Tectónica de placas: un modelo bajo amenaza (5 de 5)

David Pratt, © 2000

Publicado por primera vez en Journal of Scientific Exploration, vol. 14, n° 3, p. 307-352, 2000.

Contenidos:

07. Conclusión y agradecimientos
08. Referencias

 

07. Conclusión

Como paradigma reinante en geociencias, la tectónica de placas tiene algunos problemas muy graves y aparentemente fatales. Lejos de ser una teoría global simple, donosa y omniabarcante, se enfrenta a una multitud de anomalías observacionales y ha tenido que ser remendada con una variedad compleja de modificaciones e hipótesis auxiliares ad hoc. La existencia de raíces continentales profundas y la falta de una astenosfera global y continua para “lubricar” los movimientos de placas han hecho insostenible el modelo clásico de desplazamientos tectónicos. No existe consenso sobre el grosor de las "placas" y tampoco certeza respecto a las fuerzas responsables de su presunto movimiento. Las hipótesis de deriva continental a gran escala, la expansión y subducción del fondo marino y la relativa juventud de la corteza oceánica están refutadas por un volumen sustancial de datos. La evidencia sobre cantidades significativas de corteza continental sumergida en los océanos actuales ofrece otro desafío importante para la tectónica de placas, y así sus principios fundamentales necesitan reexaminación crítica o rechazo.

El autor agradece a Ismail Bhat, Dong Choi, Mac Dickins, Hetu Sheth y Chris Smoot por sus útiles comentarios y discusiones.

08. Referencias

Afanas’yev, G.D. (1967). "New data on relationship between earth’s crust and upper mantle", International Geology Review, 9, 1513-1536.

Agocs, W. B., Meyerhoff, A.A. y Kis, K. (1992). "Reykjanes Ridge: quantitative determinations from magnetic anomalies", en: Chatterjee y Hotton, 1992, p. 221-238.

Ahmad, F. (1990). "The bearing of palaeontological evidence on the origin of the Himalayas", en: Barto-Kyriakidis, 1992, vol. 1, p. 129-142.

Anderson, D.L., Tanimoto, T. y Zhang, Y. (1992). "Plate tectonics and hotspots: the third dimension", Science, 256, 1645-1651.

Anderson, R.N., Honnorez, J., Becker, K., Adamson, A.C., Alt, J.C., Emmermann, R., Kempton, P.D., Kinoshita, H., Laverne, C., Mottl, M.J. y Newmark, R.L. (1982). "DSDP hole 504B, the first reference section over 1 km through Layer 2 of the oceanic crust", Nature, 300, 589-594.

Anfiloff, V. (1992). "The tectonic framework of Australia", en: Chatterjee y Hotton, 1992, p. 75-109.

Antipov, M.P., Zharkov, S.M., Kozhenov, V. Ya. y Pospelov, I.I. (1990). "Structure of the Mid-Atlantic Ridge and adjacent parts of the abyssal plain at lat. 13°N", International Geology Review, 32, 468-478.

Artyushkov, E.V. (1992). "Role of crustal stretching on subsidence of the continental crust", Tectonophysics, 215, 187-207.

Artyushkov, E.V. y Baer, M.A. (1983). "Mechanism of continental crust subsidence in fold belts: the Urals, Appalachians and Scandinavian Caledonides", Tectonophysics, 100, 5-42.

Aumento, F. y Loncarevic, B.D. (1969). "The Mid-Atlantic Ridge near 45°N., III. Bald Mountain", Canadian Journal of Earth Sciences, 6, 11-23.

Bader, R. G., Gerard, R.D., Hay, W.W., Benson, W.E., Bolli, H.M., Rothwell, W.T., Ruef, M.H., Riedel, W.R. y Sayles, F.L. (1971). "Leg 4 of the Deep Sea Drilling Project", Science, 172, 1197-1205.

Bahlburg, H. (1993). "Hypothetical southeast Pacific continent revisited: new evidence from the middle Paleozoic basins of northern Chile", Geology, 21, 909-912.

Baksi, A.K. (1999). "Reevaluation of plate motion models based on hotspot tracks in the Atlantic and Indian Oceans", Journal of Geology, 107, 13-26.

Barron, E.J., Harrison, C. G.A. y Hay, W.W. (1978). "A revised reconstruction of the southern continents", American Geophysical Union Transactions, 59, 436-439.

Barto-Kyriakidis, A. (ed.), 1990. Critical Aspects of the Plate Tectonics Theory. Athens: Theophrastus Publications.

Beloussov, V.V. (1962). Basic Problems in Geotectonics. New York: McGraw-Hill.

Beloussov, V.V. (1970). "Against the hypothesis of ocean-floor spreading", Tectonophysics, 9, 489-511.

Beloussov, V.V. (1980). Geotectonics. Moscow: Mir.

Beloussov, V.V. (1981). Continental Endogenous Regimes. Moscow: Mir.

Beloussov, V.V. (1990). "Certain trends in present-day geosciences", en: Barto-Kyriakidis, 1990, vol. 1, p. 3-15.

Beloussov, V.V. (1992). "Endogenic regimes and the evolution of the tectonosphere", en: Chatterjee y Hotton, 1992, p. 411-420.

Beloussov, V.V. y Ruditch, E.M. (1961). "Island arcs in the development of the earth’s structure (especially in the region of Japan and the Sea of Okhotsk)", Journal of Geology, 69, 647-658.

Ben-Avraham, Z., Nur, A., Jones, D. y Cox, A. (1981). "Continental accretion: from oceanic plateaus to allochthonous terranes", Science, 213, 47-54.

Benioff, H. (1954). "Orogenesis and deep crustal structure-additional evidence from seismology", Geological Society of America Bulletin, 65, 385-400.

Bhat, M.I. (1987). "Spasmodic rift reactivation and its role in pre-orogenic evolution of the Himalayan region", Tectonophysics, 134, 103-127.

Bonatti, E. (1990). "Subcontinental mantle exposed in the Atlantic Ocean on St Peter-Paul islets", Nature, 345, 800-802.

Bonatti, E. y Chermak, A. (1981). "Formerly emerging crustal blocks in the Equatorial Atlantic", Tectonophysics, 72, 165-180.

Bonatti, E. y Crane, K. (1982). "Oscillatory spreading explanation of anomalously old uplifted crust near oceanic transforms", Nature, 300, 343-345.

Bonatti, E. y Honnorez, J. (1971). "Nonspreading crustal blocks at the Mid-Atlantic Ridge", Science, 174, 1329-1331.

Briggs, J.C. (1987). Biogeography and Plate Tectonics. Amsterdam: Elsevier.

Brooks, C.E.P. (1949). Climate through the Ages. London: Ernest Benn.

Bucher, W.H. (1933). The Deformation of the Earth’s Crust. Princeton, NJ: Princeton University Press.

Bucher, W.H. (1956). "Role of gravity in orogenesis", Geological Society of America Bulletin, 67, 1295-1318.

Bullard, E.C., Everett, J.E. y Smith, A.G. (1965). "The fit of the continents around the Atlantic", en: A Symposium on Continental Drift, Royal Society of London Philosophical Transactions, serie A, 258, 41-51.

Burk, C.A. y Drake, C.L. (eds.), 1974. The Geology of Continental Margins. Berlin: Springer-Verlag.

Butler, R.F., Gehrels, G.E., McClelland, W.C., May, S.R. y Klepacki, D. (1989). "Discordant paleomagnetic data from the Canadian Coast Plutonic Complex: regional tilt rather than large-scale displacement?", Geology, 17, 691-694.

Carey, S.W. (1994). "Creeds of physics", en: M. Barone y F. Selleri (eds.), Frontiers of Fundamental Physics (p. 241-255). New York: Plenum.

Carr, M.J. (1976). "Underthrusting and Quaternary faulting in northern Central America", Geological Society of America Bulletin, 87, 825-829.

Carr, M.J., Stoiber, R.E. y Drake, C.L. (1973). "Discontinuities in the deep seismic zones under the Japanese arcs", Geological Society of America Bulletin, 84, 2917-2930.

Cebull, S.E. y Shurbet, D.H. (1990). "Fundamental problems with the plate-tectonic explanation of orogeny", en: Barto-Kyriakidis, 1990, vol. 2, p. 435-444.

Cebull, S.E. y Shurbet, D.H. (1992). "Conventional plate tectonics and orogenic models", en: Chatterjee y Hotton, 1992, p. 111-117.

Chatterjee, S. y Hotton, N., III (1986). "The paleoposition of India", Journal of Southeast Asian Earth Sciences, 1, 145-189.

Chatterjee, S. y Hotton, N., III (eds.), 1992. New Concepts in Global Tectonics. Lubbock, TX: Texas Tech University Press.

Chekunov, A.V., Gordienko, V.V. y Guterman, V.G. (1990). "Difficulties of plate tectonics and possible alternative mechanisms", en: Barto-Kyriakidis, 1990, vol. 2, p. 397-433.

Choi, D.R. (1984). "Late Permian-Early Triassic paleogeography of northern Japan: did microplates accrete to Japan?", Geology, 12, 728-731.

Choi, D.R. (1987). "Continental crust under the NW Pacific Ocean", Journal of Petroleum Geology, 10, 425-440.

Choi, D.R. (1997). "Geology of the oceans around Australia, parts I-III", New Concepts in Global Tectonics Newsletter, 3, 8-13.

Choi, D.R. (1998). "Geology of the southeast Pacific, parts 1-3", New Concepts in Global Tectonics Newsletter, 7, 11-15; 8, 8-13; 9, 12-14.

Choi, D.R. (1999a). "Oceanic lineaments and major structures in Central America", New Concepts in Global Tectonics Newsletter, 11, 21-22.

Choi, D.R. (1999b). "Geology of East Pacific: Middle America Trench", New Concepts in Global Tectonics Newsletter, 12, 10-16.

Choi, D.R. (1999c). "Precambrian structures in South America: their connection to the Pacific and Atlantic oceans", New Concepts in Global Tectonics Newsletter, 13, 5-7.

Choi, D.R., Vasil’yev, B.I. y Tuezov, I.K. (1990). "The Great Oyashio Paleoland: a Paleozoic-Mesozoic landmass in the northwestern Pacific", en: Barto-Kyriakidis, 1990, vol. 1, p. 197-213.

Choi, D.R., Vasil’yev, B.I. y Bhat, M.I. (1992). "Paleoland, crustal structure, and composition under the northwestern Pacific Ocean", en: Chatterjee y Hotton, 1992, p. 179-191.

Collette, B.J. (1968). "On the subsidence of the North Sea area", en: D.T. Donovan (ed.), Geology of Shelf Seas (p. 15-30). Edinburgh: Oliver & Boyd.

Dickins, J.M. (1987). "Tethys-a geosyncline formed on continental crust?", en: K.G. McKenzie (ed.), Shallow Tethys 2, International Symposium, Wagga Wagga, 1986 (p. 149-158). Rotterdam: A. A. Balkema.

Dickins, J.M. (1994a). "What is Pangaea?", en: A.F. Embry, B. Beauchamp y D.G. Glass, Pangea: Global environments and resources (Memoir 17, p. 67-80). Calgary, Alberta: Canadian Society of Petroleum Geologists.

Dickins, J.M. (1994b). "The nature of the oceans or Gondwanaland, fact and fiction", en: Gondwana Nine, Ninth International Gondwana Symposium, Hyderabad, India, 1994 (p. 387-396). Rotterdam: A.A. Balkema.

Dickins, J.M. (1994c). "The southern margin of Tethys", en: Gondwana Nine, Ninth International Gondwana Symposium, Hyderabad, India, 1994 (p. 1125-1134). Rotterdam: A.A. Balkema.

Dickins, J.M. (1997). "Rift, rifting", New Concepts in Global Tectonics Newsletter, 4, 3-4.

Dickins, J.M. y Choi, D.R. (1997). "Editorial", New Concepts in Global Tectonics Newsletter, 5, 1-2.

Dickins, J.M. y Choi, D.R. (1998). "Fatal flaw-who are the culprits?", New Concepts in Global Tectonics Newsletter, 8, 1-2.

Dickins, J.M., Choi, D.R. y Yeates, A.N. (1992). "Past distribution of oceans and continents", en: Chatterjee y Hotton, 1992, p. 193-199.

Dickinson, W.R. y Butler, R.F. (1998). "Coastal and Baja California paleomagnetism reconsidered", Geological Society of America Bulletin, 110, 1268-1280.

Dietz, R.S. y Holden, J.C. (1970). "The breakup of Pangaea", Scientific American, 223, 30-41.

Dillon, L.S. (1974). "Neovolcanism: a proposed replacement for the concepts of plate tectonics and continental drift", en: Kahle, 1974, p. 167-239.

Dott, R.H., Jr. y Batten, R.L. (1981). Evolution of the Earth (3a ed.). New York: McGraw-Hill Book Company.

Dziewonski, A.M. y Anderson, D.L. (1984). "Seismic tomography of the earth’s interior", American Scientist, 72, 483-494.

Dziewonski, A.M. y Woodhouse, J.H. (1987). "Global images of the earth’s interior", Science, 236, 37-48.

Eyles, N. y Eyles, C.H. (1993). "Glacial geologic confirmation of an intraplate boundary in the Paraná basin of Brazil", Geology, 21, 459-462.

Fallon, F.W. y Dillinger, W.H. (1992). "Crustal velocities from geodetic very long baseline interferometry", Journal of Geophysical Research, 97, 7129-7136.

Forte, A.M., Dziewonski, A.M. y O’Connell, R.J. (1995). "Continent-ocean chemical heterogeneity in the mantle based on seismic tomography", Science, 268, 386-388.

Furon, R. (1949). "Sur les trilobites dragués à 4225 m de profondeur par le Talisman (1883). Paris, Académie des Sciences", Comptes Rendus, 228, 1509-1510 (para traducción al inglés, ver Schneck, 1974).

Gay, S. Parker, Jr. (1973). Pervasive orthogonal fracturing in earth’s continental crust. Salt Lake City, UT: American Stereo Map Co.

Genshaft, Yu. S. y Saltykowsky, A. Ya. (1990). "Continental volcanism, xenoliths, and 'plate tectonics'”, en: Barto-Kyriakidis, 1990, vol. 2, p. 267-280.

Gilluly, J. (1955). "Geologic contrasts between continents and ocean basins", en: Crust of the Earth (informe especial 62, p. 7-18). Boulder, CO: Geological Society of America.

Gnibidenko, H.S., Krasny, M.L. y Popov, A.A. (1978). "Tectonics of the Kuril-Kamchatka deep-sea trench", Eos, 59, 1184.

Gordon, R.G. y Stein, S. (1992). "Global tectonics and space geodesy", Science, 256, 333-342.

Gossler, J. y Kind, R. (1996). "Seismic evidence for very deep roots of continents", Earth and Planetary Science Letters, 138, 1-13.

Grad, H. (1971). "Magnetic properties of a contained plasma", New York Acad. Sci. Annals, 182 (17), 636-650.

Grand, S.P. (1987). "Tomographic inversion for shear velocity beneath the North American plate", Journal of Geophysical Research, 92, 14065-14090.

Grant, A.C. (1980). "Problems with plate tectonics: the Labrador Sea", Bulletin of Canadian Petroleum Geology, 28, 252-278.

Grant, A.C. (1992). "Intracratonic tectonism: key to the mechanism of diastrophism", en: Chatterjee y Hotton, 1992, p. 65-73.

Gregory, J.W. (1899). "The plan of the earth and its causes", The Geographical Journal, 13, 225-250.

Gregory, J.W. (1901). "The plan of the earth and its causes", American Geologist, 27, 100-119, 137-147.

Gregory, J.W. (1929). "The geological history of the Atlantic Ocean", Quarterly Journal of Geological Society, 85, 68-122.

Hall, J. M. y Robinson, P.T. (1979). "Deep crustal drilling in the North Atlantic Ocean", Science, 204, 573-586.

Hallam, A. (1976). "How closely did the continents fit together?", Nature, 262, 94-95.

Hallam, A. (1977). "Secular changes in marine inundation of USSR and North America through the Phanerozoic", Nature, 269, 769-772.

Hallam, A. (1979). "A decade of plate tectonics", Nature, 279, 478.

Harata, T., Hisatomi, K., Kumon, F., Nakazawa, K., Tateishi, M., Suzuki, H. y Tokuoka, T. (1978). "Shimanto geosyncline and Kuroshio paleoland", Journal of Physics of Earth, 26 (suplemento), 357-366.

Harrison, C.G.A., Miskell, K.J., Brass, G.W., Saltzman, E.S. y Sloan, J.L. (1983). "Continental hypsography", Tectonics, 2, 357-377.

Haxby, W.F., Turcotte, D.L. y Bird, J.M. (1976). "Thermal and mechanical evolution of the Michigan Basin", Tectonophysics, 36, 57-75.

Hodych, J.P. y Bijaksana, S. (1993). "Can remanence anisotropy detect paleomagnetic inclination shallowing due to compaction? A case study using Cretaceous deep-sea limestones", Journal of Geophysical Research, 98, 22429-22441.

Holmes, A. (1965). Principles of Physical Geology (2a ed.). London: Thomas Nelson and Sons.

Hunt, C.B. (1992). "Geochronology", Encyclopaedia Britannica, 15° edición, vol. 19, p. 824-826.

Hunt, C.W. (ed.), 1992. Expanding Geospheres. Calgary, Alberta: Polar Publishing.

Ilich, M. (1972). "New global tectonics: pros and cons", American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 56, 360-363.

Irving, E. y Archibald, D.A. (1990). "Bathozonal tilt corrections to paleomagnetic data from mid-Cretaceous plutonic rocks: examples from the Omineca belt, British Columbia", Journal of Geophysical Research, 95, 4579-4585.

Isaacson, P.E. (1975). "Evidence for a western extracontinental land source during the Devonian period in the Central Andes", Geological Society of America Bulletin, 86, 39-46.

Isaacson, P.E. y Martinez, E.D. (1995). "Evidence for a Middle-Late Paleozoic foreland basin and significant paleolatitudinal shift, central Andes", en: A.J. Tankard, R.S. Soruco y H.J. Welsink, Petroleum basins of South America (Memoir 62, p. 231-249). Tulsa, OK: American Association of Petroleum Geologists.

Isacks, B.L. y Barazangi, M. (1977). "Geometry of Benioff zones: lateral segmentation and downwards bending of the subducted lithosphere", en: M. Talwani y W.C. Pitman III (eds.), Island Arcs, Deep Sea Trenches and Back-arc Basins (Maurice Ewing Series 1, p. 99-114). Washington, D.C.: Unión Geofísica Americana.

James, P. (1994). The Tectonics of Geoid Changes. Calgary, Alberta: Polar Publishing.

Jeffreys, H. (1974). "Theoretical aspects of continental drift", en: Kahle, 1974, p. 395-405.

Jeffreys, H. (1976). The Earth: its origin, history and physical constitution (6a ed.). Cambridge: Cambridge University Press.

Jordan, T.H. (1975). "The continental tectosphere", Reviews of Geophysics and Space Physics, 13, 1-12.

Jordan, T.H. (1978). "Composition and development of the continental tectosphere", Nature, 274, 544-548.

Jordan, T.H. (1979). "The deep structure of the continents", Scientific American, 240, 70-82.

Joyner, W.B. (1967). "Basalt-eclogite transition as a cause for subsidence and uplift", Journal of Geophysical Research, 72, 4977-4998.

Kahle, C.F. (ed.), 1974. Plate Tectonics-Assessments and Reassessments (Memoir 23). Tulsa, OK: American Association of Petroleum Geologists.

Kamen-Kaye, M. (1970). "Age of the basins", Geotimes, 115, 6-8.

Kashfi, M.S. (1992). "Geological evidence for a simple horizontal compression of the crust in the Zagros Crush Zone", en: Chatterjee y Hotton, 1992, p. 119-130.

Katterfeld, G.H. y Charushin, G.V. (1973). "General grid systems of planets", Modern Geology, 4, 243-287.

Keith, M.L., 1993. "Geodynamics and mantle flow: an alternative earth model", Earth-Science Reviews, 33, 153-337.

Kent, D.V. y Smethurst, M.A. (1998). "Shallow bias of paleomagnetic inclinations in the Paleozoic and Precambrian", Earth and Planetary Science Letters, 160, 391-402.

Khudoley, K.M. (1974). "Circum-Pacific Mesozoic ammonoid distribution: relation to hypotheses of continental drift, polar wandering, and earth expansion", en: Kahle, 1974, p. 295-330.

Kiskyras, D.A. (1990). "Some remarks on the plate tectonics concept with respect to geological and geophysical problems in the Greek area", en: Barto-Kyriakidis, 1990, vol. 1, p. 215-244.

Krebs, W. (1975). "Formation of southwest Pacific island arc-trench and mountain systems: plate or global-vertical tectonics?", American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 59, 1639-1666.

Kumon, F., Suzuki, H., Nakazawa, K., Tokuoka, T., Harata, T., Kimura, K., Nakaya, S., Ishigami, T. y Nakamura, K. (1988). "Shimanto belt in the Kii peninsula, southwestern Japan", Modern Geology, 12, 71-96.

Le Grand, H.E. (1988). Drifting Continents and Shifting Theories. Cambridge: Cambridge University Press.

Lerner-Lam, A.L. (1988). "Seismological studies of the lithosphere". Lamont-Doherty Geological Observatory, Yearbook, p. 50-55.

Lowman, P.D., Jr. (1985). "Plate tectonics with fixed continents: a testable hypothesis-I", Journal of Petroleum Geology, 8, 373-388.

Lowman, P.D., Jr. (1986). "Plate tectonics with fixed continents: a testable hypothesis-II", Journal of Petroleum Geology, 9, 71-87.

Lowman, P.D., Jr. (1992a). "Plate tectonics and continental drift in geologic education", en: Chatterjee y Hotton, 1992, p. 3-9.

Lowman, P.D., Jr. (1992b). "Geophysics from orbit: the unexpected surprise", Endeavour, New Series 16, 50-58.

Luts, B.G. (1990). "Types of ophiolitic formations (are they remnants of oceanic crust?)", en: Barto-Kyriakidis, 1990, vol. 2, p. 281-305.

Lyttleton, R.A. y Bondi, H. (1992). "How plate tectonics may appear to a physicist", Journal of the British Astronomical Association, 102, 194-195.

Lyustikh, E.N. (1967). "Criticism of hypotheses of convection and continental drift", Geophysical Journal of Royal Astronomical Society, 14, 347-352.

MacDonald, G.J.F. (1963). "The deep structure of continents", Reviews of Geophysics, 1, 587-665.

Macdougall, D. (1971). "Deep sea drilling: age and composition of an Atlantic basaltic intrusion", Science, 171, 1244-1255.

Manabe, S. y Broccoli, A.J. (1990). "Mountains and arid climates of middle latitudes", Science, 247, 192-195.

Mantura, A.J. (1972). "New global tectonics and 'the new geometry'", American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 56, 2451-2455.

Maxwell, J.C. (1974). "The new global tectonics-an assessment", en: Kahle, 1974, p. 24-42.

McGeary, D. y Plummer, C.C. (1998). Physical Geology: earth revealed (3a ed.). Boston, MA: WCB, McGraw-Hill.

McKenzie, K.G. (1987). "Tethys and her progeny", en: K.G. McKenzie (ed.), Shallow Tethys 2, International Symposium, Wagga Wagga, 1986 (p. 501-523). Rotterdam: A.A. Balkema.

McLeish, A. (1992). Geological Science. Walton-on-Thames, Surrey: Thomas Nelson and Sons.

Melson, W.G., Hart, S.R. y Thompson, G. (1972). "St. Paul’s Rocks, equatorial Atlantic: petrogenesis, radiometric ages, and implications on sea-floor spreading", en: R. Shagam, R.B. Hargraves, W.J. Morgan, F.B. Van Houten, C.A. Burk, H.D. Holland y L.C. Hollister (eds.), Studies in Earth and Space Sciences (Memoir 132, p. 241-272). Boulder, CO: Geological Society of America.

Menard, H.W. (1967). "Transitional types of crust under small ocean basins", Journal of Geophysical Research, 72, 3061-3073.

Merrill, R.T., McElhinny, M.W. y McFadden, P.L. (1996). The Magnetic Field of the Earth. San Diego, CA: Academic Press.

Meyerhoff, A.A. (1970a). "Continental drift: implications of paleomagnetic studies, meteorology, physical oceanography, and climatology", Journal of Geology, 78, 1-51.

Meyerhoff, A.A. (1970b). "Continental drift, II: high latitude evaporite deposits and geologic history of Arctic and North Atlantic oceans", Journal of Geology, 78, 406-444.

Meyerhoff, A.A. (1974). "Crustal structure of northern North Atlantic Ocean-a review", en: Kahle, 1974, p. 423-433.

Meyerhoff, A.A. (1995). "Surge-tectonic evolution of southeastern Asia: a geohydrodynamics approach", Journal of Southeast Asian Earth Sciences, 12, 143-247.

Meyerhoff, A.A. y Hatten, C.W. (1974). "Bahamas salient of North America", en: Burk y Drake, 1974, p. 429-446.

Meyerhoff, A.A. y Meyerhoff, H.A. (1972). “'The new global tectonics': age of linear magnetic anomalies of ocean basins", American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 56, 337-359.

Meyerhoff, A.A. y Meyerhoff, H.A. (1974a). "Tests of plate tectonics". en: Kahle, 1974, p. 43-145.

Meyerhoff, A.A. y Meyerhoff, H.A. (1974b). "Ocean magnetic anomalies and their relations to continents", en: Kahle, 1974, 411-422.

Meyerhoff, A.A. y Teichert, C. (1971). "Continental drift, III: Late Paleozoic glacial centers and Devonian-Eocene coal distribution", Journal of Geology, 79, 285-321.

Meyerhoff, A.A., Kamen-Kaye, M., Chen, C. y Taner, I. (1991). China-Stratigraphy, Paleogeography and Tectonics. Dordrecht: Kluwer.

Meyerhoff, A.A., Agocs, W.B., Taner, I., Morris, A.E.L. y Martin, B.D. (1992a). "Origin of midocean ridges", en: Chatterjee y Hotton, 1992, p. 151-178.

Meyerhoff, A.A., Taner, I., Morris, A.E.L., Martin, B.D., Agocs, W.B. y Meyerhoff, H.A. (1992b). "Surge tectonics: a new hypothesis of earth dynamics", en: Chatterjee y Hotton, 1992, p. 309-409.

Meyerhoff, A.A., Taner, I., Morris, A.E.L., Agocs, W.B., Kaymen-Kaye, M., Bhat, M.I., Smoot, N.C. y Choi, D.R. (1996a). Surge Tectonics: a new hypothesis of global geodynamics (D. Meyerhoff Hull, ed.). Dordrecht: Kluwer.

Meyerhoff, A.A., Boucot, A.J., Meyerhoff Hull, D. y Dickins, J.M. (1996b). Phanerozoic Faunal & Floral Realms of the Earth: the intercalary relations of the Malvinokaffric and Gondwana faunal realms with the Tethyan faunal realm (Memoir 189). Boulder, CO: Geological Society of America.

Meyerhoff, H.A. y Meyerhoff, A.A. (1977). "Genesis of island arcs", en: International Symposium on Geodynamics in South-West Pacific, Noumea, Nouvelle Calédonie (p. 357-370). Paris: Editions Technip.

Morris, A.E.L., Taner, I., Meyerhoff, H.A. y Meyerhoff, A.A. (1990). "Tectonic evolution of the Caribbean region: alternative hypothesis", en: G. Dengo y J.E. Case (eds.), The Caribbean Region (p. 433-457). Boulder, CO: Geological Society of America.

Munk, W.H. y MacDonald, G.J.F. (1975). The Rotation of the Earth. Cambridge: Cambridge University Press.

Murdock, J.N. (1997). "Overview of the history of one man’s challenges to strict plate tectonics", New Concepts in Global Tectonics Newsletter, 4, 23-25.

Nafe, J.E. y Drake, C.L. (1969). "Floor of the North Atlantic-summary of geophysical data", en: M. Kay (ed.), North Atlantic-geology and continental drift (Memoir 12, p. 59-87). Tulsa, OK: American Association of Petroleum Geologists.

Nitecki, M.H., Lemke, J.L., Pullman, H.W. y Johnson, M.E. (1978). "Acceptance of plate tectonic theory by geologists", Geology, 6, 661-664.

Nur, A. y Ben-Avraham, Z. (1982). "Displaced terranes and mountain building", en: K.J. Hsü (ed.), Mountain Building Processes (p. 73-84). London: Academic Press.

O’Driscoll, E.S.T. (1980). "The double helix in global tectonics", Tectonophysics, 63, 397-417.

Ollier, C.D. (1990). "Mountains", en: Barto-Kyriakidis, 1990, vol. 2, p. 211-236.

Orlenok, V.V. (1986). "The evolution of ocean basins during Cenozoic time", Journal of Petroleum Geology, 9, 207-216.

Ozima, M., Saito, K., Matsuda, J., Zashu, S., Aramaki, S. y Shido, F. (1976). "Additional evidence of existence of ancient rocks in the Mid-Atlantic Ridge and the age of the opening of the Atlantic", Tectonophysics, 31, 59-71.

Pavlenkova, N.I. (1990). "Crustal and upper mantle structure and plate tectonics", en: Barto-Kyriakidis, 1990, vol. 1, p. 73-86.

Pavlenkova, N.I. (1995). "Structural regularities in the lithosphere of continents and plate tectonics", Tectonophysics, 243, 223-229.

Pavlenkova, N.I. (1996). "General features of the uppermost mantle stratification from long-range seismic profiles", Tectonophysics, 264, 261-278.

Pavlenkova, N.I. (1998). "Endogenous regimes and plate tectonics in northern Eurasia", Physics and Chemistry of the Earth, 23, 799-810.

Pilot, J., Werner, C.-D., Haubrich, F. y Baumann, D. (1998). "Paleozoic and Proterozoic zircons from the Mid-Atlantic Ridge", Nature, 393, 676-679.

Polet, J. y Anderson, D.L. (1995). "Depth extent of cratons as inferred from tomographic studies", Geology, 23, 205-208.

Pollack, H.N. y Chapman, D.S. (1977). "On the regional variation of heat flow, geotherms, and lithospheric thickness", Tectonophysics, 38, 279-296.

Pratsch, J.C. (1986). "Petroleum geologist’s view of oceanic crust age", Oil and Gas Journal, 14 de julio, 112-116.

Pratsch, J.-C. (1990). "Relative motions in geology: some philosophical differences", Journal of Petroleum Geology, 13, 229-234.

Ranneft, T.S.M. (1979). "Segmentation of island arcs and application to petroleum geology", Journal of Petroleum Geology, 1, 35-53.

Reynolds, P.H. y Clay, W. (1977). "Leg 37 basalts and gabbro: K-Ar and⁴Ar-³⁹Ar dating", en: F. Aumento, W.G. Melson et al., Initial reports of the Deep Sea Drilling Project (vol. 37, p. 629-630). Washington, D.C.: U.S. Government Printing Office.

Ross, D.A. (1974). "The Black Sea", en: Burk y Drake, 1974, p. 669-682.

Ruddiman, W.F. y Kutzbach, J.E. (1989). "Effects of plateau uplift on Late Cenozoic climate", Eos, 70, 294.

Ruditch, E.M. (1990). "The world ocean without spreading", en: Barto-Kyriakidis, 1990, vol. 2, p. 343-395.

Rutland, R.W.R. (1982). "On the growth and evolution of continental crust: a comparative tectonic approach", Journal and Proceedings of the Royal Society of New South Wales, 115, 33-60.

Sanchez Cela, V. (1999). Formation of Mafic-Ultramafic Rocks in the Crust: need for a new upper mantle. Zaragoza: Universidad de Zaragoza.

Saull, V.A. (1986). "Wanted: alternatives to plate tectonics", Geology, 14, 536.

Saxena, M.N. y Gupta, V.J. (1990). "Role of foredeep tectonics, geological and palaeontological data, gravity tectonics in the orogeny and uplift of the Himalayas, vis-a-vis continental drift and plate tectonics concepts", en: Barto-Kyriakidis, 1990, vol. 1, p. 105-128.

Schneck, M.C. (1974). "Mid-Atlantic trilobites", Geotimes, 19, 16.

Scholl, D.W. y Marlow, M.S. (1974). "Global tectonics and the sediments of modern and ancient trenches: some different interpretations", en: Kahle, 1974, p. 255-272.

Scotese, C.R., Gahagan, L.M. y Larson, R.L. (1988). "Plate tectonic reconstructions of the Cretaceous and Cenozoic ocean basins", Tectonophysics, 155, 27-48.

Seyfert, C.K. (1998). "The earth: its properties, composition, and structure", Encyclopaedia Britannica, CD-ROM, 1994-1998.

Shapiro, M.N. (1990). "Is the opening of the Atlantic manifested in the structure of the northern framing of the Pacific Ocean?", en: Barto-Kyriakidis, 1990, vol. 1, p. 179-196.

Sheridan, R.E. (1974). "Atlantic continental margin of North America", en: Burk y Drake, 1974, p. 391-407.

Sheth, H.C. (1997). "Ophiolites: another paradox", New Concepts in Global Tectonics Newsletter, 5, 5-6.

Sheth, H.C. (1999). "Flood basalts and large igneous provinces from deep mantle plumes: fact, fiction, and fallacy", Tectonophysics, 311, 1-29.

Shirley, K. (1998a). "Ocean floor mapped from space", AAPG Explorer, octubre, p. 20-23.

Shirley, K. (1998b). "New maps show continent ties", AAPG Explorer, noviembre, p. 20-21.

Skinner, B.J. y Porter, S.C. (1995). The Dynamic Earth: an introduction to physical geology (3a ed.). New York: John Wiley & Sons.

Sloss, L.L. y Speed, R.C. (1974). "Relationships of cratonic and continental-margin tectonic episodes", en: W. R. Dickinson (ed.), Tectonics and sedimentation (publicación especial n° 22, p. 98-119). Tulsa, OK: Society of Economic Paleontologists and Mineralogists.

Smiley, C.J. (1974). "Analysis of crustal relative stability from some Late Paleozoic and Mesozoic floral records", en: Kahle, 1974, p. 331-360.

Smiley, C.J. (1976). "Pre-Tertiary phytogeography and continental drift-some apparent discrepancies", en: J. Gray y A.J. Boucot (eds.), Historical Biogeography, Plate Tectonics, and the Changing Environment (p. 311-319). Corvallis, OR: Oregon State University Press.

Smiley, C.J. (1992). "Paleofloras, faunas, and continental drift: some problem areas", en: Chatterjee y Hotton, 1992, p. 241-257.

Smith, A.G. y Hallam, A. (1970). "The fit of the southern continents", Nature, 225, 139-144.

Smith, A.G., Hurley, A.M. y Briden, J.C. (1981). Phanerozoic Paleocontinental World Maps. Cambridge: Cambridge University Press.

Smith, D.E., Kolenkiewicz, R., Nerem, R.S., Dunn, P.J., Torrence, M.H., Robbins, J.W., Klosko, S.M., Williamson, R.G. y Pavlis, E.C. (1994). "Contemporary global horizontal crustal motion", Geophys. Journal Int., 119, 511-520.

Smoot, N.C. (1997a). "Aligned buoyant highs, across-trench deformation, clustered volcanoes, and deep earthquakes are not aligned with plate-tectonic theory", Geomorphology, 18, 199-222.

Smoot, N.C. (1997b). "Magma floods, microplates, and orthogonal intersections", New Concepts in Global Tectonics Newsletter, 5, 8-13.

Smoot, N.C. (1998a). "The trans-Pacific Chinook Trough megatrend", Geomorphology, 24, 333-351.

Smoot, N.C. (1998b). "WNW-ESE Pacific lineations", New Concepts in Global Tectonics Newsletter, 9, 7-11.

Smoot, N.C. (1999). "Orthogonal intersections of megatrends in the Western Pacific ocean basin: a case study of the Mid-Pacific mountains", Geomorphology, 30, 323-356.

Smoot, N.C. y Meyerhoff, A.A. (1995). "Tectonic fabric of the Atlantic Ocean floor: speculation vs. reality", Journal of Petroleum Geology, 18, 207-222.

Spence, W. (1977). "The Aleutian arc: tectonic blocks, episodic subduction, strain diffusion, and magmatic generation", Journal of Geophysical Research, 82, 213-230.

Spencer, E.W. (1977). Introduction to the Structure of the Earth (2a ed.). New York: McGraw-Hill.

Stanley, S.M. (1989). Earth and Life through Time (2a ed.). New York: W.H. Freeman and Company.

Steers, J.A. (1950). The Unstable Earth (5ta ed.). London: Methuen.

Stöcklin, J. (1989). "Tethys evolution in the Afghanistan-Pamir-Pakistan region", en: A.M.C. Sengör (ed.), Tectonic Evolution of the Tethyan Region (p. 241-264). Dordrecht: Kluwer.

Storetvedt, K.M. (1992). "Rotating plates: new concept of global tectonics", en: Chatterjee y Hotton, 1992, p. 203-220.

Storetvedt, K.M. (1997). Our Evolving Planet: earth history in new perspective. Bergen, Norway: Alma Mater.

Suzuki, Y., Harada, I., Iikawa, K., Kobayashi, K., Nomura, N., Oda, K., Ogawa, Y., Watanabe, F. y Yamazaki, K. (1997). "Geological structure of northeast Honshu, Japan in contradiction to the plate tectonics", New Concepts in Global Tectonics Newsletter, 5, 17-19.

Swift, S.A. y Carr, M.J. (1974). "The segmented nature of the Chilean seismic zone", Physics of the Earth and Planetary Interiors, 9, 183-191.

Tarling, D.H. (1971). "Gondwanaland, palaeomagnetism and continental drift", Nature, 229, 17-21.

Tarling, D.H. (1982). "Land bridges and plate tectonics", Geobios, Mémoire Spécial, 6, 361-374.

Teichert, C. (1974). "Marine sedimentary environments and their faunas in Gondwana area", en: Kahle, 1974, p. 361-394.

Teichert, C. y Meyerhoff, A.A. (1972). "Continental drift and the marine environment", 24th International Geology Conference, Montreal, p. 339-349.

Teisseyre, R., Wojtczak-Gadomska, B., Vesanen, E. y Mäki, M-L. (1974). "Focus distribution in South American deep-earthquake regions and their relation to geodynamic development", Physics of the Earth and Planetary Interiors, 9, 290-305.

Timofeyev, P.P. y Kholodov, V.N. (1984). "The problem of existence of oceans in geologic history", Doklady Akademii Nauk. SSSR, Earth Science Sections, 276, 61-63.

Timofeyev, P.P., Udintsev, G.B., Agapova, G.V., Antipov, M.P., Boyko, N.I., Yeremeyev, V.V., Yefimov, V.N., Kurentsova, N.A. y Lyubimov, V.V. (1992). "Equatorial segment of the Mid-Atlantic Ridge as a possible structural barrier between the North and South Atlantic", USSR Academy of Sciences Transactions (Doklady), Earth Science Sections, 312, 133-135.

Tuezov, I.K. (1998). "Tectonics, structure, geodynamics and geological nature of the west Pacific active margin", partes 1 y 2, New Concepts in Global Tectonics Newsletter, 7, 16-23; 8, 20-24.

Udintsev, G.B. (ed.), 1996. Equatorial Segment of the Mid-Atlantic Ridge. IOC Technical Series n° 46, UNESCO.

Udintsev, G.B. y Koreneva, E.V. (1982). "The origin of aseismic ridges of the eastern Indian Ocean", en: R. A. Scrutton y M. Talwani (eds.), The Ocean Floor (p. 204-209). Chichester: John Wiley & Sons.

Udintsev, G.B., Illarionov, V.K. y Kalinin, A.V. (1990). "The West Australian Ridge", en: Barto-Kyriakidis, 1990, vol. 2, p. 307-341.

Udintsev, G.B., Kurentsova, N.A., Pronina, N.V., Smirnova, S.B. y Ushakova, M.G. (1993). "Finds of continental rocks and sediments of anomalous age in the equatorial segment of the Mid-Atlantic Ridge", USSR Academy of Sciences Transactions (Doklady), Earth Science Sections, 312, 111-114.

Umbgrove, J.H.F. (1947). The Pulse of the Earth (2a ed.). The Hague: Martinus Nijhoff.

Uyeda, S. (1986). "Facts, ideas and open problems on trench-arc-backarc systems", en: F.-C. Wezel (ed.), The Origin of Arcs (p. 435-460). Amsterdam: Elsevier.

Van Andel, T.H. (1984). "Plate tectonics at the threshold of middle age", Geologie en Mijnbouw, 63, 337-341.

Van Andel, T.H. (1994). New Views on an Old Planet: a history of global change (2a ed.). Cambridge: Cambridge University Press.

Van Andel, T.H. (1998). "Plate Tectonics", Encyclopaedia Britannica, CD-ROM, 1994-1998.

Van Bemmelen, R.W. (1972). Geodynamic Models: an evaluation and a synthesis. Amsterdam: Elsevier.

Van der Linden, W.J.M. (1977). "How much continent under the ocean?", Marine Geophysical Research, 3, 209-224.

Van der Voo, R. (1998). "A complex field", Science, 281, 791-792.

Van Hinte, J.E. y Ruffman, A. (1995). "Palaeozoic microfossils from Orphan Knoll, NW Atlantic Ocean", Scripta Geologica, 109, 1-63.

Voisey, A.H. (1958). "Some comments on the hypothesis of continental drift", en: Continental drift-a symposium (p. 162-171). Hobart: University of Tasmania.

Wanless, R.K., Stevens, R.D., Lachance, G.R. y Edmonds, C.M. (1968). "Age determinations and geological studies. K-Ar isotopic ages, report 8", Geological Survey of Canada, informe 67-2, parte A, p. 140-141.

Wezel, F.-C. (1986). "The Pacific island arcs: produced by post-orogenic vertical tectonics?", en: F.-C. Wezel (ed.), The Origin of Arcs (p. 529-567). Amsterdam: Elsevier.

Wezel, F.C. (1988). "A young Jura-type fold belt within the central Indian Ocean", Bollettino di Oceanologia Teorica ed Applicata, 6, 75-90.

Wezel, F.-C. (1992). "Global change: shear-dominated geotectonics modulated by rhythmic earth pulsations", en: Chatterjee y Hotton, 1992, p. 421-439.

Wicander, R. y Monroe, J.S. (1999). Essentials of Geology (2a ed.). Belmont, CA: Wadsworth Publishing Company.

Wyllie, P.J. (1976). The Way the Earth Works. New York: John Wiley & Sons.

Yano, T. y Suzuki, Y. (1999). "Current hypotheses on global tectonics", New Concepts in Global Tectonics Newsletter, 10, 4.

Zoback, M.L., Zoback, M.D., Adams, J., Assumpção, M., Bell, S., Bergman, E.A., Blümling, P., Brereton, N.R., Denham, D., Ding, J., Fuchs, K., Gay, N., Gregersen, S., Gupta, H.K., Gvishiani, A., Jacob, K., Klein, R., Knoll, P., Magee, M., Mercier, J.L., Müller, B.C., Paquin, C., Rajendran, K., Stephansson, O., Suarez, G., Suter, M., Udias, A., Xu, Z.H. y Zhizhin, M. (1989). "Global patterns of tectonic stress", Nature, 341, 291-298.

Zorin, Yu. A. y Lepina, S.V. (1989). "On the formation mechanism of postrift intracontinental sedimentary basins and the thermal conditions of oil and gas generation", Journal of Geodynamics, 11, 131-142.

Tectónica de placas: un modelo bajo amenaza (4 de 5)

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

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.

Fig. 8. Grado máximo de inundación marina para cada período geológico del Fanerozoico respecto a la antigua U.R.S.S. y Norteamérica. Cuanto mayor sea la fase geológica, mayor es la probabilidad de que se subestime el nivel de inundación debido a que los sedimentos han erosionado o estén profundamente enterrados bajo sedimentos más jóvenes (reimpreso con permiso de Harrison et al., 1983; derechos de autor por la Unión Geofísica Americana).

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).

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).

Fig. 10. Distribución mundial de mesetas oceánicas, señaladas en negro (reimpreso con permiso de Storetvedt, 1997; derechos de autor por Fagbokforlaget y K.M. Storetvedt).

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).

Fig. 11. Áreas en el Océano Atlántico para las cuales se ha establecido una subsidencia pasada. Las áreas sumergidas están en gris (reimpreso con permiso de Dillon, 1974; derechos de autor por AAPG).

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).

Fig. 12. Antiguas áreas terrestres en los océanos Pacífico e índico actuales. Sólo se muestran los sectores para los que ya existe evidencia sustancial. Sus esquemas exactos y su extensión total son aún desconocidos. G1: área de Seychelles; G2: Gran Paleotierra de Oyashio; G3: elevación de Obruchev; G4: Lemuria; S1: área de la meseta de Ontong-Java, montes marinos del Mar de Magallanes y del Pacífico medio; S2: Pacífico nororiental; S3: Pacífico suroriental, incluidas la elevación de Chatham y la meseta Campbell; S4: Pacífico sudoccidental; S5: área que incluye la elevación sur de Tasmania; S6: elevaciones de Tasmania Oriental y Lord Howe; S7: Océano Índico noreste; S8: Océano Índico noroeste (reimpreso con permiso de Dickins, 1994a, b; derechos de autor por J.M. Dickins).

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).

Tectónica de placas: un modelo bajo amenaza (3 de 5)

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

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).

 

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).

 

Fig. 4. Movimientos verticales del lecho oceánico durante los últimos 160 millones de años: 1-conforme al modelo de expansión del fondo marino; 2-secuencia real de desplazamientos verticales en sitios de perforación correspondientes en aguas profundas. Las curvas sin escalar en la parte superior del diagrama son provisionales (reimpreso de Ruditch, 1990).

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.

 

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).

 

Fig. 5. Gráfico de edades rocosas vs. distancia desde la cresta de la Dorsal Media Atlántica. La figura muestra (a escala) rocas de todas las edades, ya sea desde perforaciones o arrastres de dragado (reimpreso con permiso de Meyerhoff et al., 1996a, fig. 2.35; derechos de autor por Kluwer Academic Publishers).

 

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 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.

 

Fig. 6. Dos vistas de anomalías magnéticas marinas. Arriba: ilustración de libro (reimpreso con permiso de McGeary y Plummer, 1998; derechos de autor por The McGraw-Hill Companies). Debajo: patrones de anomalía magnética en el Atlántico Norte (reimpreso con permiso de Meyerhoff y Meyerhoff, 1972; derechos de autor por la Unión Geofísica Americana).

 

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.

 

Fig. 7. Secciones transversales de la fosa Perú-Chile (izquierda) y el arco Bonin-Honshu (derecha) que muestran hipocentros (reimpreso con permiso de Benioff, 1954; derechos de autor por la Sociedad Geológica de EE.UU.).

 

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).