David Pratt, © 2000
Publicado por primera vez en Journal of Scientific Exploration,
vol. 14, n° 3, p. 307-352, 2000.
Contenidos:
06. Surgimiento e inmersión
-Tectónica vertical
-Los continentes
-Los océanos
-Tectónica vertical
-Los continentes
-Los océanos
06. Surgimiento e inmersión
Tectónica vertical
La tectónica de placas busca explicar todas las estructuras geológicas, principalmente en términos de movimientos horizontales simples de las placas litosféricas (rift, extensión, colisión y subducción), pero las interacciones aleatorias de placas no pueden dar cuenta del carácter recurrente de los procesos geológicos, es decir, el ciclo geotectónico que a veces funciona a escala global (Wezel, 1992). Tampoco explican los levantamientos y sumersiones a gran escala que han caracterizado la evolución de la corteza terrestre, especialmente aquéllos que ocurren lejos de los "límites de placa" como en los interiores continentales, y los movimientos oscilatorios verticales que involucran a vastas regiones (Ilich, 1972; Beloussov, 1980, 1990; Chekunov, Gordienko y Guterman, 1990; Genshaft y Saltykowski, 1990). La presencia de estratos marinos a miles de metros sobre el nivel del mar (por ejemplo, cerca de la cima del Monte Everest) y los grandes espesores de sedimentos de aguas poco profundas en algunas cuencas antiguas indican que han tenido lugar movimientos verticales de corteza de al menos 9 kms. sobre el nivel del mar y 10-15 kms. bajo ese rango (Spencer, 1977).
También se han producido grandes movimientos verticales a lo largo de márgenes continentales. Por ejemplo, el margen continental atlántico de Norteamérica ha disminuido hasta 12 kms. desde el Jurásico (Sheridan, 1974). En Barbados, los carbones terciarios que representan un entorno tropical y de aguas poco profundas se producen bajo légamos de aguas hondas, lo que indica que durante los últimos 12 millones de años la corteza se hundió a más de 4-5 kms. de profundidad para la deposición del lodo y luego se volvió a levantar. Una situación similar ocurre en Indonesia, donde los légamos de aguas profundas se producen sobre el nivel del mar e intercaladas entre sedimentos terciarios de aguas superficiales (James, 1994).
En tectónica de placas, el principal mecanismo de construcción de montañas es la compresión lateral provocada por colisiones de continentes, arcos de islas, mesetas oceánicas, montes submarinos y dorsales. En este modelo, la subducción continúa sin génesis de montaña hasta que se produce el choque, mientras se supone que sólo la subducción causa dichas formaciones en el modelo de no-impacto. Además de ser mutuamente contradictorios, ambos paradigmas son inadecuados como han admitido varios partidarios tectonistas (p. ej., Cebull y Shurbet, 1990, 1992; Van Andel, 1998). El modelo de no-colisión falla en explicar cómo la subducción continua puede dar paso a orogenia discontinua, mientras que la hipótesis de choque es desafiada por acontecimientos de generación montañosa donde no se puede presumir una colisión continental, y tampoco esclarece la actividad contemporánea en construcción de montaña a lo largo de cadenas como Los Andes y en torno a una gran parte en el resto del borde del Pacífico.
Se piensa que Asia chocó con Europa a fines del Paleozoico produciendo los Montes Urales, pero abundantes datos geológicos de campo demuestran que las plataformas de Siberia y Europa del Este (rusa) han formado un sólo continente desde la fase precámbrica (Meyerhoff y Meyerhoff, 1974a). McGeary y Plummer (1998) sostienen que la reconstrucción de tectónica de placas en la génesis de las montañas Apalaches y en términos de tres colisiones sucesivas de Norteamérica parece "demasiado inverosímil incluso para una trama de ciencia ficción" (p. 114), pero agregan que la tectónica hace que la teoría sea más aceptable. Por su parte, Ollier (1990) afirma que las extravagantes explicaciones de placas tectónicas ignoran toda la geomorfología y gran parte de la historia geológica conocida de los Apalaches; también dice que de todos los mecanismos posibles que podrían explicar los Alpes, la más ingenua es la colisión de las placas Africana y Europea.
Se cree que el Himalaya y la meseta tibetana fueron elevados por el impacto entre las placas India y Asiática. Sin embargo, esto no esclarece por qué los lechos a ambos lados de la supuesta zona de choque permanecen relativamente tranquilos y con baja inmersión, mientras que los Himalayas se levantaron supuestamente como resultado y a unos 100 kms. de distancia junto con las montañas Kunlun al norte de la meseta tibetana. Las terrazas fluviales en varias partes de los Himalayas son casi perfectamente horizontales y están desinclinadas, lo que sugiere que dicha cordillera se elevó en modo vertical y no como resultante de una compresión horizontal (Ahmad, 1990). Los modelos de colisión generalmente asumen que el levantamiento de la meseta tibetana comenzó durante el Eoceno temprano o más tarde (tras unos 50 millones de años), pero los datos paleontológicos, paleoclimatológicos, paleoecológicos y sedimentológicos muestran de manera concluyente que no pudo haber ocurrido una elevación importante antes del Plioceno inicial, esto es, hace 5 millones de años (Meyerhoff, 1995).
Existe una amplia evidencia de que el flujo calórico del manto y el transporte de material pueden generar cambios significativos en el grosor, la composición y densidad de la corteza, lo que resulta en elevaciones y hundimientos sustanciales. Esto se enfatiza en muchas de las teorías alternativas a la tectónica de placas (para una descripción general, ver Yano y Suzuki, 1999), como el modelo de regímenes endógenos (Beloussov, 1980, 1981, 1990, 1992; Pavlenkova, 1995, 1998). Los tectonistas también invocan cada vez más el diapirismo del manto como mecanismo para causar o promover tectogénesis; hoy existen abundantes constataciones de que las cámaras magmáticas poco profundas están omnipresentes bajo los cinturones tectónicos activos.
Numerosos estudios vienen contradiciendo la hipótesis popular de que el estiramiento de la corteza fue causa protagónica para la formación de cuencas sedimentarias profundas en la corteza continental, y así los procesos de ascensión de material del manto y aumentos en densidad litosférica se reconocen cada vez más como mecanismo alternativo (Pavlenkova, 1998; Artyushkov 1992; Artyushkov y Baer, 1983; Anfiloff, 1992; Zorin y Lepina, 1989). Esto puede implicar transformaciones de la fase gabro-eclogita en la corteza inferior (Artyushkov 1992; Haxby, Turcotte y Bird, 1976; Joyner, 1967), un proceso que también se ha propuesto como posible explicación para el hundimiento continuo de la cuenca del Mar del Norte, donde tampoco existe evidencia de estiramiento a gran escala (Collette, 1968).
La tectónica de placas predice patrones simples de flujo calorífero en torno a la Tierra. Debería existir una amplia banda con altas efusiones calientes bajo la longitud total del sistema de rifts mesoceánicos y bandas paralelas de flujo calorífico alto y bajo a lo largo de las zonas de Benioff. Se predice que las regiones interplaca tienen una efusión de calor baja, pero el patrón realmente observado es bastante diferente pues hay bandas entrecruzadas de alta corriente calórica que cubren toda la superficie de la Tierra (Meyerhoff et al., 1996a). Generalmente el vulcanismo de interplaca se atribuye a las "plumas mantélicas" o ascenciones de material caliente desde lo profundo del manto; también se afirma que el movimiento de las placas sobre las plumas da lugar a trazas de puntos calientes (cadenas de islas volcánicas y montes submarinos). Por lo tanto, tales trazas debieran mostrar una progresión de edad de un extremo al otro, pero una gran mayoría de ellas muestra poca o ninguna (Keith, 1993; Baksi, 1999). Sobre la base de evidencias geológicas, geoquímicas y geofísicas, Sheth (1999) argumentó que la hipótesis de la pluma es infundada, artificial e inválida y ha llevado a los geocientíficos a un callejón sin salida.
Los cinturones tectónicos activos están ubicados en bandas de alta fluencia calórica, que también se caracterizan por muchos otros fenómenos que no calzan fácilmente con la hipótesis tectonista, e incluyen bandas de microterremotos (que abarcan "límites de placas difusas") no coincidentes con las ubicaciones predichas de placas tectónicas; cinturones segmentados de fallas, fracturas y fisuras lineales; cinturones fraccionados de surgencias mantélicas y diapiros; estructuras geológicas vorticales; lentes lineales de manto superior anómalo (baja velocidad) que comúnmente están superpuestas por zonas de baja velocidad más superficiales y pequeñas; la existencia de deformación bisimétrica en todos los pliegues, con estados coexistentes de compresión y tensión; sectores de desplazaiento por rumbo y líneas tectónicas similares que van desde fisuras simples hasta Verschluckungszonen ("zonas de engullimiento"); cinturones tectónico-magmáticos que se desplazan hacia el este, y zonas geotérmicas. La investigación de estos fenómenos ha llevado al desarrollo de una nueva e importante hipótesis de geodinámica, conocida como tectónica de tensiones, que rechaza tanto la propagación del fondo marino como la deriva continental (Meyerhoff et al., 1992b, 1996a; Meyerhoff, 1995).
La tectónica de tensiones postula que todas las características principales en la superficie de la Tierra -inclutendo rifts, cinturones plegables, cinturones metamórficos y zonas de falla transcurrente- están subyacentes por cámaras y canales de magma poco profundos (menos de 80 kms.) conocidos como "canales de tensión". Los datos sismotomográficos sugieren que estos canales forman una red mundial interconectada que se ha denominado "sistema cardiovascular de la Tierra". Dichos conductos coinciden con las ya mencionadas lentes de manto anómalo y sectores asociados con baja velocidad, y los de tipo activo se distinguen por una alta fluencia calorífica y microterremotos. El magma de la astenosfera fluye lentamente a través de canales activos a una velocidad de unos pocos centímetros al año. Esta corriente horizontal se demuestra por dos características principales de superficie: fallas, fracturas y fisuras lineales y paralelas al cinturón, y la división de cinturones tectónicos en segmentos bastante uniformes. Los mismos rasgos particularizan todos los flujos de lava y túneles, y también se han observado en Marte, Venus y varias lunas de los planetas exteriores.
La tectónica de tensiones postula que el origen principal de la geodinámica es la compresión de la litosfera generada por enfriamiento y contracción de la Tierra. A medida que la compresión aumenta durante un ciclo geotectónico, hace que el magma se mueva a través de un canal en oleadas pulsantes y eventualmente lo rompe, de modo que los contenidos del conducto se elevan bilateralmente hacia arriba y afuera para iniciar la tectogénesis. La astenosfera (en las regiones donde está presente) se contrae alternadamente durante los períodos de actividad tectónica y se expande en inactividad. La rotación de la Tierra combinada con el desfase diferencial entre la litosfera más rígida (arriba) y la astenosfera más fluida (abajo) hace que los materiales fluidos o semifluidos se muevan predominantemente hacia el este, y ello explica la migración a través del tiempo y en igual curso de muchos arcos magmáticos o volcánicos, batolitos, fallas, depocentros y cinturones.
Los continentes
Es un hecho asombroso que se situaran bajo el mar casi todas las rocas sedimentarias que componen los continentes. Éstos han experimentado repetidas inundaciones marinas, pero como los sedimentos se depositaron principalmente en aguas someras (menos de 250 mts.) los mares se describen como "epicontinentales". Las transgresiones y regresiones marinas se atribuyen generalmente a los cambios eustáticos en el nivel del mar causados por vuelcos en el volumen de las dorsales mesoceánicas. Van Andel (1994) señala que esta interpretación no puede explicar los cerca de 100 ciclos más breves de cambios en el nivel del mar, especialmente porque las transgresiones y regresiones no siempre son simultáneas en todo el mundo. El autor propone que grandes regiones o continentes enteros deben experimentar movimientos epeirogénicos verticales y lentos que atribuye a una distribución desigual de temperatura y densidad en el manto, combinado con flujo convectivo. Algunos especialistas han vinculado inundaciones y retiradas marinas a un ciclo térmico global, lo que provoca levantamiento y subsidencia continentales (Rutland, 1982; Sloss y Speed, 1974). Van Andel (1994) admite que los movimientos epeirogénicos "encajan mal en la tectónica de placas" (p. 170) y por lo tanto son ampliamente ignorados.
Es un hecho asombroso que se situaran bajo el mar casi todas las rocas sedimentarias que componen los continentes. Éstos han experimentado repetidas inundaciones marinas, pero como los sedimentos se depositaron principalmente en aguas someras (menos de 250 mts.) los mares se describen como "epicontinentales". Las transgresiones y regresiones marinas se atribuyen generalmente a los cambios eustáticos en el nivel del mar causados por vuelcos en el volumen de las dorsales mesoceánicas. Van Andel (1994) señala que esta interpretación no puede explicar los cerca de 100 ciclos más breves de cambios en el nivel del mar, especialmente porque las transgresiones y regresiones no siempre son simultáneas en todo el mundo. El autor propone que grandes regiones o continentes enteros deben experimentar movimientos epeirogénicos verticales y lentos que atribuye a una distribución desigual de temperatura y densidad en el manto, combinado con flujo convectivo. Algunos especialistas han vinculado inundaciones y retiradas marinas a un ciclo térmico global, lo que provoca levantamiento y subsidencia continentales (Rutland, 1982; Sloss y Speed, 1974). Van Andel (1994) admite que los movimientos epeirogénicos "encajan mal en la tectónica de placas" (p. 170) y por lo tanto son ampliamente ignorados.
Fig. 9. Cambios en el nivel del mar para seis continentes. En cada intervalo de tiempo difieren ampliamente las elevaciones del nivel del mar para los diversos continentes, destacando la importancia de los movimientos tectónicos verticales a escala regional y continental (reimpreso con permiso de Hallam, 1977; derechos de autor por Nature).
Van Andel (1994) afirma que las "placas" suben o bajan no más de unos cientos de metros, siendo ésta la profundidad máxima en la mayoría de los mares "epicontinentales". Sin embargo, esto pasa por alto un hecho elemental, pues a menudo se depositaron enormes espesores de sedimentos durante incursiones marinas y comúnmente requerían movimientos de corteza verticales por muchos kilómetros. Los sedimentos se acumulan en las regiones de subsidencia y su espesor suele estar cerca del grado de asentamiento. En los cinturones móviles e inestables que bordean plataformas continentales firmes, muchas fosas geosinclinales y depresiones circulares han acumulado espesores sedimentarios de 10 a 14 kms. y en algunos casos de 20. Aunque la cubierta sedimentaria en las propias plataformas suele tener menos de 1,5 kms. en grosor, no son desconocidas las cuencas con espesuras sedimentarias de 10 kms. e incluso 20 (C.B. Hunt, 1992; Dillon, 1974; Beloussov, 1981; Pavlenkova, 1998).
La subsidencia no puede atribuirse únicamente al peso de los sedimentos que se acumulan porque la densidad de las rocas sedimentarias es mucho menor que aquélla del material de la subcorteza; por ejemplo, la deposición de 1 km. de sedimento marino causará sólo un medio kilómetro de subsidencia (Holmes, 1965; Jeffreys, 1976). Además, las cuencas sedimentarias necesitan no sólo una depresión continua en su base para acomodar más sedimentos, sino también una elevación continua de tierra adyacente con objeto de proporcionar una fuente para los mismos. En las geosinclinales, la subsidencia comúnmente ha estado seguida de levantamiento y plegado para producir cadenas montañosas, y esto obviamente no puede explicarse por los cambios en la carga de la superficie. La compleja historia del alzado y la subsidencia oscilantes de la corteza parecen requerir cambios profundos en la composición y densidad litosféricas, y movimientos verticales y horizontales en el material del manto. La densidad no es el único factor implicado, lo que se muestra con el hecho de que en las regiones de actividad tectónica los movimientos verticales a menudo intensifican las anomalías de gravedad en vez de actuar para restablecer el equilibrio isostático. Por ejemplo, el Gran Cáucaso se halla sobrecargado, pero tiene elevación en lugar de hundimiento (Beloussov, 1980; Jeffreys, 1976).
En las regiones donde todos los sedimentos fueron depositados en aguas someras, de alguna forma la subsidencia debe haber seguido el ritmo de la sedimentación. Por otro lado, en las eugeosinclinales el hundimiento procedió más rápido que la sedimentación, resultando en una cuenca marina con varios kilómetros de profundidad. Ejemplos de eugeosinclinales anteriores a la etapa de elevación son los Sayanes en el Paleozoico temprano, la vertiente oriental de los Urales en el Paleozoico temprano y medio, los Alpes en el Jurásico y el Cretácico temprano, y la Sierra Nevada en el Triásico (Beloussov, 1980). Con frecuencia los tectonistas afirman que las geosinclinales se forman únicamente en los márgenes de las placas en los límites entre continentes y océanos; sin embargo, hay muchos ejemplos de geosinclinales producidas en entornos intracontinentales (Holmes, 1965), y un gran volumen de pruebas contradice la creencia de que los ofiolitos encontrados en ciertas áreas geosinclinales son invariablemente restos de corteza oceánica (Beloussov, 1981; Bhat, 1987; Luts, 1990; Sheth, 1997).
Los océanos
En épocas remotas ha sido transportado material clástico-siálico a los continentes de hoy desde la dirección de los océanos modernos, donde deben haber existido considerables áreas de tierra que sufrieron erosión (Dickins, Choi y Yeates, 1992; Beloussov, 1962). Por ejemplo, la geosinclinal del Paleozoico a lo largo del litoral este de Norteamérica -un área ahora ocupada por las montañas Apalaches- fue nutrida por clastos siálicos desde una frontera ("Appalachia") en el Atlántico adyacente. Otras zonas fronterizas sumergidas incluyen el continente del Atlántico Norte o Escandia (oeste de Spitsbergen y Escocia), Cascadia (oeste de Sierra Nevada) y Melanesia al sureste de Asia y este de Australia (Umbgrove, 1947; Gilluly, 1955; Holmes, 1965). Un millón de kilómetros cúbicos de sedimentos micáceos y devónicos desde Bolivia hasta Argentina implican una extensa fuente continental hacia el oeste, donde ahora se encuentra el profundo Océano Pacífico (Carey, 1994). Durante los tiempos Paleozoico-Mesozoico-Paleógeno, la geosincinal japonesa recibió sedimentos de áreas terrestres en el Pacífico (Choi, 1984, 1987).
En épocas remotas ha sido transportado material clástico-siálico a los continentes de hoy desde la dirección de los océanos modernos, donde deben haber existido considerables áreas de tierra que sufrieron erosión (Dickins, Choi y Yeates, 1992; Beloussov, 1962). Por ejemplo, la geosinclinal del Paleozoico a lo largo del litoral este de Norteamérica -un área ahora ocupada por las montañas Apalaches- fue nutrida por clastos siálicos desde una frontera ("Appalachia") en el Atlántico adyacente. Otras zonas fronterizas sumergidas incluyen el continente del Atlántico Norte o Escandia (oeste de Spitsbergen y Escocia), Cascadia (oeste de Sierra Nevada) y Melanesia al sureste de Asia y este de Australia (Umbgrove, 1947; Gilluly, 1955; Holmes, 1965). Un millón de kilómetros cúbicos de sedimentos micáceos y devónicos desde Bolivia hasta Argentina implican una extensa fuente continental hacia el oeste, donde ahora se encuentra el profundo Océano Pacífico (Carey, 1994). Durante los tiempos Paleozoico-Mesozoico-Paleógeno, la geosincinal japonesa recibió sedimentos de áreas terrestres en el Pacífico (Choi, 1984, 1987).
Al tratar de explicar las fuentes de sedimentos, en ocasiones los tectonistas arguyen que aquéllos se derivaron de los continentes en existencia durante períodos en que se supone estaban más juntos (Bahlburg, 1993; Dickins, 1994a; Holmes, 1965). Cuando es necesario, postulan áreas terrestres pequeñas y antiguas (microcontinentes o arcos de islas) que desde entonces se han subducido o acrecentado contra los márgenes continentales como "terrenos exóticos" (Nur y Ben-Avraham, 1982; Kumon et al., 1988; Choi, 1984). Sin embargo, se están descubriendo evidencias crecientes que favorecen el hundimiento de masas terrestres continentales y considerables cuyos restos aún están presentes bajo el fondo del océano (ver más abajo).
Se considera que la corteza oceánica es mucho más delgada y densa que la continental, y que la corteza bajo los océanos tiene un promedio aproximado de 7 kms. en espesor y está compuesta en gran parte de basalto y gabro, mientras que la corteza continental promedia unos 35 kms. de grosor y consiste principalmente en roca granítica cubierta por rocas sedimentarias. No obstante, en los océanos se están descubriendo cada vez más rocas continentales antiguas y tipos de corteza intermedios entre la “continental” y “oceánica” estándares (Sánchez Cela, 1999), lo cual constituye un grave problema para la tectónica de placas. La imagen tradicional de que la corteza bajo los océanos es universalmente delgada y carente de granito bien puede verse aún más socavada en el futuro, a medida que continúen las perforaciones marinas y la investigación sísmica. Una dificultad es distinguir el límite entre la corteza oceánica inferior y el manto superior en sectores donde se alternan capas de alta y baja velocidad (Orlenok, 1986; Choi, Vasil'yev y Bhat, 1992). Por ejemplo, la corteza bajo la cuenca de aguas profundas en Kuril tiene un grosor de 8 kms. si la capa con velocidad de 7,9 km/s se toma como límite capa-manto (Moho), pero tiene una espesura de 20-30 kms. si se considera Moho la capa de 8,2 u 8,4 km/s (Tuezov, 1998).
Las cuencas oceánicas pequeñas cubren un área de aproximadamente el 5% de la superficie de los continentes, y se caracterizan por tipos transicionales de corteza (Menard, 1967). Esto se aplica al Mar Caribe, el Golfo de México, el Mar de Japón, el Mar de Ojotsk, el Mar Negro, el Mar Caspio, el Mediterráneo, el Mar de Labrador y la Bahía de Baffin, y las cuencas marginales (de arco posterior) a lo largo del lado occidental del Pacífico (Beloussov y Ruditch, 1961; Ross, 1974; Sheridan, 1974; Choi, 1984; Grant, 1992). En la tectónica de placas, el origen de las cuencas marginales y su compleja estructura cortical siguen siendo un enigma, y no hay ninguna base para suponer que deban implicar algún tipo de propagación en el fondo marino, y más bien parecen tener su origen por tectónica vertical (Storetvedt, 1997; Wezel, 1986). Algunos tectonistas han tratado de explicar la corteza transicional del Caribe en términos de la continentalización de una región oceánica antigua y profunda, ignorando así la evidencia estratigráfica de que el Caribe era una zona terrestre en el Mesozoico temprano (Van Bemmelen, 1972).
Existen más de 100 mesetas submarinas y dorsales asísmicas dispersas a lo largo de los océanos, varias de las cuales alguna vez estuvieron expuestas subaéricamente (Nur y Ben-Avraham, 1982; Dickins, Choi y Yeates, 1992; Storetvedt, 1997), y constituyen alrededor del 10% del fondo oceánico. Muchas parecen estar compuestas por una corteza continental modificada de 20 a 40 kms. en espesor, bastante más gruesa que la oceánica "normal", y a menudo tienen una corteza superior de 10-15 kms. con velocidades de onda compresional comunes a las rocas graníticas en la corteza continental. Han permanecido como obstáculos para prederivar los ajustes continentales, y por lo tanto se interpretan como dorsales extintas en expansión, una corteza oceánica anormalmente engrosada o fragmentos continentales sumergidos y acarreados por el fondo marino "migratorio". Si se rechaza la propagación de éste último, dejan de ser anómalos y pueden considerarse fragmentos continentales sumergidos in situ que no han sido completamente "oceanizados".
En 149 de los primeros 493 barrenos perforados en los océanos Atlántico, Índico y Pacífico se encontraron depósitos de aguas poco profundas que van desde el Jurásico medio hasta el Mioceno, así como rocas ígneas que muestran evidencia de meteorización subaérea. Estos depósitos de aguas superficiales ahora se encuentran a profundidades que van de 1 a 7 kms., lo que demuestra que muchas partes del suelo oceánico actual alguna vez fueron mares/marismas poco profundos o áreas terrestres (Orlenok, 1986; Timofeyev y Kholodov, 1984). A partir de un estudio de 402 perforaciones oceánicas en que se encontró agua somera o sedimentos en aguas relativamente superficiales, Ruditch (1990) concluyó que no existe correlación sistemática entre la edad de las acumulaciones de aguas someras y su distancia desde los ejes de dorsales mesoceánicas, refutando así el modelo de dispersión en el fondo marino. Algunas áreas oceánicas parecen haber sufrido subsidencia continua, mientras que otras experimentaron episodios alternos de hundimiento y elevación. Por lo visto, el Océano Pacífico se generó principalmente desde el Jurásico tardío hasta el Mioceno, el Atlántico desde el Cretácico tardío hasta fines del Eoceno, y el Índico durante el Paleoceno y el Eoceno.
En los océanos Atlántico Norte y Ártico la corteza continental modificada (en su mayoría de 10 a 20 kms. en espesor) subyace no sólo a las dorsales y mesetas, sino a la mayor parte del fondo oceánico, y únicamente se encuentra la corteza oceánica típica en las depresiones de aguas profundas. Dado que las perforaciones en aguas hondas han demostrado que grandes áreas del Atlántico norte estaban previamente cubiertas con mares superficiales, es posible que gran parte de dicha zona oceánica fuese corteza continental antes de su rápida subsidencia (Pavlenkova, 1995, 1998; Sánchez Cela, 1999). Se han dragado rocas continentales del Paleozoico inferior con fósiles de trilobites desde montes submarinos dispersos en un gran sector al noreste de las Azores. Furon (1949) concluyó que los guijarros continentales no habían sido transportados allí por témpanos y que el sector en cuestión era una zona continental sumergida. La región de Bald Mountain, desde donde se ha dragado una variante de material continental antiguo, ciertamente podría ser un fragmento térreo hundido. De igual forma, en el Atlántico ecuatorial se hallan por todas partes rocas de aguas someras y continentales (Timofeyev et al., 1992; Udintsev, 1996).
Existe evidencia de que el sistema de dorsales mesocéanicas era superficial o parcialmente emergente en el Cretácico hasta el Terciario temprano. Por ejemplo, en el Atlántico se han encontrado depósitos subaéreos en la dorsal norte de Brasil (Bader et al., 1971), cerca de las zonas de fractura Romanche y Vema adyacentes a los sectores ecuatoriales de la Dorsal Media Atlántica (Bonatti y Chermak, 1981; Bonatti y Honnorez, 1971), sobre la cresta de la dorsal Reykjanes y en la región Faeroe-Shetland (Keith, 1993).
Los datos oceanográficos y geológicos sugieren que gran parte del Océano Índico, especialmente el lado oriental, fue tierra ("Lemuria") desde el Jurásico hasta el Mioceno. Las constataciones incluyen: a) información sísmico-palinológica y meteorización subaérea, sugiriendo que las dorsales Broken y Ninety East formaron parte de una extensa masa actualmente hundida; b) datos extensivos de perforación, sísmicos, magnéticos y de gravedad que apuntan a la existencia de un cinturón plegable alpino-himalayo en el Océano Índico noroccidental, asociado con un basamento continental hundido; c) informaciones de que el subsuelo continental subyace a las mesetas Scott, Exmouth y Naturaliste al oeste de Australia, y d) una gruesa sedimentación triásica y jurásica en las plataformas oeste y noroeste del continente australiano, mostrando la progradación y dirección presente que indican una fuente occidental (Dickins, 1994a; Udintsev, Illarionov y Kalinin, 1990; Udintsev y Koreneva, 1982; Wezel, 1988).
Los datos geológicos, geofísicos y de dragado otorgan pruebas sólidas sobre la presencia de corteza continental precámbrica y más joven en las profundas planicies abisales del actual noroeste del Pacífico (Choi, Vasil'yev y Tuezov, 1990; Choi, Vasil'yev y Bhat, 1992). La mayor parte de esta región estuvo expuesta subaéricamente o en mares muy poco hondos durante el Paleozoico al Mesozoico temprano, y se convirtió en mar profundo hacia fines del Jurásico. Aparentemente existían paleotierras en ambos lados de las islas japonesas, que en gran parte fueron emergentes en el transcurso del Paleozoico-Mesozoico-Paleógeno, pero se sumergieron totalmente a lo largo del Paleógeno al Mioceno. Aquéllas en el lado del Pacífico incluían las grandes paleotierras de Oyashio y Kuroshio. Este último, que era tan amplio como las islas japonesas actuales y ocupaba el área actual de Nankai Trough, se sumergió en el Mioceno simultáneamente con el trastorno de la geosinclinal de Shimanto, a la que había suministrado grandes cantidades de sedimentos (Choi, 1984, 1987; Harata et al., 1978; Kumon et al., 1988). También hay evidencia de paleotierras en el sudoeste del Pacífico en torno a Australia (Choi, 1997) y en el sudeste del mismo océano durante el Paleozoico y Mesozoico (Choi, 1998; Isaacson, 1975; Bahlburg, 1993; Isaacson y Martínez, 1995).
Tras examinar la amplia evidencia de áreas terrestres y continentales pasadas en los presentes océanos, Dickins, Choi y Yeates (1992) concluyeron: "Estamos sorprendidos y preocupados por la objetividad y honestidad de la ciencia de que tales datos puedan pasarse por alto o ignorarse (...) Existe una gran necesidad de futuras iniciativas del Programa de Perforación Oceánica para horadar bajo la base de la corteza basáltica del fondo marino, con objeto de confirmar la composición real de lo que actualmente se denomina 'corteza oceánica'" (p. 198).