David Pratt, © 2000
Publicado por primera vez en Journal of Scientific Exploration, vol. 14, n° 3, p. 307-352, 2000.
Contenidos:
05. Distribución y subducción del fondo marino
-Expansión del fondo marino
-Edad del fondo marino
-Anomalías magnéticas marinas
-Subducción
05. Distribución y subducción del fondo marino
-Expansión del fondo marino
-Edad del fondo marino
-Anomalías magnéticas marinas
-Subducción
05. Distribución y subducción del fondo marino
Conforme a la hipótesis de la extensión del fondo marino, la litosfera oceánica nueva se genera en las dorsales mesoceánicas ("límites de placas divergentes") por elevación de material fundido del manto de la Tierra, y a medida que el magma se enfría también es diseminado desde los flancos de las dorsales. Asimismo se dice que las placas de movimiento horizontal se sumergen de nuevo en el manto en las fosas oceánicas o "zonas de subducción" ("límites de placas convergentes") y se cree que el derretimiento de la losa descendente da lugar a los arcos magmático-volcánicos que se encuentran adyacentes a ciertas fosas.
Conforme a la hipótesis de la extensión del fondo marino, la litosfera oceánica nueva se genera en las dorsales mesoceánicas ("límites de placas divergentes") por elevación de material fundido del manto de la Tierra, y a medida que el magma se enfría también es diseminado desde los flancos de las dorsales. Asimismo se dice que las placas de movimiento horizontal se sumergen de nuevo en el manto en las fosas oceánicas o "zonas de subducción" ("límites de placas convergentes") y se cree que el derretimiento de la losa descendente da lugar a los arcos magmático-volcánicos que se encuentran adyacentes a ciertas fosas.
Expansión del fondo marino
El fondo oceánico está lejos de presentar las características uniformes que implicaría la propagación de tipo transportador (Keith, 1993). Aunque los datos promediados de onda de superficie parecían confirmar que la litosfera oceánica era simétrica en relación con el eje de la dorsal y había aumentado en espesor con la distancia desde la zona axial, más investigaciones sísmicas detalladas han contradicho este modelo simple. Se ha demostrado que el manto es asimétrico en relación con las dorsales mesoceánicas y tiene una estructura compleja de mosaico independiente del deslizante de la dorsal. En el manto oceánico ocurren varias zonas de baja velocidad (astenolentes), pero es difícil establecer una regularidad entre la hondura de esos sectores y su distancia desde la dorsal mesoceánica (Pavlenkova, 1990).
El fondo oceánico está lejos de presentar las características uniformes que implicaría la propagación de tipo transportador (Keith, 1993). Aunque los datos promediados de onda de superficie parecían confirmar que la litosfera oceánica era simétrica en relación con el eje de la dorsal y había aumentado en espesor con la distancia desde la zona axial, más investigaciones sísmicas detalladas han contradicho este modelo simple. Se ha demostrado que el manto es asimétrico en relación con las dorsales mesoceánicas y tiene una estructura compleja de mosaico independiente del deslizante de la dorsal. En el manto oceánico ocurren varias zonas de baja velocidad (astenolentes), pero es difícil establecer una regularidad entre la hondura de esos sectores y su distancia desde la dorsal mesoceánica (Pavlenkova, 1990).
Las perforaciones realizadas en los océanos Atlántico, Índico y Pacífico han mostrado una extensa distribución de sedimentos de aguas poco profundas que van desde el Triásico hasta el Cuaternario. El repartimiento espacial de esos sedimentos y su arreglo vertical en algunas secciones refutan el mecanismo de expansión para la génesis de la litosfera oceánica (Ruditch, 1990). Las constancias implican que desde el Jurásico los océanos actuales han experimentado subsidencias de gran amplitud, y que esto ocurrió en forma de mosaico en vez de mostrar una relación sistemática con la distancia desde las dorsales oceánicas. A menudo los sedimentos más recientes y de aguas poco profundas se hallan más alejados de las zonas axiales en las dorsales que los más antiguos, contrariamente a lo requerido por el modelo tectonista, el cual postula que a medida que la litosfera oceánica recién formada se aparta del eje de propagación y se enfría, gradualmente queda reducida a profundidades mayores. Además, algunas áreas de océanos parecen haber sufrido hundimientos continuos, mientras que otras experimentaron subsidencias y elevaciones alternas. La altura de la dorsal a lo largo de la zona de fractura Romanche -Atlántico ecuatorial- es de 1 a 4 kms. y excede lo esperado según los modelos de dispersión del fondo marino. Grandes segmentos de la misma estaban cerca o encima del nivel marino hace sólo 5 millones de años, y la subsidencia ulterior ha sido un orden de magnitud más rápida que lo predicho por la tectónica de placas (Bonatti y Chermak, 1981).
Según el modelo de expansión del fondo marino, el flujo calórico debiera ser más alto a lo largo de las crestas oceánicas y caer constantemente a medida que aumenta la distancia desde las cúspides de las dorsales. Sin embargo, las mediciones reales contradicen esta imagen pues dichas cimas muestran una dispersión muy grande en las magnitudes del flujo de calor, y generalmente hay poca diferencia en el flujo térmico entre la dorsal y el resto del océano (Storetvedt, 1997; Keith, 1993). Todas las partes del Océano Índico muestran una imagen fría de flujo calórico y bastante monótona, excepto la cuenca de India Central. La amplia zona de intensa deformación tectónica en ésta última señala que el subsuelo tiene una estructura de bloques y presenta un gran enigma para la tectónica de placas, especialmente porque se encuentra en un entorno de "placa intermedia".
Smoot y Meyerhoff (1995) demostraron que casi todas las cartas publicadas de fondos oceánicos del mundo se han elaborado deliberadamente para reflejar las predicciones de la hipótesis de placa tectónica. Por ejemplo, se muestra de manera invariable que el fondo del Océano Atlántico está dominado por una sinuosa dorsal mesoceánica norte-sur, flanqueada a cada lado por llanuras abisales, hendida en su cumbre por un valle de ruptura y desplazada a intervalos más o menos regulares de entre 40 y 60 kms. por notables zonas de fractura de este a oeste. Los nuevos y detallados estudios batimétricos indican que esta representación demasiado simplificada de la cuenca atlántica es errónea en gran medida; sin embargo, los cuadros más precisos disponibles son ampliamente ignorados al presente porque no se ajustan a las ideas tectonistas preconcebidas.
De acuerdo con la tectónica de placas, los segmentos desplazados de las dorsales oceánicas "en expansión" debieran conectarse mediante "falla de transformación" en los límites de placa. Desde fines de los años '60 se ha afirmado que los estudios de primer movimiento en zonas de fractura oceánica proporcionan un "apoyo abrumador" para el concepto de fallas de transformación, pero los resultados de esas indagatorias sísmicas nunca fueron claros y se rechazaron pruebas contradictorias como también explicaciones alternativas (Storetvedt, 1997; Meyerhoff y Meyerhoff, 1974a). En lugar de ser continuas y aproximadamente paralelas en todo el ancho de cada dorsal, las zonas de fractura transversales a aquélla tienden a ser intermitentes, con muchas curvas no predecibles, bifurcaciones y cambios de deslizamiento. En algunos lugares las fracturas son diagonales en vez de perpendiculares a la dorsal y varias partes de ésta no presentan regiones de fractura importantes ni rastros de ellas; por ejemplo, están ausentes en una porción de 700 kms. de longitud en la Dorsal Mesoatlántica entre las zonas de fractura Atlantis y Kane. Existe un creciente reconocimiento de que los patrones de fractura en el Atlántico "muestran anomalías que no están predichas ni integradas en la comprensión de tectónica de placas" (Shirley, 1998a, b).
Las imágenes por radar de barrido lateral muestran que las dorsales mesoceánicas están cortadas por miles de fisuras, fracturas y fallas largas, lineales y paralelas a las dorsales, lo que da fuertes indicios de que éstas últimas permanecen subyacentes a poca profundidad por canales-magma interconectados en que la lava semifluida se mueve horizontalmente y paralela con las dorsales, en lugar de en ángulo recto con ellas. En consecuencia, el patrón de fallas observado es totalmente distinto del predicho por la tectónica de placas y no puede explicarse por diapirismo mantélico en surgencia como han propuesto algunos partidarios (Meyerhoff et al., 1992a). Se ha descubierto una zona de fallas de empuje con un ancho de 300 a 400 kms. que flanquea la Dorsal Mesoatlántica a lo largo de 1.000 kms. (Antipov et al., 1990), y como se produjo en condiciones de compresión, ello contradice la hipótesis ortodoxa de que las dorsales mesoceánicas están dominadas por tensiones. En Islandia, la masa terrestre más grande a horcajadas en dicha formación atlántica, las tensiones predominantes en la zona axial son igualmente compresivas en lugar de extensivas (Keith, 1993). Los datos sobre terremotos compilados por Zoback et al. (1989) proporcionan evidencia adicional de que las dorsales oceánicas se caracterizan por una compresión generalizada, al tiempo que es más inusual la actividad sísmica de tensión conocida y asociada con esas formaciones. La topografía rugosa y fuerte deformación tectónica en gran parte de las dorsales oceánicas, especialmente en el Atlántico e Índico, sugieren que en lugar de ser "centros en expansión" representan un tipo de cinturón plegable (Storetvedt, 1997).
Los continentes y océanos están cubiertos por una red de estructuras o lineamientos importantes, muchos de los cuales datan del Precámbrico, y en cuya extensión ocurre actividad tectónica/magmática y mineralización asociada (Gay, 1973; Katterfeld y Charushin, 1973; O'Driscoll, 1980; Wezel, 1992; Anfiloff, 1992; Dickins y Choi, 1997). Los lineamientos oceánicos no compatibilizan fácilmente con la diseminación y subducción del fondo marino, y la tectónica de placas muestra poco interés en ellos. Los datos GEOSAT y del sonar multihaz SASS muestran que existen megatendencias NNO-SSE y OSO-ENE en el Océano Pacífico, compuestas principalmente por zonas de fractura y cadenas montañosas submarinas y lineales, y estas disposiciones ortogonales se intersectan de modo natural (Smoot, 1997b, 1998a, b, 1999). Esto es una imposibilidad física en el tectonismo, ya que las cadenas de montes submarinos supuestamente indican la dirección en el movimiento de la placa, ¡y también las placas tendrían que trasladarse en dos direcciones a la vez! Fuera del ámbito ad hoc de las "microplacas", no se ha propuesto ninguna explicación tectonista satisfactoria sobre cualquiera de estas megatendencias y se ignoran en gran medida. También son pasados por alto los lineamientos ortogonales en los océanos Atlántico, Índico y el Mar de Tasmania (Choi, 1997, 1999a, c).
Edad del fondo marino
Las rocas continentales más antiguas conocidas tienen alrededor de 4 mil millones de años, mientras que según la tectónica de placas ninguna parte de la corteza oceánica tiene más de 200 millones de años (Jurásico). Esto se cita como evidencia concluyente de que dicha corteza se está creando constantemente en las dorsales mesoceánicas y se consume en las zonas de subducción. De hecho, hay abundantes pruebas contra la presunta juventud del fondo oceánico, aunque los libros geológicos tienden a pasarlas por alto.
Las rocas continentales más antiguas conocidas tienen alrededor de 4 mil millones de años, mientras que según la tectónica de placas ninguna parte de la corteza oceánica tiene más de 200 millones de años (Jurásico). Esto se cita como evidencia concluyente de que dicha corteza se está creando constantemente en las dorsales mesoceánicas y se consume en las zonas de subducción. De hecho, hay abundantes pruebas contra la presunta juventud del fondo oceánico, aunque los libros geológicos tienden a pasarlas por alto.
La corteza oceánica se divide comúnmente en tres capas principales: la primera consiste en sedimentos de fondo marino y tiene un espesor promedio de 0,5 kms.; la segunda se compone en gran parte de basalto y presenta un grosor de 1,0 a 2,5 kms., y se estima que la tercera está formada por gabro y presenta aproximadamente 5 kms. en espesor. Los científicos involucrados en el Proyecto de Perforación en Aguas Profundas (DSDP) han dado la impresión de que el basalto (capa 2) hallado en la base de muchas horadaciones en mar profundo se trata de un subsuelo, y que no hay más sedimentos antiguos por debajo. Sin embargo, aparentemente los científicos del proyecto estaban motivados por un fuerte deseo de confirmar la expansión del fondo marino (Storetvedt, 1997).
De los primeros 429 sitios perforados (1968-1977), sólo 165 (38%) alcanzaron el basalto y algunos penetraron más de un material análogo. Todas las 165 horadaciones de basalto se llamaron "subsuelos", excepto 12, incluidos 19 sitios donde se horneaba el contacto superior del basalto con los sedimentos (Meyerhoff et al., 1992a). Los contactos horneados sugieren que el basalto es un sill intrusivo, y en algunos casos esto se confirmó ya que los basaltos resultaron tener fechas radiométricas más recientes que los sedimentos que lo recubren (p. ej., Macdougall, 1971). Jamás se recuperaron en núcleos los 101 contactos sedimento-basalto y por tanto nunca se vieron; sin embargo, aún se asumió que eran contactos deposicionales. En 33 casos sí se observaron esas junturas, pero a veces el basalto contenía clastos sedimentarios, lo que sugiere que podría haber sedimentos más antiguos a continuación; de hecho, las perforaciones que se adentraron en la capa 2 hasta cierta profundidad han revelado una alternancia de basaltos y rocas sedimentarias (Hall y Robinson, 1979; Anderson et al., 1982). Kamen-Kaye (1970) advirtió que antes de sacar conclusiones sobre la juventud del fondo oceánico las rocas deben penetrarse a profundidades de hasta 5 kms. para verificar si hay sedimentos triásicos, paleozoicos o precámbricos bajo el llamado subsuelo.
La tectónica de placas predice que la edad de la corteza oceánica debiera aumentar sistemáticamente con la distancia desde las crestas en las dorsales mesoceánicas. Las reclamaciones de los científicos del DSDP que confirmaron esto no están respaldadas por un repaso detallado sobre los resultados de la perforación, y las fechas muestran una dispersión muy grande que se hace aún mayor si se incluyen los arrastres por dragado. En algunas irregularidades magnéticas marinas la dispersión por edad abarca decenas de millones de años (Meyerhoff et al., 1992a). En una montaña submarina justo al oeste de la cima en la elevación del Pacífico Oriental, las fechas radiométricas varían de 2,4 a 96 millones de años, y aunque puede distinguirse una tendencia general desde los sedimentos más recientes en las crestas de dorsales a los más antiguos que se alejan de ellos, esto es lo que se espera en efecto ya que la cresta es la parte más alta y activa de la dorsal; asimismo, es probable que los sedimentos más antiguos estén enterrados bajo rocas volcánicas más jóvenes. La capa de basaltos en la corteza oceánica sugiere que alguna vez la inundación por magma ocurrió en todo el océano, pero el vulcanismo se restringió posteriormente a una zona cada vez más estrecha centrada en las crestas de las dorsales. Tales inundaciones magmáticas estuvieron acompañadas por hundimientos progresivos de corteza en grandes sectores de los océanos actuales, comenzando en el Jurásico (Keith, 1993; Beloussov, 1980).
Los numerosos hallazgos en los océanos Atlántico, Pacífico e Índico de rocas con más de 200 millones de años, muchas de ellas de naturaleza continental, proporcionan pruebas sólidas contra la presunta juventud de la corteza subyacente. En el Atlántico, la edad de las rocas y los sedimentos debiese ir desde el Cretácico (120 millones de años) y contiguos a los continentes hasta períodos muy recientes en la cresta de la dorsal. En los tramos 37 y 43 del DSDP se recuperaron rocas ígneas paleozoicas y proterozoicas en núcleos de la Dorsal Mesoatlántica y la elevación de Bermuda, pero ninguno de estos casos se mencionó en los Informes sobre sitios o síntesis de cruceros (Meyerhoff et al., 1996a). Aumento y Loncarevic (1969) informaron que el 75% de las 84 muestras de roca dragadas desde la región de Bald Mountain -oeste de la cresta en la Dorsal Media Atlántica y a 45° N- consistía en rocas de tipo continental y comentaron que este era un "fenómeno notable"; tanto es así que decidieron clasificar estas piedras como "erráticas glaciales" y no darles mayor consideración. Otra forma de lidiar con hallazgos "anómalos" de roca es descartarlos como "lastres de barcos"; sin embargo, la localidad de Bald Mountain tiene un volumen estimado de 80 km3, por lo que es muy probable que no haya sido transportada al mar en un témpano o arrojada por alguna embarcación. El mismo sector consiste en rocas metamórficas graníticas y silícicas de edades comprendidas entre 1.690 y 1.550 millones de años y está invadido por rocas máficas de 785 millones de años (Wanless et al., 1968). Ozima et al. (1976) encontraron basaltos del Jurásico Medio (169 millones de años) en la confluencia del valle rift en la Dorsal Mesoatlántica y la zona de fractura Atlantis (30° N), un área donde teóricamente el basalto debería ser extremadamente joven y declararon que era poco probable que fuesen rocas arrastradas por témpanos. Por su parte Van Hinte y Ruffman (1995) concluyeron que las calizas paleozoicas dragadas desde Orphan Knoll en el Atlántico noroccidental se encontraban in situ y no hubo arrastre mediante hielo.
En otro intento por explicar las rocas antiguas anómalas y la corteza anormalmente superficial o emergente en ciertas partes de las dorsales, algunos tectonistas argumentan que pueden generarse "bloques no extendidos" durante el agrietado y que el eje de propagación y las fallas de transformación relacionadas pueden saltar de un lugar a otro (p. ej., Bonatti y Honnorez, 1971; Bonatti y Crane, 1982; Bonatti, 1990). Esta hipótesis fue invocada por Pilot et al. (1998) para explicar la presencia de circones con edades de 330 y 1.600 millones de años en gabros bajo la Dorsal Mesoatlántica, cercana al sector de fractura de Kane. Otra manera de lidiar con edades rocosas atípicas es rechazarlas por ser poco confiables; por ejemplo e informando sobre una fecha proterozoica (635 millones de años) próxima a la cima de dicha dorsal, Reynolds y Clay (1977) escribieron que la datación debe ser errónea porque la antigüedad teórica del sitio era sólo de unos 10 millones de años.
Se han dragado trilobites y graptolites paleozoicos desde el área de King's Trough, en el lado opuesto de la Dorsal Mesoatlántica hasta Bald Mountain, y en varias localidades cercanas a las Azores (Furon, 1949; Smoot y Meyerhoff, 1995). Los estudios detallados del segmento ecuatorial en la referida cadena montañosa han proporcionado una gran variedad de datos que contradicen el modelo de expansión del fondo marino, que incluyen numerosas rocas de aguas someras y continentales con edades de hasta 3.740 millones de años (Udintsev, 1996; Udintsev et al., 1993; Timofeyev et al., 1992). Al estudiar las rocas de St. Peter y Paul en la cresta de la Dorsal Media Atlántica al norte del ecuador, Melson, Hart y Thompson (1972) encontraron una roca con 835 millones de años asociada a otras piedras que arrojan edades de 350, 450 y 2.000 millones de años, mientras que según el modelo expansionista del fondo marino la muestra debería haber tenido 35 millones de años. Se han dragado numerosas rocas ígneas y metamórficas desde las crestas de las dorsales Media Atlántica, Media Índica y Carlsberg que revelan antigüedades radiométricas del Precámbrico tardío y Paleozoico (Afanas'yev et al., 1967).
Se han encontrado granitos precámbricos y paleozoicos en varias mesetas e islas "oceánicas" con cortezas anormalmente gruesas, que incluyen las mesetas de Rockall y Agulhas, las Seychelles, la elevación de Obruchev, Papúa Nueva Guinea y las islas de Paracel (Ben-Avraham et al., 1981; Sánchez Cela, 1999). En muchos casos existe una continuidad estructural y petrológica entre continentes y cortezas "oceánicas" anormales, un hecho incompatible con la expansión del fondo marino; por ejemplo, esto se aplica en el Atlántico norte donde hay un subsuelo siálico continuo y que data parcialmente del período precámbrico, desde América del Norte hasta Europa. Los principales lineamientos precámbricos en Australia y Sudamérica continúan en los lechos marinos, lo que apunta a que la corteza “oceánica” está compuesta por rocas precámbricas al menos en parte, y esto se constató mediante dragado, perforación y datos sísmicos de aguas profundas y por evidencia de corteza continental sumergida (paleotierras antiguas) en el sureste y noroeste del Pacífico actual (Choi, 1997, 1998; véase más adelante).
Anomalías magnéticas marinas
Se dice que existe un fuerte apoyo a la propagación del fondo marino por las anomalías magnéticas marinas, franjas aproximadamente paralelas de intensidad magnética alterna alta y baja que caracterizan a gran parte de las crestas de dorsales mesoceánicas en el mundo. Según la hipótesis de Morley-Vine-Matthews -propuesta por primera vez en 1963-, el basalto fluido que brota a lo largo de estas cimas de cadenas se magnetiza por el campo magnético terrestre a medida que aquél se extiende horizontalmente y enfría. Se piensa que las bandas de alta intensidad se formaron durante períodos de polaridad magnética normal y las de baja intensidad en momentos de polaridad invertida, y por esto son consideradas como líneas de tiempo o isócronas. A medida que se aceptaba la tectónica de placas, desistieron los intentos de probar esta teoría o encontrar elucidaciones alternativas.
Se dice que existe un fuerte apoyo a la propagación del fondo marino por las anomalías magnéticas marinas, franjas aproximadamente paralelas de intensidad magnética alterna alta y baja que caracterizan a gran parte de las crestas de dorsales mesoceánicas en el mundo. Según la hipótesis de Morley-Vine-Matthews -propuesta por primera vez en 1963-, el basalto fluido que brota a lo largo de estas cimas de cadenas se magnetiza por el campo magnético terrestre a medida que aquél se extiende horizontalmente y enfría. Se piensa que las bandas de alta intensidad se formaron durante períodos de polaridad magnética normal y las de baja intensidad en momentos de polaridad invertida, y por esto son consideradas como líneas de tiempo o isócronas. A medida que se aceptaba la tectónica de placas, desistieron los intentos de probar esta teoría o encontrar elucidaciones alternativas.
Se han establecido correlaciones entre anomalías magnéticas lineales a ambos lados de una dorsal en diferentes partes de océanos y con eventos magnéticos datados radiométricamente en tierra. Los resultados se utilizaron para producir mapas que muestran cómo la edad del fondo oceánico aumenta constantemente a medida que se eleva la distancia desde el eje de la dorsal (McGeary y Plummer, 1998, fig. 4.19). Como ya se indicó, esta simple imagen se puede mantener sólo descartando la posibilidad de sedimentos más antiguos bajo el "subsuelo" de basalto e ignorando numerosas edades de rocas antiguas y "anómalas".
Las correlaciones declaradas han sido en gran medida cualitativas y subjetivas, y por tanto son en extremo sospechosas pues casi no se ha hecho ningún esfuerzo para probarlas cuantitativamente al transformarlas al polo (es decir, recalcular cada perfil magnético a una latitud común). En un caso donde fue practicada dicha conversión, se vio seriamente socavada la hipótesis tectonista de las anomalías magnéticas en el Golfo de Vizcaya (Storetvedt, 1997). Agocs, Meyerhoff y Kis (1992) aplicaron la misma técnica en su estudio detallado y cuantitativo de anormalidades magnéticas en la dorsal Reykjanes cerca de Islandia, y encontraron que las correlaciones eran muy inadecuadas; el coeficiente de compatibilidad a lo largo del deslizamiento promedió 0,31 y 0,17 a través de la dorsal, con límites de +1 a -1.
Se conocen disfunciones lineares en sólo el 70% de las dorsales mesoceánicas sísmicamente activas. Además, hay poca semejanza con la realidad en los diagramas de bandas simétricas, paralelas y lineales de irregularidades mostradas en muchas publicaciones tectonistas (Meyerhoff y Meyerhoff, 1974b; Beloussov, 1970). Las anomalías son simétricas al eje de la cadena en menos del 50% del sistema de dorsales donde están presentes, y aproximadamente el 21% de ellas es oblicuo a la tendencia de la dorsal; incluso en ciertas áreas se aprecian anomalías lineales donde no hay ningún sistema de dorsal. Las mediciones magnéticas realizadas por instrumentos remolcados cerca del fondo marino señalaron que en realidad las bandas magnéticas consisten en muchos óvalos aislados que pueden unirse de diferentes maneras.
La perforación en océanos ha refutado el modelo inicial y altamente simplista de dispersión en el fondo marino para el origen de las anomalías magnéticas (Pratsch, 1986; Hall y Robinson, 1979): primero, tuvo que abandonarse la hipótesis de que esas disfunciones se producen en los 500 metros superiores de la corteza oceánica. Las intensidades magnéticas, las direcciones generales de polarización y a menudo la existencia de diferentes zonas de polaridad a distintas profundidades sugieren que la fuente de dichas anomalías se encuentra en niveles más profundos de la corteza que aún no están perforados ni datados. En segundo término, las capas verticalmente alternadas de direcciones opuestas de polarización magnética refutan el concepto de que la corteza oceánica se magnetizó completamente al extenderse lateralmente desde el centro magmático, e indican con claridad que las secuencias de corteza representan tiempos geológicos más prolongados de lo que ahora se acepta. Una explicación más probable para las anomalías magnéticas es que están causadas por franjas de roca relacionadas con fallas de diferentes propiedades magnéticas y no tienen nada que ver con la propagación del fondo marino (Morris et al., 1990; Choi, Vasil'yev y Tuezov, 1990; Pratsch, 1986; Grant, 1980).
La interpretación en tectónica de placas queda aún más debilitada por el hecho de que no todas las anomalías magnéticas cartografiadas estén producidas por materiales de la corteza oceánica. En el mar de Labrador se generan algunas anormalidades en un área de corteza continental que previamente se había definido como oceánica (Grant, 1980). En el Pacífico noroccidental algunas irregularidades magnéticas también se ubican al interior de un área de corteza continental: ni más ni menos que una paleotierra sumergida (Choi, Vasil'yev y Tuezov, 1990; Choi, Vasil'yev y Bhat, 1992). Las bandas magnéticas anómalas desplazan los continentes en al menos 15 lugares y se "sumergen" bajo rocas del Proterozoico o más recientes; además, son aproximadamente concéntricas con respecto a los escudos continentales arqueanos (Meyerhoff y Meyerhoff, 1972, 1974b). Estos hechos implican que en lugar de constituir un "registro grabado" sobre propagación de fondo marino e inversiones del campo geomagnético durante los últimos 200 millones de años, la mayoría de intermitencias magnéticas oceánicas son sitios de fracturas antiguas que en parte se formaron durante el Proterozoico y han rejuvenecido desde entonces. La evidencia también sugiere que los núcleos continentales arqueanos han mantenido aproximadamente las mismas posiciones entre sí desde su formación, lo que está en total desacuerdo con la deriva continental.
Subducción
Las "zonas de Benioff" son diversas regiones de terremotos que comienzan en una fosa oceánica, inclinadas hacia y declinantes en tierra. En la tectónica de placas estas zonas de falla de raíces profundas se interpretan como "zonas de subducción" donde las placas descienden hacia el manto. En general se representan como losas de 100 kms. en espesor que descienden en tierra con un ángulo constante o poco profundo cerca de la superficie terrestre y se curvan gradualmente en un ángulo de entre 60 y 75°, pero ninguna de las dos representaciones es correcta. A menudo las zonas Benioff consisten en dos secciones separadas: una superior con inclinación promedio de 33° que se extiende hasta una profundidad de 70-400 kms., y otra inferior con inclinación promedio de 60° que se amplía por una hondura de hasta 700 kms. (Benioff, 1954; Isacks y Barazangi, 1977). Los segmentos superior e inferior a veces se compensan en 100-200 kms. y en un caso hasta 350 kms. (Benioff, 1954, Smoot, 1997a); además, los terremotos hondos están desconectados de los de poca profundidad y existen muy pocos sismos intermedios (Smoot, 1997a). Muchos estudios han hallado discontinuidades y segmentaciones transversales y verticales en las zonas de Benioff (p. ej., Carr, Stoiber y Drake, 1973; Swift y Carr, 1974; Teisseyre et al., 1974; Carr, 1976; Spence, 1977; Ranneft, 1979); por tanto, la evidencia no favorece la noción de una losa continua y descendente.
Las "zonas de Benioff" son diversas regiones de terremotos que comienzan en una fosa oceánica, inclinadas hacia y declinantes en tierra. En la tectónica de placas estas zonas de falla de raíces profundas se interpretan como "zonas de subducción" donde las placas descienden hacia el manto. En general se representan como losas de 100 kms. en espesor que descienden en tierra con un ángulo constante o poco profundo cerca de la superficie terrestre y se curvan gradualmente en un ángulo de entre 60 y 75°, pero ninguna de las dos representaciones es correcta. A menudo las zonas Benioff consisten en dos secciones separadas: una superior con inclinación promedio de 33° que se extiende hasta una profundidad de 70-400 kms., y otra inferior con inclinación promedio de 60° que se amplía por una hondura de hasta 700 kms. (Benioff, 1954; Isacks y Barazangi, 1977). Los segmentos superior e inferior a veces se compensan en 100-200 kms. y en un caso hasta 350 kms. (Benioff, 1954, Smoot, 1997a); además, los terremotos hondos están desconectados de los de poca profundidad y existen muy pocos sismos intermedios (Smoot, 1997a). Muchos estudios han hallado discontinuidades y segmentaciones transversales y verticales en las zonas de Benioff (p. ej., Carr, Stoiber y Drake, 1973; Swift y Carr, 1974; Teisseyre et al., 1974; Carr, 1976; Spence, 1977; Ranneft, 1979); por tanto, la evidencia no favorece la noción de una losa continua y descendente.
Los tectonistas de placa insisten en que el volumen de corteza generado en las dorsales mesoceánicas es igual al volumen subducido, pero sólo existen 30.500 kms. de fosas mientras que 80.000 de cordilleras mesoceánicas están produciendo nueva corteza. Incluso si agregamos los 9.000 kms. de "zonas de colisión" la cifra sigue siendo sólo la mitad de los "centros expansivos" (Smoot, 1997a). Con dos excepciones menores (sistemas de fosas/arcos de Scotia y Antillas Menores), las zonas de Benioff están ausentes de los márgenes en los océanos Atlántico, Índico, Ártico y del Sur. Varios hechos geológicos demuestran que no está ocurriendo subducción en el arco de Antillas Menores; si así fuera, la dorsal continental de Barbados ahora debiera situarse a 200-400 kms. bajo las primeras (Meyerhoff y Meyerhoff, 1974a). Kiskyras (1990) presentó datos geológicos, vulcanológicos, petroquímicos y sismológicos que contradicen la creencia de que la placa Africana está siendo subducida bajo el Mar Egeo.
Al parecer, África está convergiendo en placas que se extienden desde el este, el sur y el oeste, y sin embargo no muestra prueba alguna sobre la existencia de zonas de subducción o cinturones montañosos. También la Antártica está rodeada casi completamente por supuestas dorsales de "propagación" sin ningún sector de subducción correspondiente, pero no muestra signos de aplastamiento. Se ha sugerido que África y Antártida pueden permanecer estacionarias mientras el sistema de dorsales circundante migra lejos de ellas, ¡pero esto requeriría que la dorsal marcadora del "límite de placa" entre ambos continentes se mueva en direcciones opuestas simultáneamente! (Storetvedt, 1997).
Si realmente se hubieran subducido hasta 13.000 kilómetros de litosfera en fosas circumpacíficas de mar profundo, habrían sido eliminadas grandes cantidades de sedimentos oceánicos del fondo marino y apiladas contra el margen de las fosas orientado a tierra. Sin embargo, los sedimentos en las fosas por lo general no están presentes en los volúmenes requeridos ni muestran el nivel esperado de deformación (Storetvedt, 1997; Choi, 1999b; Gnibidenko, Krasny y Popov, 1978; Suzuki et al., 1997). Scholl y Marlow (1974), quienes apoyan la tectónica de placas, admitieron estar "genuinamente perplejos en cuanto a por qué no es fehaciente la evidencia de subducción o añadido material de los depósitos de fosas" (p. 268). Los tectonistas han tenido que recurrir a la idea muy dudosa de que los sedimentos no consolidados de océano profundo pueden deslizarse suavemente en una zona de Benioff y sin dejar rastro significativo. Además y en los sectores donde se analizaron, por lo regular los sedimentos de antearco se han derivado del arco volcánico y el bloque continental adyacente, y no de la región oceánica (Pratsch, 1990; Wezel, 1986). El nivel muy bajo de sismicidad, la falta de un megaempuje y la existencia de sedimentos planos en la base de fosas oceánicas contradicen la supuesta presencia de una losa descendente (Dickins y Choi, 1998). La institucionalidad ortodoxa ha mostrado una vigorosa resistencia y oposición a los intentos de Murdock (1997), quien acepta muchos elementos de la tectónica de placas, para dar a conocer la falta de un megaempuje en la fosa de las Aleutianas (es decir, un millón o más de metros en desplazamiento de la placa del Pacífico ya que supuestamente impulsa por debajo a la Norteamericana).
La subducción a lo largo de las fosas del Pacífico también es refutada por el hecho de que a menudo la zona de Benioff se encuentra a 80-150 kms. hacia tierra desde la fosa; por evidencia de que las estructuras continentales precámbricas continúan en el fondo del océano, y por pruebas de corteza continental sumergida bajo el noroeste y sudeste del Pacífico, donde ahora hay profundas planicies abisales y fosas (Choi, 1987, 1998, 1999c; Smoot 1998b; Tuezov, 1998). Si la "placa del Pacífico" choca con y se zambulle bajo la "Norteamericana", debiera existir acumulación tensional a lo largo de la falla de San Andrés. La perforación profunda de Cajon Pass tenía intenciones de confirmar esto, pero en cambio mostró que no existe tal tensión (C.W. Hunt, 1992).
En los arcos isleños activos en el sudeste de Asia, éstos se doblan sobre sí mismos con formas similares a una horquilla que a veces involucran cambios completos de dirección en 180°, y lo cual también se aplica a la zona de subducción postulada alrededor de India, aunque sigue siendo un enigma cómo las colisiones de placas podrían producir tal geometría (Meyerhoff, 1995; H.A. Meyerhoff y Meyerhoff, 1977). En lugar de ser curvas continuas, las fosas tienden a consistir en una fila de segmentos rectos que en ocasiones difieren en profundidad por más de 4 kms. Las características flotantes asísmicas (por ejemplo, montes submarinos), que se encuentran con frecuencia en la coyuntura de estos segmentos, están conectadas con un aumento en la actividad volcánica y sísmica profunda en el lado de la fosa orientado a tierra, mientras que teóricamente su "llegada" a una zona de subducción debería reducir o detener dicha actividad (Smoot, 1997a). Los tectonistas de placa admiten que es difícil ver cómo la subducción de una losa fría puede provocar un alto flujo de calor o vulcanismo de arco en regiones de arco posterior, o de qué manera la convergencia de placas podría generar propagación en ese tipo de arcos (Uyeda, 1986). La evidencia sugiere que las grietas oceánicas, continentales y de arco posterior en realidad son estructuras desarrolladas para aliviar el estrés en un sistema de fuerte tensión compresional, y por tanto no tienen nada que ver con la expansión del fondo marino (Dickins, 1997).
Una visión alternativa de las zonas de Benioff señala que son fracturas de contracción muy antiguas producidas por enfriamiento de la Tierra (Meyerhoff et al., 1992b, 1996a). El hecho de que usualmente la parte superior de las zonas Benioff se sumerge a menos de 45° y la inferior a más de 45° sugiere que la litosfera está bajo compresión y el manto inferior bajo tensión. Dado que una esfera en encogimiento se fractura a lo largo de grandes círculos (Bucher, 1956), esto explicaría el hecho de que tanto el cinturón sismotectónico circumpacífico como el alpino-himalayo (Tetis) se encuentran en círculos aproximados. Finalmente, en lugar de que la corteza oceánica sea absorbida bajo los continentes y a lo largo de las fosas oceánicas, en realidad aquéllos pueden estar sobrepujando las áreas oceánicas adyacentes en una medida limitada, como indica la geología histórica de China, Indonesia y América occidental (Storetvedt, 1997; Pratsch, 1986; Krebs, 1975).