas son zonas de fractura. Como muestran las flechas amarillas, el movimiento relativo de las placas a ambos lados de las zonas de fractura puede ser similar (flechas apuntando en la misma dirección) o opuesto (flechas apuntando en direcciones opuestas). Las fallas de transformación (líneas rojas) se encuentran entre los segmentos de la cresta, donde las flechas amarillas apuntan en direcciones opuestas.

En el mismo artículo de 1965, Wilson introdujo la idea de que la corteza se puede dividir en una serie de placas rígidas y, por lo tanto, es responsable del término placas tectónicas .

Ejercicio 10.3 Modelo de falla de transformación de papel

Figura 10.3.12

Tuzo Wilson usó un modelo de papel, un poco como el que se muestra aquí, para explicar las fallas de transformación a sus colegas. Para usar este modelo, imprima esta página o descargue la imagen de arriba e imprímala, luego corte alrededor del exterior y luego corte a lo largo de la línea A-B (la zona de fractura) con un cuchillo afilado. Doble hacia abajo la mitad superior donde se muestra y luego júntelos en el medio. Haz lo mismo con la mitad inferior.

Figura 10.3.13

Cuando haya terminado, debería tener algo como el ejemplo que se muestra en la Figura 10.3.13, con dos pliegues de papel extendidos debajo. Busque a otra persona para pellizcar esos pliegues con dos dedos justo debajo de cada cresta y luego sepárelos con cuidado donde se muestra. Mientras lo hace, la corteza oceánica emergerá del medio y verá que las partes de la zona de fractura entre las crestas de las crestas se moverán en direcciones opuestas (esta es la falla de transformación) mientras que las partes de la zona de fractura afuera de las crestas de las crestas se moverán en la misma dirección. También verá que la corteza oceánica se magnetiza a medida que se forma en la cresta. Los patrones magnéticos que se muestran son precisos y representan los últimos 2,5 Ma del tiempo geológico.

Hay otras versiones de este modelo disponibles aquí: Modelos en papel de fallas de transformación. [3]

Descripciones de imágenes

Figura 10.3.2 descripción de la imagen: A 500 Ma, las rocas en Europa tenían orientaciones magnéticas hacia arriba. A 400 Ma, la orientación magnética se niveló. Desde 300 Ma hasta el presente, las rocas en Europa mostraron una orientación magnética cada vez más hacia abajo. [Volver a la figura 10.3.2]

Figura 10.3.6 descripción de la imagen: Una sección transversal de la trinchera se formó en la zona de subducción de las Aleutianas cuando la placa del Pacífico se subduce debajo de la placa de América del Norte en el medio del Océano Pacífico. Cuanto más lejos esté un terremoto de esta trinchera (en el lado de la placa de América del Norte), más profundo será. [Volver a la figura 10.3.6]

Atribuciones de los medios

  • Figuras 10.3.1, 10.3.2, 10.3.3, 10.3.5, 10.3.6, 10.3.8, 10.3.11, 10.3.12, 10.3.13: © Steven Earle. CC BY.
  • Figura 10.3.4: & # 8220Elevation & # 8221 por NOAA. Adaptado por Steven Earle. Dominio publico.
  • Figura 10.3.7: & # 8220 Juan de Fuca Ridge & # 8221 por USGS. Adaptado por Steven Earle. Dominio publico. Basado en Raff, A. y Mason, R., 1961, estudio magnético frente a la costa oeste de América del Norte, latitud 40˚ N a 52˚ N, Geol. Soc. America Bulletin, V. 72, pág. 267-270.
  • Figura 10.3.9: & # 8220Hawaii Hotspot & # 8221 por National Geophysical Data Center. Adaptado por Steven Earle. Dominio publico.
  • Figura 10.3.10: & # 8220Hotspots & # 8221 de Ingo Wölbern. Dominio publico.
  1. Más tarde, Ted Irving estableció un laboratorio paleomagnético en el Servicio Geológico de Canadá en Sidney, B.C., e hizo un gran trabajo importante para comprender la geología del oeste de América del Norte. & crarr
  2. J. A. Tarduno et al., 2003, The Emperor Seamounts: Southward Motion of the Hawaiian Hotspot Plume in Earth’s Mantle, Science 301 (5636): 1064–1069. & crarr
  3. Para obtener más información, consulte: Earle, S., 2004, Un modelo de papel simple de una falla de transformación en una cresta de expansión, J. Geosc. Educ. V. 52, pág. 391-2. & crarr

magnetismo de un cuerpo de roca que se formó en el momento en que se formó la roca y es consistente con la orientación del campo magnético que existía en ese momento y lugar

variaciones pasadas en la intensidad y polaridad del campo magnético de la Tierra

un camino de diferentes posiciones de los polos magnéticos definido por datos paleomagnéticos (de hecho, ahora se entiende que los continentes se han desviado, no los polos, por lo que un término más apropiado es "camino de desplazamiento polar aparente")

medición de las propiedades de los sedimentos basada en la detección de sonidos generados en la superficie y reflejados desde las capas debajo de la superficie

El concepto de que la corteza terrestre y el manto superior (litosfera) se dividen en varias placas que se mueven de forma independiente en la superficie e interactúan entre sí en sus límites.

la formación de nueva corteza oceánica por vulcanismo en un límite de placa divergente

el concepto de que las placas tectónicas pueden moverse a través de la superficie de la Tierra

una región de la litosfera que se considera que se mueve a través de la superficie de la Tierra como una sola unidad

una columna de roca caliente (no magma) que se eleva a través del manto (ya sea desde la base o parcialmente hacia arriba) y llega a la superficie donde se extiende y también conduce al vulcanismo de puntos calientes

el área de superficie de vulcanismo y alto flujo de calor por encima de una pluma del manto

un límite entre dos placas que se mueven horizontalmente una con respecto a la otra


El descubrimiento de un nuevo proceso geológico exige cambios en el ciclo de la tectónica de placas

Los elementos de un proceso recientemente descubierto en la tectónica de placas incluyen una masa (peso de la losa de roca), una polea (trinchera), un dashpot (microcontinente) y una cuerda (placa oceánica) que conecta estos elementos entre sí. En el estado inicial, el microcontinente se desplaza hacia la zona de subducción (Figura a). El microcontinente luego se extiende durante su viaje hacia la zanja de subducción debido a la fuerza de tensión aplicada por el tirón de la losa de roca a través de la zona de subducción (Figura b). Finalmente, el microcontinente se acumula en la placa superior y resiste la subducción debido a su baja densidad, lo que hace que la losa descendente se rompa (Figura c). Crédito: Erkan Gün / Universidad de Toronto

Los geocientíficos de la Universidad de Toronto (U of T) y la Universidad Técnica de Estambul han descubierto un nuevo proceso en la tectónica de placas que muestra que se produce un daño tremendo en áreas de la corteza terrestre y la corteza terrestre mucho antes de que debería ser alterada geológicamente por procesos conocidos de límites de placas. destacando la necesidad de enmendar la comprensión actual del ciclo tectónico del planeta y # 8217s.

La tectónica de placas, una teoría aceptada durante más de 60 años que explica los procesos geológicos que ocurren debajo de la superficie de la Tierra, sostiene que su capa exterior está fragmentada en bloques de roca sólida del tamaño de un continente, llamados & # 8220plates & # 8221 que se deslizan sobre la Tierra & # 8217s manto, la capa interior rocosa sobre el núcleo del planeta # 8217s. A medida que las placas se desplazan y chocan entre sí durante períodos de un millón de años, producen de todo, desde volcanes y terremotos hasta cadenas montañosas y fosas oceánicas profundas, en los límites donde chocan las placas.

Ahora, utilizando modelos de supercomputadoras, los investigadores muestran que las placas sobre las que se asientan los océanos de la Tierra están siendo destrozadas por fuerzas tectónicas masivas incluso mientras se desplazan por el globo. Los hallazgos se informan en un estudio publicado esta semana en Nature Geoscience.

El pensamiento hasta ahora se centró solo en la deformación geológica de estas placas a la deriva en sus límites después de haber alcanzado una zona de subducción, como la Fosa de las Marianas en el Océano Pacífico, donde la enorme placa del Pacífico se sumerge debajo de la placa filipina más pequeña y se recicla en Tierra y manto # 8217s.

La nueva investigación muestra daños mucho más tempranos a la placa a la deriva más lejos de los límites de dos placas en colisión, enfocados alrededor de zonas de microcontinentes & # 8212 fragmentos de la corteza continental que se han desprendido de las principales masas continentales para formar islas distintas a menudo a varios cientos de kilómetros de su territorio. lugar de origen.

& # 8220Nuestro trabajo descubre que una parte completamente diferente de la placa se está separando debido al proceso de subducción, y en una fase notablemente temprana del ciclo tectónico & # 8221, dijo Erkan Gün, candidato a doctorado en el Departamento de Ciencias de la Tierra. en la Facultad de Artes y Ciencias de la U of T y autor principal del estudio.

Los investigadores denominan al mecanismo una & # 8220 polea de subducción & # 8221, donde el peso de la porción de subducción que se sumerge debajo de otra placa tectónica, tira de la placa oceánica a la deriva y desgarra las secciones débiles del microcontinente en una fase temprana de daño potencialmente significativo.

& # 8220El daño ocurre mucho antes de que el fragmento del microcontinente alcance su destino para ser consumido en una zona de subducción en los límites de las placas en colisión & # 8221, dijo Russell Pysklywec, profesor y presidente del Departamento de Ciencias de la Tierra en la U of T, y coautor del estudio. Él dice que otra forma de verlo es pensar en la placa oceánica a la deriva como un transportador de equipaje de aeropuerto, y los microcontinentes son como piezas de equipaje que viajan en el transportador.

& # 8220 El sistema de transporte en sí mismo está destrozando el equipaje mientras viaja alrededor del carrusel, antes de que el equipaje llegue a su dueño. & # 8221

Los investigadores llegaron a los resultados tras una misteriosa observación de una gran extensión de rocas en las regiones alpinas de Italia y Turquía. Estas observaciones sugirieron que las placas tectónicas que llevaron las rocas a su ubicación actual ya estaban muy dañadas antes de los eventos de colisión y formación de montañas que normalmente causan deformaciones.

& # 8220 Ideamos y llevamos a cabo modelos computacionales de la Tierra para investigar un proceso para dar cuenta de las observaciones & # 8221, dijo Gün. & # 8220 Resultó que las historias de las rocas de temperatura y presión que medimos con los modelos de la Tierra virtual coinciden estrechamente con la enigmática evolución de las rocas observada en Italia y Turquía. & # 8221

Según los investigadores, los hallazgos refinan algunos de los aspectos fundamentales de la tectónica de placas y exigen una comprensión revisada de esta teoría fundamental en geociencia.

& # 8220Normalmente asumimos & # 8212 y enseñamos & # 8212 que el transportador de placas oceánicas es demasiado fuerte para dañarse mientras se desplaza alrededor del mundo, pero demostramos lo contrario & # 8221, dijo Pysklywec.

Los hallazgos se basan en el legado de J. Tuzo Wilson, también científico de la U of T, y una figura reconocida en geociencias que fue pionera en la idea de la tectónica de placas en la década de 1960.

La investigación fue posible con el apoyo de SciNet y Compute Canada, el Consejo de Investigación de Ciencias Naturales e Ingeniería de Canadá (NSERC) y el Consejo de Investigación Científica y Tecnológica de Turquía.

Referencia:
Erkan Gün, Russell N. Pysklywec, Oğuz H. Göğüş, Gültekin Topuz. Extensión pre-colisión de terrenos microcontinentales mediante una polea de subducción. Nature Geoscience, 2021 DOI: 10.1038 / s41561-021-00746-9

Nota: La publicación anterior se ha reimpreso a partir de materiales proporcionados por la Universidad de Toronto. Original escrito por Sean Bettam.


10: Tectónica de placas - Geociencias

Se ha repetido a menudo en este texto y en otros lugares que la convección del manto es fundamental para la tectónica de placas, y aunque es casi seguro que esto sea así, todavía existe cierto debate sobre las fuerzas reales que hacen que las placas se muevan. Un lado del argumento sostiene que las placas solo se mueven por la tracción causada por la convección del manto. El otro lado sostiene que la tracción juega solo un papel menor y que otras dos fuerzas, empujar la cumbrera y tirar de la losa, son más importantes (Figura 10.28). Algunos argumentan que la verdadera respuesta se encuentra en algún punto intermedio.

Figura 10.28 Modelos para mecanismos de movimiento de placas [SE]

Kearey y Vine (1996) [1] han enumerado algunos argumentos convincentes a favor de la empujar cumbrera / tirar de losa modelo, de la siguiente manera: (a) las placas que están unidas a losas subductoras (p. ej., placas del Pacífico, Australiano y Nazca) se mueven más rápido, y las placas que no lo son (p. ej., placas de América del Norte, América del Sur, Eurasia y África) moverse significativamente más lento (b) para que se aplique el modelo de tracción, el manto tendría que moverse unas cinco veces más rápido de lo que se mueven las placas (porque el acoplamiento entre la astenosfera parcialmente líquida y las placas no es fuerte), y tal Los modelos geofísicos no admiten altas tasas de convección y (c) aunque las placas grandes tienen potencial para una tracción por convección mucho mayor, la velocidad de las placas no está relacionada con el área de las placas.

En el modelo cresta-empujar / losa-tirar, que es el que ha sido adoptado por la mayoría de los geólogos que trabajan en problemas de tectónica de placas, la litosfera es la superficie superior de las celdas de convección, como se ilustra en la Figura 10.29.

Figura 10.29 El modelo cresta-empujar / losa-tirar para el movimiento de placas, en el que la litosfera es la superficie superior de los sistemas convectivos. [SE]

Aunque empujar la cresta / tirar de la losa es el mecanismo preferido para el movimiento de la placa, es importante no subestimar el papel de la convección del manto. Sin convección, no habría crestas desde las que empujar porque la convección hacia arriba trae la roca caliente y flotante a la superficie. Además, muchas placas, incluida nuestra propia placa de América del Norte, se mueven bien, aunque lentamente, sin que se produzca ningún tirón de losa.


77 11.2 Terremotos y tectónica de placas

La distribución de los terremotos en todo el mundo se muestra en la Figura 11.7. Es relativamente fácil ver las relaciones entre los terremotos y los límites de las placas. A lo largo de límites divergentes como la cordillera del Atlántico medio y la elevación del Pacífico oriental, los terremotos son comunes, pero restringidos a una zona estrecha cerca de la cordillera, y consistentemente a menos de 30 km de profundidad. Los terremotos poco profundos también son comunes a lo largo de las fallas transformadoras, como la falla de San Andrés. Along subduction zones, as we saw in Chapter 10, earthquakes are very abundant, and they are increasingly deep on the landward side of the subduction zone.

Figure 11.7 General distribution of global earthquakes of magnitude 4 and greater from 2004 to 2011, colour coded by depth (red: 0-33 km, orange 33-70 km, green: 70-300 km, blue: 300-700 km) [from Dale Sawyer, Rice University, http://plateboundary.rice.edu ,used with permission]

Earthquakes are also relatively common at a few intraplate locations. Some are related to the buildup of stress due to continental rifting or the transfer of stress from other regions, and some are not well understood. Examples of intraplate earthquake regions include the Great Rift Valley area of Africa, the Tibet region of China, and the Lake Baikal area of Russia.

Earthquakes at Divergent and Transform Boundaries

Figure 11.8 provides a closer look at magnitude (M) 4 and larger earthquakes in an area of divergent boundaries in the mid-Atlantic region near the equator. Here, as we saw in Chapter 10, the segments of the mid-Atlantic ridge are offset by some long transform faults. Most of the earthquakes are located along the transform faults, rather than along the spreading segments, although there are clusters of earthquakes at some of the ridge-transform boundaries. Some earthquakes do occur on spreading ridges, but they tend to be small and infrequent because of the relatively high rock temperatures in the areas where spreading is taking place.

Figure 11.8 Distribution of earthquakes of M4 and greater in the area of the mid-Atlantic ridge near the equator from 1990 to 1996. All are at a depth of 0 to 33 km [SE after Dale Sawyer, Rice University, http://plateboundary.rice.edu]

Earthquakes at Convergent Boundaries

The distribution and depths of earthquakes in the Caribbean and Central America area are shown in Figure 11.9. In this region, the Cocos Plate is subducting beneath the North America and Caribbean Plates (ocean-continent convergence), and the South and North America Plates are subducting beneath the Caribbean Plate (ocean-ocean convergence). In both cases, the earthquakes get deeper with distance from the trench. In Figure 11.9, the South America Plate is shown as being subducted beneath the Caribbean Plate in the area north of Colombia, but since there is almost no earthquake activity along this zone, it is questionable whether subduction is actually taking place.

Figure 11.9 Distribution of earthquakes of M4 and greater in the Central America region from 1990 to 1996 (red: 0-33 km, orange: 33-70 km, green: 70-300 km, blue: 300-700 km) (Spreading ridges are heavy lines, subduction zones are toothed lines, and transform faults are light lines.) [SE after Dale Sawyer, Rice University, http://plateboundary.rice.edu]

There are also various divergent and transform boundaries in the area shown in Figure 11.9, and as we’ve seen in the mid-Atlantic area, most of these earthquakes occur along the transform faults.

The distribution of earthquakes with depth in the Kuril Islands of Russia in the northwest Pacific is shown in Figure 11.10. This is an ocean-ocean convergent boundary. The small red and yellow dots show background seismicity over a number of years, while the larger white dots are individual shocks associated with a M6.9 earthquake in April 2009. The relatively large earthquake took place on the upper part of the plate boundary between 60 km and 140 km inland from the trench. As we saw for the Cascadia subduction zone, this is where large subduction earthquakes are expected to occur.

In fact, all of the very large earthquakes — M9 or higher — take place at subduction boundaries because there is the potential for a greater width of rupture zone on a gently dipping boundary than on a steep transform boundary. The largest earthquakes on transform boundaries are in the order of M8.

Figure 11.10 Distribution of earthquakes in the area of the Kuril Islands, Russia (just north of Japan) (White dots represent the April 2009 M6.9 earthquake. Red and yellow dots are from background seismicity over several years prior to 2009.) [SE after Gavin Hayes, from data at http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/eqarchives/subduction_zone/us2009fdak/szgc/ku6_trench.pdf]

The background seismicity at this convergent boundary, and on other similar ones, is predominantly near the upper side of the subducting plate. The frequency of earthquakes is greatest near the surface and especially around the area where large subduction quakes happen, but it extends to at least 400 km depth. There is also significant seismic activity in the overriding North America Plate, again most commonly near the region of large quakes, but also extending for a few hundred kilometres away from the plate boundary.

The distribution of earthquakes in the area of the India-Eurasia plate boundary is shown in Figure 11.11. This is a continent-continent convergent boundary, and it is generally assumed that although the India Plate continues to move north toward the Asia Plate, there is no actual subduction taking place. There are transform faults on either side of the India Plate in this area.

Figure 11.11 Distribution of earthquakes in the area where the India Plate is converging with the Asia Plate (data from 1990 to 1996, red: 0-33 km, orange: 33-70 km, green: 70-300 km). (Spreading ridges are heavy lines, subduction zones are toothed lines, and transform faults are light lines. The double line along the northern edge of the India Plate indicates convergence, but not subduction. Plate motions are shown in mm/y.) [SE after Dale Sawyer, Rice University, http://plateboundary.rice.edu]

The entire northern India and southern Asia region is very seismically active. Earthquakes are common in northern India, Nepal, Bhutan, Bangladesh and adjacent parts of China, and throughout Pakistan and Afghanistan. Many of the earthquakes are related to the transform faults on either side of the India Plate, and most of the others are related to the significant tectonic squeezing caused by the continued convergence of the India and Asia Plates. That squeezing has caused the Asia Plate to be thrust over top of the India Plate, building the Himalayas and the Tibet Plateau to enormous heights. Most of the earthquakes of Figure 11.11 are related to the thrust faults shown in Figure 11.12 (and to hundreds of other similar ones that cannot be shown at this scale). The southernmost thrust fault in Figure 11.12 is equivalent to the Main Boundary Fault in Figure 11.11.

Figure 11.12 Schematic diagram of the India-Asia convergent boundary, showing examples of the types of faults along which earthquakes are focussed. The devastating Nepal earthquake of May 2015 took place along one of these thrust faults. [SE after D. Vouichard, from a United Nations University document at: http://archive.unu.edu/unupress/unupbooks/80a02e/80A02E05.htm]

There is a very significant concentration of both shallow and deep (greater than 70 km) earthquakes in the northwestern part of Figure 11.11. This is northern Afghanistan, and at depths of more than 70 km, many of these earthquakes are within the mantle as opposed to the crust. It is interpreted that these deep earthquakes are caused by northwestward subduction of part of the India Plate beneath the Asia Plate in this area.

Ejercicios

Exercise 11.1 Earthquakes in British Columbia

This map shows the incidence and magnitude of earthquakes in British Columbia over a one-month period in March and April 2015.

1. What is the likely origin of the earthquakes between the Juan de Fuca (JDF) and Explorer Plates?

2. The string of small earthquakes adjacent to Haida Gwaii (H.G.) coincides closely with the rupture surface of the 2012 M7.7 earthquake in that area. How might these earthquakes be related to that one?

3. Most of the earthquakes around Vancouver Island (V.I.) are relatively shallow. What is their likely origin?

4. Some of the earthquakes in B.C. are interpreted as being caused by natural gas extraction (including fracking). Which of the earthquakes here could fall into this category?


NEW HIGH P-T EXPERIMENTS

We undertook new high PAG-T experiments at 825–1000 °C and 1.6–2.2 GPa on a primitive and depleted (relatively high MgO and low light rare earth elements [LREEs], Th, and U) anhydrous sample from the Ontong Java oceanic plateau (OJP) (see the Methods section of the GSA Data Repository 1 , and Tables DR1 and DR2 therein). All of the previous starting compositions reported in the literature are significantly different from our OJP sample in at least several major elements (Table DR1).

Evidence for Eoarchean subduction compelled us to explore a subduction environment from which to generate ETTG. A shallow subducting slab is converted to an amphibolite with ∼2–3 wt% water (Peacock, 1993), and therefore, a similar amount of water was added to the anhydrous OJP material to form partial melts in equilibrium with an amphibolite containing plagioclase and/or garnet depending on the PAG-T condiciones. Above ∼900 °C, the OJP sample undergoes partial melting to generate tonalite liquids (Fig. 1A Table DR3) and our experiments replicate melt-generating processes that occurred at the top of a subducting Eoarchean slab. Lower crustal sections (<3–4 km depth) would be essentially anhydrous (Foley et al., 2002 Moyen and Martin, 2012 Tang et al., 2016), and therefore, our results do not represent intracrustal melting mechanisms deep within Eoarchean oceanic crust.

With the exception of K2O, our tonalite melts plot within the major element liquid lines of descent for ETTG (Hoffmann et al., 2011 Nutman et al., 2009), and Figures 1B and 1C show this using TiO2 and MgO as examples (see Table DR4 for a full major element comparison). Previous experimental melts are highly variable but generally have a poor fit with regards to either TiO2 or MgO (or other major elements). Our K2O values are below those for ETTG (previous experimental liquids are again highly variable), but K2O, unlike other major elements, is easily mobilized in subducted slab-derived aqueous fluids, and so ETTG may have gained K2O from fluids derived by dehydration of subducted crust as well as from slab melts. Accordingly, we use the methodology of Kogiso et al. (1997) to mix our tonalites with a theoretical K2O-enriched aqueous slab fluid that increases the K2O content such that all of our experimental major element compositions now plot with ETTG (Fig. 1D Table DR4). Using a primitive oceanic plateau starting composition with higher K2O concentrations to increase the K2O abundances in our melts is not practical because primitive oceanic plateau lavas have very low K2O (average of ∼0.1 wt% from the OJP and Caribbean, similar to our starting material) (Fitton and Godard, 2004 Hastie et al., 2016). Nevertheless, future experiments using more differentiated oceanic plateau material may be able to generate melts with higher K2O without requiring the addition of a slab fluid.

Figure 2A shows that the trace element concentrations of our tonalite liquids also have compositions nearly identical to that of ETTG (Table DR5). Importantly, the range of heavy REE (HREE) concentrations is replicated, from high-HREE contents with residual plagioclase to progressively lower HREE concentrations as residual garnet increases in modal abundance. Additionally, the liquids have low Eoarchean-like Sr contents ranging from 133 to 474 ppm, with melts in equilibrium with residual plagioclase having lower values (Fig. 2A). Residual amphibole and titanomagnetite also generate a characteristic negative Ti anomaly. Data from previous experimental liquids derived from Hadean greenstone (Adam et al., 2012) and back-arc starting materials (Rapp et al., 1999) largely overlap the ETTG data, but several elements plot outside the ETTG field (e.g., Sr), and the melts generally do not replicate the overall ETTG pattern as well as our OJP melts—particularly the negative Ti anomaly (even with residual rutile) (Fig. 2B).

Our tonalites have a variably small negative Nb anomaly (MORB-normalized [mn] La/NbMinnesota ratios of 0.7–2.3) compared with ETTG (La/NbMinnesota ratios of 1.3–11.5). However, the La/NbMinnesota ratios in our melts can be increased if we mix them with the same slab-derived fluid that we used to increase the K2O (Fig. 1D). We assume that only Th, U, Sr, and the LREEs are mobile in a slab-derived aqueous fluid (Kogiso et al., 1997) (Table DR6). A 96% tonalite and 4% slab fluid mixture generates a higher La/NbMinnesota ratio of 1.4–3.5 that brackets about half of the ETTG samples while still retaining ETTG-like concentrations for the other elements (Fig. 2C). Oceanic plateau starting material with higher TiO2 concentrations may stabilize rutile as a residual phase instead of titanomagnetite here, and this could lead to higher La/NbMinnesota in subsequent melts. Primitive oceanic plateau samples commonly have low TiO2 abundances similar to that in the starting material in our experiments (Fitton and Godard, 2004 Hastie et al., 2016) however, more differentiated oceanic plateau material does have commonly higher TiO2 and potentially could stabilize rutile. Again, future experiments using more differentiated oceanic plateau material are required to explore this possibility. Nonetheless, assuming that Eoarchean oceanic crust is similar to primitive oceanic plateau basalts, our tonalite melt and slab fluid mixtures represent the simplest model to explain ETTG major and trace element compositions.


Do impacts impact global tectonics?

Plate tectonics is the framework through which we understand the large-scale Phanerozoic history of Earth. The question of when and how plate tectonics began remains the subject of debate, in no small part because through subduction, plate tectonics destroys much of the evidence of its earlier activity. Estimates of the onset of plate tectonics vary from the Hadean (Hopkins et al., 2008), to the Archean (Brown, 2006), to the Neoproterozoic (Stern 2005, 2008). There is no rock record from the Hadean, and only a limited rock record from the Archean. Thus, it is unlikely that we will determine whether any deformation recorded during this time period was part of a globally connected plate boundary system or a regional, transient event.

Spherule beds are preserved within Archean age rocks in the Barberton greenstone belt, South Africa (Lowe and Byerly, 1986 Lowe et al., 1989) and the Pilbara craton, Australia (Glikson et al., 2016). Archean spherule beds formed from the distal ejecta of large bolide impacts. These beds contain important clues regarding their formation—the thickness of the beds can be used to estimate the size of the impactor (Johnson and Melosh, 2012). Lowe et al. (2014) described four additional spherule beds and placed their formation at the same time as the first major episode of orogeny and crustal deformation in the Barberton greenstone belt (3.26–3.23 Ga). Lowe et al. further suggested that these impacts may have been the trigger that initiated the modern plate tectonic regime. A new contribution by O’Neill et al. (2020, page 174 in this issue) uses the characteristics of these recently described spherule beds to constrain the size and velocity of the impactors that formed them, extending the Archean impact record. They then use the Archean impact record as input to geodynamic models to test Lowe et al.’s hypothesis that these impacts could have initiated a modern style of plate tectonics.

Lowe et al. (2014) were not the first to postulate that the Archean greenstone belts record plate tectonic activity. There are multiple lines of evidence that plate tectonics may have been operating in the Archean, including apparent polar wander curves (O’Neill et al., 2007), felsic volcanism consistent with melting of a water-rich source, and isotopic systematics similar to modern-day arcs (Hugh Smithies et al., 2018 O’Neill et al., 2018). The absence of clearly identified fold-and-thrust belts, tectonic mélanges, or ophiolites in the Archaean rock record casts doubts on the subduction interpretation (e.g., Stern, 2005 Moyen and van Hunen, 2012).

Geodynamic calculations have become an important hypothesis-testing tool when combined with the Precambrian geological record (c.f., van Hunen and Moyen, 2012: O’Neill et al., 2018 Stern and Gerya, 2018). These models are based on basic laws of physics, including the conservation of mass and energy, as well as Newton’s second law, sometimes misleadingly described as the conservation of momentum. To reduce the number of variables and create a set of equations that can be solved, a set of constitutive equations are required. For mantle convection, stress and strain rate are related through the viscosity. The viscosity of silicate minerals depends on temperature, pressure, composition, stress, grain size, water content, and history (c.f., King, 2016). Our understanding of viscosity is limited, in part due to the challenge of measuring the viscosity of silicate minerals at high pressures and temperatures, and the reality that the strain-rates achievable in such laboratory measurements must be extrapolated by orders of magnitude to mantle conditions. Geodynamic calculations are built upon solid physical principles the calculations are limited in so far as our understanding of mantle viscosity is limited, and the appropriateness of the initial and boundary condition choices.

Several modes of surface behavior are recognized in geodynamic models. In stagnant-lid convection, the lithosphere is immobile with surface heat flow limited by conduction. In mobile-lid convection, the lithosphere is part of the convecting system, cooling as it advects along the surface, and sinking back into the warmer mantle. All other factors being equal, a stagnant-lid planet will have a hotter mantle than a mobile-lid planet. The transition from stagnant-lid to mobile-lid tectonics in geodynamic modeling has enriched our understanding of plate tectonics on Earth. As the mantle becomes hotter than at present day, many models show that plate-like behavior becomes episodic, with alternating periods of mobile-lid and stagnant-lid behavior (c.f., van Hunen and Moyen, 2012). An implication of these models is that evidence for plate tectonics may appear and disappear in the geological record, and subduction may repeatedly fail (O’Neill et al., 2018).

The primary force driving plate tectonics is the negative buoyancy in subducted slabs (Forsyth and Uyeda, 1975). It is unclear what additional processes could produce the large forces necessary to initiate subduction on a pre–plate tectonic planet. To identify and test candidate processes, researchers have modeled the arrival of large plumes under the lithosphere (Gerya et al., 2015), magmatic weakening and volcanic loading (Moore and Webb, 2013 Nakagawa and Tackley, 2014), and bolide impacts (O’Neill et al., 2017). In many cases, subduction is transient, with the mantle reverting to a stagnant-lid state after a relatively brief time interval.

In a previous study, O’Neill et al. (2017) examined the effect of bolide impacts on a Hadean Earth, finding that the thermal anomalies produced by extremely large impacting bolides (>∼700 km in diameter) induce mantle upwellings that are capable of driving transient subduction events. These transient events terminate because the hotter Hadean mantle had a lower viscosity than the present-day mantle, reducing the coupling between the mantle and lithosphere (O’Neill et al., 2007), and the higher temperatures weakened the core of the subducting slab, resulting in necking and breakoff that reduces the slab pull force on the plate (van Hunen and Moyen, 2012).

The present O’Neill et al. study (2020) addresses whether the estimated size and frequency of Mesoarchean impacts could have initiated subduction, and whether these events could have developed into a globally connected plate boundary network that continued without interruption to the present. There are several significant differences between the Hadean and Archean environments that will directly impact the geodynamic modeling. The Archean mantle should be cooler than the Hadean mantle (c.f., Christensen, 1985) and there should be smaller, less-frequent bolide impacts in the Archean when compared to the Hadean (Bottke et al. 2012). Thus, it is not possible to rescale the results of O’Neill et al.’s (2017) Hadean Earth study to address impact-induced subduction in the Archean.

The two studies by O’Neill et al. (2017, 2020) are among the first studies to model the role of bolide impacts on planet-wide tectonic behavior applied to Earth. Both studies concluded that, if initiated, subduction would be a transient event, lasting only tens of millions of years, and leaving open the question of when plate tectonics (as the globally connected plate boundary network that we recognize today) took hold. The O’Neill et al. (2017, 2020) results are at odds with the results of Foley et al. (2014). The reason for the discrepancy may be that O’Neill et al. used a yield-stress formulation while Foley et al. (2014) used a formulation where the plate boundaries are weakened by grain-size reduction (Bercovici and Ricard, 2014).

Foley (2018) suggested that the difference between the two formulations is related to how they respond to changes in lithospheric stress. In yield-stress formulations, when the lithospheric stress decreases, the stress level at the boundaries may no longer exceed the yield stress, resulting in lithospheric stagnation. In contrast, when lithosphere stress drops with increasing mantle temperature or heat production rate, the deformational work, which drives grain-size reduction, increases. Thus, in grain-size reduction formulations, the ability to form weak plate boundaries is not impeded by early Earth thermal conditions. Both formulations are based on sound physical principles. Yet it is not clear how each method applies to the complex environment of subduction zones. Our understanding of subduction initiation is limited by our understanding of the process by which a stagnant lithosphere begins to deform.

Some may wonder whether appealing to a bolide impact as a trigger for subduction initiation is truly necessary. It is clear from the other inner Solar System bodies (Mercury, Venus, Mars, and the Moon) that bolide impacts were a significant process in the inner Solar System during the Hadean and Archean (Bottke et al., 2012). Thus, bolide impacts played a significant role in the Hadean and Archean on Earth. Geodynamicists assumed that because Earth’s mantle is convecting well above the critical Rayleigh number, over the course of Earth history the initial state of the mantle will be long forgotten. Weller and Lenardic (2012) showed that models with identical parameters starting from different initial conditions may end up in different states (e.g., stagnant-lid versus mobile-lid convection). When and whether a planet exhibits plate tectonics are likely functions of the initial state and history of the planet.

When plate tectonics began has a fundamental control on the thermal evolution of Earth, because planets lose heat more effectively with a mobile lid than a stagnant lid. Thus, the earlier plate tectonics began, the further Earth has cooled from its initial state. The hypothesis that plate tectonics is necessary to create the kind of stable surface environment necessary for a habitable planet is of interest to the exoplanet community (Kasting and Catling, 2003).


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