las cicatrices de antiguas colisiones marcan el camino por

INVESTIGACION Y CIENCIA, mayo, 2008 31

C uando las aves evolucionaron a partir de los reptiles, hace entre 100 y 200 millo-nes de años, nacía el océano Atlántico.

Su formación señalaba la destrucción de un supercontinente, Pangea, en el que todos los continentes de la Tierra se habían reunido para formar una isla gigante rodeada por un océano global. Pangea no es el único supercontinente de la historia de la Tierra, pero sí el más recien-te. Las masas continentales actuales han deri-vado alrededor del globo terráqueo chocando unas con otras y separándose posteriormente varias veces durante los últimos 3000 millones de años. Esos ciclos de confrontación y dis-persión continental han afectado a la corteza terrestre, el manto subyacente, la atmósfera, el clima y la vida en el planeta.

De la misma forma que las colisiones con-tinentales originan cadenas montañosas, las ro-turas generan profundos valles intracontinen-tales (rifts, como el Gran Valle del Rift en el este del continente africano) o, si la separación va a más, cuencas oceánicas. Pero no todos los océanos se crean por la rotura y separación de grandes bloques continentales. Algunos se forman cuando pequeños y estrechos “micro-continentes” (del tamaño y forma de Nueva Zelanda o Japón) se desgajan del margen de un bloque continental y se alejan, creando tras su paso una nueva cuenca oceánica. Stephen Johnston, de la Universidad de Victoria, llama a esos esbeltos titanes “continentes acintados” (“ribbon continents”); junto con las cuencas oceánicas asociadas a su origen, desempeñan una función fundamental en la dinámica de la corteza terrestre.

Nuestro grupo ha investigado la formación de un cuerpo oceánico extinto: el océano Rei-co, que nació hace unos 500 millones de años. Debe su nombre a Rea, esposa de Cronos y madre de Zeus en la mitología griega. Ese océano se creó cuando dos continentes acin-tados, Avalonia y Carolina, se desprendieron del margen septentrional de Gondwana (un antiguo continente de enorme extensión que incluía las actuales Africa, Sudamérica, India, Australia y Antártida). La colisión continental que selló el cierre del océano Reico, hace entre unos 350 y 300 millones de años, constitu-yó uno de los episodios fundamentales de la formación de Pangea.

Aunque se conocen las masas continen-tales que rodeaban el océano Reico y los hitos temporales que marcan su nacimiento y muerte, hasta fecha reciente no se habían identifi cado sus márgenes; tampoco las causas, los mecanismos y el momento del inicio de su apertura; ni la razón por la cual las tensiones que determinaron su apertura se invirtieron tras unos centenares de millones de años y lo cerraron de nuevo. Cuestiones todas ellas fundamentales para la geología.

Nuestras investigaciones muestran que el desgajamiento de Avalonia y Carolina de Gondwana ocurrió a lo largo de una “cica-triz” de la corteza, una línea cuya estructura se hallaba debilitada tras haber sufrido, hace unos 650 millones de años, un episodio previo de orogénesis. El hallazgo reviste suma im-portancia: sugiere que las zonas de debilidad preexistentes, próximas a los bordes continen-tales, controlan la creación y el movimiento de

CONCEPTOS BASICOSQ Las masas continentales

actuales han derivado alrededor del globo terráqueo chocando unas con otras y separándose luego varias veces durante los últimos 3000 millones de años.

Q El océano Reico, ahora ex-tinto, nació hace unos 500 millones de años. Estudios geoquímicos y paleomag-néticos indican que se creó por el desgajamiento de Avalonia y Carolina, dos continentes acintados del margen septentrional del supercontinente Gond-wana.

Q La tracción de una placa en subducción causó la reapertura de una antigua sutura, una zona de de-bilidad cortical generada por un episodio previo de orogénesis ocurrido 150 millones de años antes.

Las cicatrices de antiguas colisiones marcan el caminopor donde los continentes vuelven a romperse

J. Brendan Murphy, Gabriel Gutiérrez Alonso, R. Damian Nance,Javier Fernández Suárez, J. Duncan Keppie, Cecilio Quesada,

Rob A. Strachan y Jaroslav Dostal

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los continentes acintados. Y determinan, por tanto, los lugares donde se generarán nuevos océanos. Si estamos en lo cierto, es probable que la geografía moderna refl eje una red de cicatrices de la corteza, formadas durante su-cesivas fases previas de actividad tectónica.

Geología del océano ReicoLa colisión entre masas continentales que cerró el océano Reico corresponde a la culminación de un largo período orogénico en el margen septentrional de Gondwana. Las tensiones im-plicadas crearon la cadena de los Apalaches en Norteamérica oriental, las montañas Variscas en Europa (cuyos fragmentos se encuentran repartidos desde la Península Ibérica y Gran Bretaña hasta Turquía), las montañas del Anti-Atlas en el noroeste de Africa (Marruecos) y los ancestrales Andes septentrionales (Venezuela y Colombia). Al par que esas montañas iban emergiendo, cifraban la información que nos permite conocer hoy la evolución del océano Reico.

Sin embargo, la rotura y desmembramiento de Pangea dispersó esos terrenos, o porciones de corteza continental, en un área extensa. Se ha destruido la mayoría de las pruebas de la

existencia del océano Reico. Casi todas las rocas que formaron parte del fondo desaparecieron por subducción (se deslizaron por debajo de alguna de las placas vecinas, donde en ocasiones se fundieron con el manto viscoso del interior de la Tierra). Reconstruir la geología del océa-no Reico viene a ser, pues, como resolver un “sudoku” con demasiados cuadros en blanco. Con todo, merced al trabajo de los geólogos durante los últimos 40 años, se ha identifi cado una serie de yacimientos clave que arrojan luz sobre la historia de ese océano extinto.

Las zonas de debilidad cortical que determi-naron el origen del océano Reico se generaron durante eventos tectónicos acaecidos con mu-cha anterioridad. Para entender las tensiones que infl uyeron en la formación del océano Rei-co debemos retrotraernos hasta hace entre 650 y 500 millones de años, cuando los márgenes amazónicos y africanos de Gondwana (su lí-mite septentrional en las coordenadas actuales) sufrieron cambios de gran complejidad.

La mayoría de los geólogos piensan que, al tiempo que se constituía Gondwana, hace entre 600 y 550 millones de años, una impo-nente masa continental se separó del este de Gondwana, donde se encontraba Amazonia

1. LA COLISION DE LAS PLACAS TECTONICAS produce tensio-nes y calor que resultan en la deformación de los continentes. Este afl oramiento en la costa de Cornualles, en el sudeste del Reino Unido, muestra un plega-miento causado por el calor y la presión asociados a la colisión de las placas.


(la parte norte de Sudamérica), creando los continentes de Laurencia (el germen de Norteamérica) y Báltica (la actual Es-candinavia y parte de Rusia). La deriva de esos continentes, que se alejaban de Gondwana, dio lugar al océano Jápeto (en la mitología griega, hermano de Rea y padre de Atlas, quien dio nombre al océano Atlántico).

La evolución del margen septentrio-nal de Gondwana guarda semejanza con la que experimentan hoy las Montañas Rocosas de Norteamérica y los Andes de Sudamérica. La geología de esos tres enclaves (dos modernos y otro ancestral) entraña la subducción de corteza oceá-nica y la separación de bloques conti-nentales (como Baja California), con la consiguiente generación de grandes can-tidades de magma (rocas fundidas). La composición química de las rocas ígneas (rocas resultantes del enfriamiento y soli-difi cación del magma) que se generaron en el margen de Gondwana es semejante a la composición de las rocas ígneas de los Andes; ambas son características del magma creado por encima de una zona de subducción.

Ese margen afl ora hoy, en forma de terrenos, en cinturones orogénicos (cadenas de montañas o los restos de las mismas una vez erosionadas) más jóvenes; sin embargo, la asociación anterior de estos terrenos con el margen de Gondwana se basa en las semejanzas halladas en la litología y en el registro fósil. También los estudios paleomagnéticos, que exa-minan la orientación de los minerales magnéticos en las rocas, indican que esos terrenos se formaron a la misma latitud que el margen septentrional de Gondwana. Los restos de esos antiguos volcanes y cámaras magmáticas, ahora vi-sibles merced al levantamiento y erosión de la corteza, muestran que la actividad magmática terminó hace entre 600 y 540 millones de años, probablemente debido al desarrollo de un sistema de fallas aso-ciado a la colisión de una dorsal oceánica contra la zona de subducción.

Esa situación guarda semejanza con la colisión que se produjo, hace unos 30 millones de años, entre la dorsal del océano Pacífi co Oriental y una zona de subducción en el oeste de Norteamérica: originó la falla de San Andrés y provocó la desaparición del magmatismo relacio-nado con la subducción en el sudoeste de los EE.UU. y el noroeste de México. Durante ese intervalo temporal, a lo largo

del margen septentrional de Gondwana, algunos terrenos fueron transportados a grandes distancias (hasta miles de kiló-metros) en paralelo al mismo, de manera parecida a lo que ocurre hoy en la costa occidental de Norteamérica, a lo largo de la falla de San Andrés.

Hace entre 540 y 500 millones de años, la dinámica de las placas tectó-nicas en el norte de Gondwana estuvo dominada por fallas del tipo de la de San Andrés. Cesó la subducción; la región se convirtió en una plataforma continental estable en la que se depositaban rocas sedimentarias. Ese intervalo coincide con la aparición, a escala mundial, de fósiles con concha; en los sedimentos correspondientes a esas edades abundan restos de tales organismos.

En cada terreno, el registro rocoso de entre 650 y 500 millones de años de edad demuestra que estuvieron abiertos a un océano durante todo ese interva-lo, aunque cambiaran las condiciones tectónicas. Hace unos 500 millones de años, se acabó la semejanza geológica entre terrenos, anuncio del desarrollo del océano Reico. Algunos de los terrenos del margen de Gondwana, como los que constituyen la Península Ibérica y Oaxaca (sur de México), muestran que los sedimentos se depositaron en aguas cada vez más profundas, hace entre 500 y 440 millones de años. En otros terrenos, como Carolina y Avalonia (hoy en los Apalaches), los sedimentos de ese pe-ríodo son mucho más fi nos, lo que debe interpretarse como una mayor distancia de una fuente de abundantes sedimentos (Gondwana). Un cambio que indica la apertura del océano Reico. Asimismo, los fósiles de esa época procedentes de Carolina y Avalonia difi eren cada vez más de los fósiles de Gondwana.

Las propiedades magnéticas de las ro-cas de hace unos 460 millones de años muestran que Avalonia se encontraba entre 1700 y 2000 kilómetros al norte del margen de Gondwana. De lo que se infi ere que el océano Reico se abría a una velocidad de entre 7 y 8 centímetros por año. Avalonia y Carolina eran entonces dos continentes acintados, similares a Nueva Zelanda, que separaban el océano Jápeto, al norte, del Reico, al sur (de la misma manera que Nueva Zelanda se-para el océano Pacífi co, al este, del mar de Tasmania, al oeste). Sin embargo, mientras Avalonia y Carolina derivaban hacia el norte, el margen septentrional de

Gondwana permanecía fi jo a una latitud en torno a 60o sur y el margen sur de Laurencia a unos 10o sur. Por tanto, la apertura del océano Reico al sur de esos terrenos se veía compensada por el cierre del Jápeto al norte de los mismos.

De los datos paleomagnéticos se des-prende que, hace unos 440 millones de años, Avalonia se hallaba muy cerca de Báltica (Europa occidental) y de Lau-rencia oriental. Durante los siguientes BA

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Mar de Tethys

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Hace 225 millones de años

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2. LA ROTURA Y DESMEMBRAMIENTODE PANGEA, que comenzó hace unos 200 millones de años, creó el océano Atlántico entre América y las actuales Europa y Africa. Al propio tiempo, el océano Tethys, que se extendió entre la India y Asia, y entre Africa y Europa, se cerró conforme esos dos pares de continentes colisionaban. Durante ese período, el océano que ocupaba casi todo el planeta, Panthalassa, se fue reduciendo al actual océano Pacífi co, que sigue menguan-do a medida que es subducido en casi todo su perímetro.

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De acuerdo con la teoría de la tectónica de placas, la Tierra consta de una capa externa rígida, la litosfera, de entre 100 y 150 kilómetros

de espesor; debajo hallamos la astenosfera, una capa más caliente (a más de 1100 oC), plástica (deformable), que forma parte del manto. A la ma-nera de una cáscara de huevo resquebrajada, la litosfera se halla dividida en unos 20 fragmentos, o placas, que se desplazan alrededor del globo a velocidades inferiores a 10 centímetros al año. Según se van moviendo, interactúan unas con otras: colisionan, se separan y se deslizan. A corto plazo, esas interacciones generan tensiones que se liberan en forma de terremotos. En el transcurso de millones de años, se levantan cordilleras donde las placas colisionan y se forman océanos donde éstas divergeny se separan.

Los continentes se hallan incrustados en esas placas; se desplazan de modo pasivo y solidario con ellas. A lo largo de millones de años, los movi-mientos tectónicos han abierto y cerrado cuencas oceánicas enteras. Como botón de muestra, el alejamiento de América respecto de Europa y Africa durante los últimos 180 millones de años ha abierto el océano Atlántico, que continúa creciendo. El mapa del mundo que conocemos ahora corres-ponde, pues, a un fotograma de una película continua.

La fuerza que mueve esos continentes proviene de una cordillera submarina que discurre a lo largo de todo el Atlántico y que pertenece a un sistema global de cordilleras, o dorsales, mesooceánicas. En esas dorsales, el magma caliente que surge del manto subyacente crea litosfera. A la par que se crea nueva litosfera, se van separando cada vez más las placas adyacentes a la dorsal oceánica.

Dado que la superfi cie del planeta es constante, la creación de litosfera debe compensarse con la destrucción de litosfera antigua, en algún otro lugar, mediante subducción. Conforme el océano Atlántico se ha ido abriendo, el movimiento de América hacia el oeste ha provocado que el fondo del océano Pacífi co se haya subducido bajo ésta.

Cuando las placas convergen, la más densa es empujada por debajo de la más ligera y entra en el manto, donde se consume. La corteza oceánica, por lo común más densa que la corteza continental, suele subducir por debajo de placas continentales. Donde convergen dos placas oceánicas, se subduce la más antigua (y, por tanto, más densa). Por esa razón, la edad del fondo oceánico no alcanza los 180 millones de años, mientras que los continentes llegan hasta los 4000 millones de años de edad.

La subducción es responsable, directa o indirectamente, de la orogenia. Conforme las placas oceánicas, frías y densas, descienden hacia el interior de la Tierra, se van calentando y fundiendo. El magma que se produce, menos denso, asciende hacia la superfi cie: alimenta volcanes y calienta la corteza continental adyacente para erigir montañas.

La colisión de un continente con continentes acintados o islas oceánicas (denominados en conjunto terrenos) corresponde a otra forma de oroge-nia. Todos los océanos modernos contienen islas (Nueva Zelanda y las islas Filipinas, por ejemplo), que se agregarán, por acreción, a un continente si el fondo oceánico entre esas dos masas emergidas se consume por subduc-ción. La colisión resultante produce actividad magmática y deformación de las rocas, lo que resulta en la generación de nuevas montañas. Así ha sucedido en el oeste de Norteamérica, donde las colisiones de numerosos terrenos durante los últimos 200 millones de años han ido añadiendo más de 500 kilómetros de continente al borde occidental de la placa Norteame-ricana.

Si la placa que subduce contiene corteza continental, la colisión entre continentes produce montañas imponentes: éste es el caso del Himalaya, creado tras la colisión entre la India y el sudeste de Asia, y de los Alpes, nacidos del choque entre Africa del norte y Europa meridional.

PRINCIPIOS BASICOSDE LA TECTONICA DE PLACAS

SuturaCuenca

Falla inversao cabalgamiento

Falla inversao cabalgamiento

Cuenca

Litosfera

LA SUBDUCCION DE LITOSFERA en la astenosfera calienta el manto y la corteza suprayacente; ello produce magma que puede acabar en la superfi cie en forma de volcanes. Los Andes ofrecen un ejemplo moderno de ese proceso (a). La subducción acerca islas volcáni-cas, que colisionan con el continente (b), dando lugar a montañas formadas por acreción (c). Las cordilleras del oeste de Norteamérica derivan de varios episodios de acreción ocurridos durante los últi-mos 200 millones de años. La subducción atrae continentes enteros uno contra otro: se cierran así cuencas oceánicas (d) y se producen colisiones continentales (e), que generan cadenas montañosas, como se observa en los Alpes y el Himalaya.

Océano estrechándose

Cortezacontinental

Litosfera

Astenosfera

Prismade acreciónFosa

Arcomagmático

Océano

Litosfera oceánica

Astenosfera

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Océano

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Astenosfera

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Astenosfera

Cortezacontinental

Manto litosférico

Placa sudamericana

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30 millones de años, los tres continentes citados convergieron hasta colisionar para crear un continente mayor: Laurusia. La amalgamación de continentes cerró el océano Jápeto, generando en su lugar la cordillera Caledoniana. A partir de ese momento y a medida que el océa-no Reico era subducido bajo Laurusia, el supercontinente se movía atraído o arrastrado hacia el sur, donde se hallaba Gondwana. Los dos continentes com-pletaron así el cierre del océano Reico para integrar Pangea, hace entre 340 y 290 millones de años, dando lugar a la formación de la cordillera Varisca.

Queda una cuestión pendiente: ¿por qué se formó el océano Reico en el lugar en que éste se inició? Para dilucidarla, nos centraremos en los mecanismos en cuya virtud Avalonia y Carolina se se-

pararon de Gondwana hace unos 485 millones de años.

Zonas de debilidad corticalLos terrenos, al chocar contra los már-genes continentales, desempeñan una función básica en el desarrollo de las cordilleras. El margen occidental de Nor-teamérica ofrece un buen ejemplo. Allí, las sucesivas colisiones de terrenos han provocado pulsos de actividad orogénica que han resultado en la formación de las Montañas Rocosas.

De acuerdo con nuestra investiga-ción, el lugar donde se constituyó el océano Reico vino determinado por episodios geológicos ocurridos 150 mi-llones de años antes, que generaron a lo largo del margen septentrional de Gondwana zonas de debilidad cortical. ¿De qué modo se formaron esas cica-trices geológicas?

A tenor de la información recabada, las rocas ígneas que se formaron en el margen septentrional de Gondwana hace

entre 630 y 570 millones de años pueden clasifi carse en dos grupos, en función de la edad y la composición del material a partir del cual se originaron. Un grupo corresponde a magmas que provienen de la fusión de un “basamento” (rocas sobre las que se depositaron las rocas se-dimentarias) continental y más antiguo. El otro grupo incluye magmas derivados de un basamento más joven (de unos 1000 millones de años).

La edad del basamento que se fundió para dar lugar al magma que originó las rocas ígneas se deduce a partir de la composición isotópica de las mismas, en concreto, de la relación entre isótopos de samario (Sm) y de neodimio (Nd). La relación isotópica del neodimio, εNd, indica el momento en que una roca se formó a partir del manto terrestre. Aun-que la roca se vuelva a fundir, mantiene su relación isotópica hasta que se rein-corpora al manto.

El grupo de rocas ígneas de Gond-wana de procedencia más antigua se FO

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3. PLEGAMIENTO SINCLINAL en el valle del río Narcea, Asturias. Las rocas se formaron durante la apertura del océano Reico y se deformaron cuando éste se cerró.


hallan hoy en el noroeste de Francia, el sur de la Península Ibérica y en algunos lugares de Alemania. Esas rocas suelen presentar valores de εNd negativos (entre +1,6 y –9,9). El guarismo signifi ca que, aunque formadas las rocas a partir de un magma que se solidifi có hace unos 600 millones de años, el magma en cuestión provenía de los restos fundidos de un continente creado hace entre 1000 y 2000 millones de años.

Rocas de ese continente afl oran hoy en el noroeste de Francia. Scott Sampson, de la Universidad de Syracuse, y Richard D’Lemos, de la Universidad de Oxford Brookes, han determinado la edad del basamento: unos 2100 millones de años. La composición isotópica de Sm y Nd indicaría, por tanto, que durante la for-mación de las rocas se habría producido la fusión del basamento de 2100 millo-nes de años con magmas más jóvenes, o juveniles, provenientes del manto. Los cálculos de Sampson y D’Lemos guardan una estrecha semejanza con los que se obtienen para un extenso afl oramiento

de basamento situado en Africa occi-dental. Casi todas las reconstrucciones de la geografía de nuestro planeta en ese período (hace entre 600 y 550 millones de años) sitúan el basamento de Africa occidental en el margen septentrional de Gondwana. Apoyados en tales datos, suponemos que el grupo de rocas ígneas de procedencia más antigua se origina-ron en la fusión del basamento de Africa occidental.

El segundo grupo de rocas ígneas del margen septentrional de Gondwana se halla en el este de Norteamérica, el sur de Gran Bretaña, el centro y el norte de la Península Ibérica, y algunas regiones del este de Alemania, República Che-ca y Polonia. Esas rocas ígneas suelen presentar valores de εNd positivos (entre +5,0 y –1,0), que se corresponden con edades de entre 750 y 1100 millones de años. El mínimo solapamiento con los valores obtenidos para el primer grupo de rocas da a entender que, pese al pare-cido externo, las rocas ígneas de edades comprendidas entre 630 y 570 millones

de años derivaron de basamentos dis-tintos. Las del primer grupo surgieron de magmas procedentes de rocas más antiguas, de unos 2100 millones de años de antigüedad; las del segundo grupo, de magmas que emergieron más tarde, hace entre 1100 y 750 millones de años.

Otros hallazgos respaldan nuestra hi-pótesis. En las rocas sedimentarias que se intercalan con las rocas ígneas, descu-brimos fragmentos de rocas erosionadas que se acumularon en antiguas cuencas de drenaje. A partir de la desintegra-ción de isótopos radiactivos de uranio, argón y potasio, se ha determinado la edad de algunos minerales de las rocas erosionadas; en particular, circón y mica blanca. En el primer grupo de rocas íg-neas, las edades estimadas se agrupan en los intervalos siguientes: 600-650 mi-llones de años, 2000-2200 millones de años y 2400-2600 millones de años. En el segundo grupo las edades son otras: 1000-1200 millones de años, alrededor de 1500 millones de años y 1800-2000 millones de años. Confi rman tales datos que los dos grupos de rocas sedimenta-rias se hallaban unidas a dos sistemas de drenaje continental cuando se formaron; resultan de la erosión de rocas creadas en periodos distintos. Es más, las edades de los circones del primer grupo de rocas ígneas coinciden con las de la potencial área fuente, el basamento de Africa oc-cidental, lo que ratifi ca su conexión con el oeste africano.

En cuanto a la fuente del segundo grupo de rocas ígneas, hallamos una pis-ta en la edad de las rocas fuente: entre 1100 y 750 millones de años, según las relaciones isotópicas de Sm y Nd. En esa época tuvo lugar un episodio cru-cial para la geografía de nuestro planeta. Hace entre 1000 y 1100 millones de años, la colisión de múltiples fragmentos continentales provocó el levantamien-to de grandes cadenas montañosas y la formación del supercontinente Rodinia (de “patria” en ruso). Más tarde, hace unos 750 millones de años, se produjo un desarrollo generalizado de platafor-mas continentales y magmas derivados del manto, fenómeno que remite a la posible rotura y desmembramiento del supercontinente.

La edad del magma a partir del cual se formó el segundo grupo de rocas ígneas coincide, pues, con la extensión temporal de la existencia de Rodinia. Sin embargo, BA

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Roturao desmembramiento

Supercontinente

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Basamento juvenil

Basamento antiguo

Terrenos acrecidos:Zona de subducción

Margen pasivo

Orogenia de colisión

Introversión

Extraversión

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Litosferaantigua

Litosferamoderna

–

4. LOS SUPERCONTINENTES están bañados por un océano “exterior”, rodeados sus márgenes por zonas de subducción y regiones volcánicas (a). La rotura y dispersión de un supercontinente crea nuevos océanos “interiores” entre los continentes que se dispersan (b). El registro geológico indica que los océanos exteriores (c) e interiores (d) se cierran para generar un supercontinente ulterior. Los triángulos indican los terrenos que se han formado a partir de basamento juvenil (rojo) o antiguo (morado).


el basamento progenitor no pudo haber sido el propio continente de Rodinia, ya que su corteza continental era más antigua; debió proceder directamente del manto situado por debajo de Mirovoi (“mundo” en ruso), el océano que ro-deaba a Rodinia. El segundo grupo de terrenos se originó en mar abierto, no en el continente. Además, debieron colisio-nar y amalgamarse al margen norte de Gondwana antes del inicio del proceso de subducción mencionado (que tuvo lugar entre hace 635 y 570 millones de años), pues durante esa época aparece en las nuevas rocas ígneas la “fi rma” juvenil del segundo tipo de basamento.

La colisión de terrenos con un mar-gen continental se denomina acreción. Constituye uno de los mecanismos de formación de cordilleras que contienen rocas deformadas y recristalizadas, esto es, metamórfi cas. En cuanto al segundo grupo de terrenos, la presencia de rocas metamórfi cas en el sur de Gran Bretaña y en algunos sectores de Norteaméri-ca oriental (sur de Terranova, Maine y Carolina) demuestra la acreción de los terrenos con Gondwana, hace entre 680 y 650 millones de años. El primer grupo de terrenos, en cambio, no muestran indicio alguno de acreción. Lo mismo que antes, semejante observación su-giere que esos terrenos se situaban a lo largo del margen de Gondwana, donde se hallaba el cratón de Africa occidental; refl ejan, por tanto, el reciclado in situ de la corteza.

El contraste entre los terrenos que se hallaban a lo largo del margen de Gondwana y los que fueron agregados, por acreción, a dicho margen reclama la existencia de una gran separación, o sutura, entre ellos. El occidente de Norteamérica ofrece otro ejemplo de ese tipo de suturas. Desde hace 150 millo-nes de años, varios terrenos del océano Pacífico han sido arrastrados y agre-gados, por acreción, a Norteamérica, produciendo varios pulsos orogénicos. Resultado de tal proceso, se produjo una importante sutura entre los terrenos acrecidos y la corteza más antigua de Norteamérica y, en nuestro estudio, de Gondwana.

Origen del océano ReicoEl océano Reico se formó, pues, por la rotura y separación de Avalonia y Caroli-na, los mismos terrenos que habían sido agregados al margen de Gondwana 160 RE

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Orógenos antiguos(1,5-1,0 Ga)

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ESCUDODE ARABIA

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LAURENCIA

BALTICA

AFRICAOCCIDENTAL AMAZONIA

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CHINAMERIDIONAL

KALAHARI

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SIBERIA

PoloSur+

GONDWANA

Tierras bajas Orógeno interior Orógeno periférico Mar somero Océano profundo

LAURENCIA

SIBERIA

BALTICA

GONDWANA

5. EL SUPERCONTINENTE DE RODINIA comenzó a disgregarse hace unos 800 millones de años. Se muestran los restos de las antiguas cordilleras (verde) y los lugares donde se supone que hubo corteza juvenil (rojo), parte de la cual formó posteriormente Avalonia y Carolina. Si bien se desconoce la posición exacta de la corteza en cuestión, la hemos situado —para facilitar la ilustración de los procesos que se describen— alejada de los grandes cratones (masas continentales estables), a los que se habían agregado, por acreción, hace unos 550 millones de años. (Ga equivale a mil millones de años.)

6. EL OCEANO JAPETO comenzó a formarse entre Gondwana y Laurencia hace entre 650 y 550 millones de años. Los orógenos interiores corresponden a las cordilleras formadas por la colisión de grandes placas tectónicas. Los orógenos periféricos se generan por subduc-ción y acreción de terrenos en los bordes de los continentes o de los supercontinentes. En negro se marcan las zonas de subducción en los márgenes de Gondwana.

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El estudio del pasado geológico de un terreno equivale al estudio genealógico de una per-

sona. Durante siglos, ciertos rasgos propios de nuestros antepasados se han perdido (el acento local, por ejemplo), pero otros se han manteni-do al transmitirse de generación en generación (apellidos, canciones y bailes tradicionales). De igual modo, el paso del tiempo ha borrado en las rocas innumerables vínculos con el pasado. Con todo, algunos persisten: entre ellos, la composición isotópica. La relación de isóto-pos de los elementos del grupo de las tierras raras samario (Sm) y neodimio (Nd) refl eja el momento en que los componentes de las rocas cristalizaron a partir del manto terrestre.

Los isótopos corresponden a átomos de un mismo elemento que difi eren ligeramente en la masa. Numerosos elementos presentan varios isótopos, algunos de los cuales son inestables, radiactivos. Esos isótopos se convierten de forma espontánea, mediante un proceso que desprende energía, en otros isótopos más esta-bles. El tiempo que tarda la mitad del “elemento progenitor” (inestable) en convertirse en el “elemento hijo” (más estable) se denomina vida media; es una constante característica de cada elemento. La vida media y la relación entre los isótopos “padre” e “hijo” se usan para calcular el tiempo transcurrido desde que comenzó la desintegración. Para rocas volcánicas, ese tiempo corresponde a la edad de cristalización, el tiempo que ha transcurrido desde que cristali-zaron los minerales que los integran, es decir, la edad de la roca.

Don DePaolo, de la Universidad de California en Berkeley, y otros pioneros de la geología isotópica han demostrado que la transforma-ción isotópica de Sm en Nd constituye uno de los mejores trazadores de los procesos ígneos y tectónicos. Esos dos elementos presentan propiedades químicas semejantes. Sin embar-go, en los lugares donde el manto comienza a fundirse, el Nd (el más ligero de los dos) se concentra en el magma líquido que es extraído del manto y el Sm (más pesado) se concentra en el manto que no se ha fundido, o manto empobrecido.

El valor medio para la relación de Sm/Nd en toda la Tierra es de 0,32. Sin embargo, dada la tendencia del Nd a concentrarse en los magmas que escapan desde el manto hacia la corteza y del Sm para concentrarse en el manto empo-brecido, la relación isotópica es menor en las rocas de la corteza (en torno a 0,2) y mayor en el manto empobrecido (alrededor de 0,5).

El samario-147 (147Sm) es un isótopo radiac-tivo que se desintegra en el isótopo estable neodimio-143 (143Nd). Conforme disminuye la cantidad de 147Sm, aumenta la de 143Nd. La vida media para esa transformación es de 106.000 millones de años.

El neodimio-144 también es estable, pero no se genera a partir de la transformación radioactiva, por lo que su proporción en una roca no cambia con el tiempo. Dado que el 143Nd aumenta con el tiempo y el 144Nd se mantiene, la relación entre ambos (143Nd/144Nd) se ha elevado en las rocas de la corteza, del manto y del total de la Tierra. Pero dado que la relación Sm/Nd es mayor en el manto empobrecido que en el total de la Tierra, mayor a su vez que en la corteza, la transformación de 147Sm en 143Nd determina que la relación 143Nd/144Nd aumente con mayor prontitud en el manto empobre-cido que en el total de la Tierra, y con mayor celeridad todavía en el total de la Tierra que en la corteza. En consecuencia, la composición isotópica Sm-Nd de los magmas generados en el manto empobrecido difi ere de los generados en la corteza.

Los magmas mantienen la relación 143Nd/144Nd de la fuente que los originó. Los magmas formados por manto fundido presenta-rán, pues, una relación 143Nd/144Nd mayor que los magmas derivados de fundidos corticales. Cuando se conoce el momento en que cristali-zaron esos fundidos, se aplica una corrección para las transformaciones radiactivas y se dedu-ce la relación 143Nd/144Nd en el magma inicial. La relación inicial (143Nd/144Nd)0 constituye la huella dactilar que registra el origen de esos magmas. Así, las rocas volcánicas que han de-rivado recientemente del manto difi eren de las que proceden del reciclado de antiguas cortezas continentales, o de las que corresponden a una mezcla de ambas.

En términos absolutos, las diferencias entre la relación 143Nd/144Nd de las rocas mantélicas y corticales son reducidas. Para trabajar con mayor comodidad, se defi ne un parámetro, εNd, que refl eja la diferencia entre la relación inicial 143Nd/144Nd en la roca estudiada y la que tendría el total de la Tierra cuando cristalizó la roca. Según ese criterio, εNd para el total de la Tierra calculado para cualquier edad tomaría un valor igual a cero. Dado que la relación 143Nd/144Nd aumenta con mayor celeridad en el manto empobrecido y más lentamente en la corteza que en el total de la Tierra, los valores de εNd se hacen, andando el tiempo, más positivos para el manto empobrecido y más negativos para la corteza. Esa evolución temporal corresponde a la “línea de crecimiento”.

En la práctica, los geólogos usan esos principios a la inversa. Para las rocas derivadas de la corteza se calcula una línea de creci-miento (la variación de εNd con el tiempo); se interpola luego hacia atrás, hasta que corta la línea de crecimiento del manto empobrecido. La intersección de las dos líneas de crecimiento corresponde al momento en que la roca tendría la misma composición isotópica que su origen

en el manto empobrecido, es decir, el momento en que los componentes de esa roca fueron ex-traídos del manto. Los cálculos deben aplicarse con precaución, pues a medida que los magmas ascienden hacia la superfi cie se mezclan con otros fundidos de origen distinto; las mues-tras procedentes de magmas mezclados dan resultados poco fi ables. Afortunadamente, los geólogos detectan, mediante otros indicadores geoquímicos, si ha habido mezcla, de modo que las rocas de origen incierto se excluyen de los cálculos.

MARCADORES ISOTOPICOS

ε Nd

Rocas corticales continentales

Toda la Tierra

Manto empobrecido

Hoy

143 N

d/14

4 Nd

TiempoEntonces

HoyTiempo

Entonces

mezcla

mezcla

Manto empobrecido

Toda la Tierra

Edad modelo

T DM

T 3 T 2 T 1

0

Corteza antigua

+

–

EL MANTO EMPOBRECIDO retiene mayor pro-porción de samario (Sm) respecto de neodimio (Nd) que el magma líquido que constituirá la corteza continental. Así, el manto empobreci-do presenta una relación Sm/Nd (~0,5) mayor que la del total de la Tierra (~0,32) o la de la corteza continental (~0,2). Esas relaciones, junto con la constante desintegración de 147Sm en 143Nd, explican que la relación 143Nd/144Nd aumente con mayor celeridad en el manto empobrecido que en el total de la Tierra o enla corteza continental (arriba). La diferenciaen las relaciones iniciales entre el mantoempobrecido y la corteza o el total de la Tierra(que se considera 0) se expresan en formade εNd. A partir de la relación Sm/Nd y el valor del εNd de una muestra de roca (calculado para su edad de cristalización), se determina la línea de crecimiento (abajo, línea azul) que, una vez proyectada, cruza la línea correspondiente al manto empobrecido. Esa intersección indica la edad “modelo” del manto empobrecido (TDM), la edad a la que la corteza derivó del manto (T2). La mezcla de magma juvenil con corteza antigua (T1) arroja resultados falsos (T3).



STEP

HAN

IE F

REES

E/Am

eric

an S

cien

tist

OcéanoReico

Laurencia

Terrenosde Avalonia

Gondwana Terrenos cratónicosPolo Sur

Polo Sur

Ecuador EcuadorHace 540 Ma Hace 500 Ma

Hace 480 Ma ca. 470 Ma

Hace 450 Ma Hace 430 Ma

Océanos Jápeto y Reico

Cratones

Basamento de Avalonia

Basamento cadomiense

Núcleo y manto(excepto manto litosférico) Manto litosférico

Corteza oceánica Arco volcánico tacónico

A

B B

A

7. RECONSTRUCCIONES GLOBALES Y SECCIONES GEOLOGICAS. Esta serie muestra las fuerzas que generaron el océano Reico y deter-minaron su evolución hace entre 540 y 430 millones de años (Ma). Hace 540 millones de años, el océano Jápeto se extendía desde Lau-rencia a Gondwana; contaba con una dorsal mesooceánica (blanco). Los terrenos más juveniles, Avalonia y equivalentes (verde claro), se movieron hacia el norte, deslizándose al lado de los que tenían un basamento más antiguo (verde), a lo largo de todo el margen de Gondwana. Hace 500 millones de años, la subducción hacia el sur que se originó al norte del océano Jápeto comenzó a cerrarlo, crean-do un arco volcánico (rojo). Tal y como describe Cees van Staal, del Servicio Geológico del Canadá, hace 480 millones de años Laurencia colisionó con esos arcos volcánicos; ello provocó la inversión de la

dirección de subducción, con la subducción consiguiente de la dor-sal mesooceánica de Jápeto. Desde ese momento, la corteza oceáni-ca por debajo de Laurencia y en el margen de Gondwana pertenece a extremos distintos de la misma placa litosférica. La tracción de la placa causada por la subducción de Laurencia pudo haber provo-cado la reapertura de la sutura entre Gondwana y Avalonia; ello habría generado el océano Reico conforme Avalonia derivaba hacia el norte, alejándose de Gondwana. Hace entre 470 y 450 millones de años, la subducción bajo el margen septentrional de Avalonia pro-dujo un nuevo conjunto de arcos volcánicos. Hace 430 millones de años, Avalonia se había agregado, por acreción, a Báltica y luego a Laurencia, lo que supuso el cierre del océano Jápeto. (Las secciones no se han dibujado a escala.)


millones de años antes. Ambos continen-tes acintados se situaban entre el océano y la sutura con la masa continental prin-cipal. Según los datos paleontológicos y magnéticos, la mayoría de los terrenos situados entre la sutura y el continente permanecieron unidos a Gondwana.

El primer episodio relacionado con la fractura que dio lugar al nacimiento del océano Reico sucedió hace entre 540 y 490 millones de años, una vez cesó laactividad magmática relacionada con la subducción bajo el margen septen-trional de Gondwana. A esa rotura le siguió una importantísima acumulación de sedimentos provenientes del margen continental, acompañada de actividad volcánica local. Es posible que Avalonia y Carolina se separasen del margen norte de Gondwana moviéndose en paralelo al mismo, a lo largo de la sutura (el actual golfo de California se ha abier-to de manera similar, lo que está cau-sando el movimiento de la península de Baja California por la Falla de San Andrés). Los datos paleontológicos y paleomagnéticos sugieren que, durante ese período, las vías marinas en el norte de Gondwana eran, como el golfo de California, estrechas.

Un segundo episodio relacionado con la apertura del océano Reico comen-zó hace unos 490 millones de años, cuando Avalonia y Carolina empeza-ron a derivar hacia el norte a través del océano Jápeto. El aumento progresivo de la separación respecto de Gondwana

queda reflejado en los conjuntos fósiles de esta época.

Hace unos 460 millones de años, Ava-lonia ya se hallaba a unos 40o latitud sur, o, lo que es lo mismo, entre 1700 y 2000 kilómetros al sur de Laurencia; el margen de Gondwana permanecía a unos 60o latitud sur. Ello indica que Avalonia se desplazaba hacia el norte a una velocidad de 6 a 8 centímetros anuales. Parece que Carolina se hallaba más al norte todavía y desconectada de Avalonia. La situación de ambos terrenos, separados de Gond-wana y Laurencia, sugiere que eran islas similares a Nueva Zelanda, cuya deriva hacia el norte fue cerrando de modo progresivo el océano Jápeto, al tiempo que el océano Reico se abría por detrás de ellas.

En conjunto, los datos muestran que los lugares donde se produjo la rotura que ocasionó la apertura del océano Reico se corresponden con la reactivación de las zonas de sutura generadas, hace unos 650 millones de años, por la acreción en el margen de Gondwana de terrenos for-mados por corteza juvenil. Se desarrolla-rían esfuerzos tensionales que reactivaron esa antigua herida y separaron los terrenos por el costado que daba al océano.

El mecanismo que produjo la rotura y posterior deriva del terreno (“rift-to-drift”) no se conoce con precisión. Pero se han propuesto varios modelos. Duran-te episodios de subducción, los terrenos se separan del margen continental al que estaban unidos si la placa que subduce retrocede y se enrolla (“roll back”) a me-dida que desciende hacia el manto. Ese tipo de subducciones se han detectado en la actualidad en el Pacífi co occidental. Sin embargo, los terrenos que se separan así, suelen permanecer unidos al margen continental del que se han desprendido; muchos de ellos vuelven a agregarse al mismo. En el caso de Avalonia y Caroli-na, no hay pruebas claras de que sufrieran un proceso de ese tipo.

Otro modelo —más probable— para explicar la apertura del océano Reico se deduce a partir de la cronología de la principal fase de rotura, que empezó hace unos 490 millones de años. En aquel momento, en el norte del océano Jápeto se estaba produciendo la acre-ción de terrenos oceánicos y la colisión con la dorsal centrooceánica, lo que causó deformaciones en las rocas del margen meridional de Laurencia. Se inició a continuación una nueva etapa ST

EPHA

NIE

FRE

ESE/

Amer

ican

Sci

entis

t

+10

+6

+2

-2 0

-6

-10

-14 0 0,4 0,8 1,2 1,6 2 2,4 0 0,4 0,8 1,2 1,6 2 2,4

+10

+6

+2

-2 0

-6

-10

-14

Tiempo (Ga) Tiempo (Ga)

Tipo avalónico Tipo cratónico

Cadomia Gneises de IcartSaxo-ThuringiaOaxaqia

Manto empobrecidoManto empobrecido

Toda la Tierra

AmalgamaciónRotura Rodinia

CarolinaAvalonia

ε Nd (R

elac

ión

isotó

pica

)

Toda la Tierra

8. LA RELACION ISOTOPICA DEL NEODIMIO (εNd) indica en qué momento una roca emergió del manto terrestre. Esa “fi rma” isotópica se mantiene constante hasta que la roca se vuel-ve a incorporar al manto (no se altera aunque la roca se funda y recicle). Las rocas ígneas del margen septentrional de Gondwana se agrupan en dos conjuntos de edades. Los terrenos acrecidos (más jóvenes, a la izquierda) se formaron a partir de fragmentos fundidos de corteza juvenil, creada a partir del manto empobrecido de hace entre 750 y 1100 millones de años. Los terrenos cratónicos (más antiguos, a la derecha) constaban de restos fundidos de corteza continental más antigua, extraída del manto hace entre 1500 y 2100 millones de años. Los terrenos acrecidos que se muestran incluyen Avalonia (que en la actualidad ocupa parte de Norteamérica y el sur de Gran Bretaña) y Carolina (parte del este de los EE.UU.). Los terrenos cratónicos incluyen Cadomia y los gneises de Icart (noroeste de Francia), el terreno de Sajonia-Turingia (Alemania) y Oaxaquia (México). El área de los terrenos acreci-dos coincide con el tiempo de existencia del supercontinente Rodinia; las fl echas indican la formación y el inicio de la dispersión. El área para los terrenos cratónicos es más antigua y también más amplia. (Ga equivale a mil millones de años.)

J. Brendan Murphy es profesor de geología estructural, tectónica y petrología en la Univer-sidad de San Francisco Javier, en Nueva Escocia. Gabriel Gutiérrez Alonso imparte clases de geología estructural y dinámica global en la Universidad de Salamanca. R. Damian Nance profesa en la Universidad de Ohio en Athens. Ja-vier Fernández Suárez enseña geoquímica en la Universidad Complutense de Madrid. Duncan Keppie es profesor de la Universidad Nacional Autónoma de México; trabaja desde hace más de 40 años en universidades y servicios geológicos de EE.UU., Zambia, Canadá y México. Cecilio Quesada es investigador en el Instituto Geológico y Minero de España; se dedica al estudio de la evolución tectónica de la Península Ibérica. Rob A. Strachan desarrolla su labor investigadora en la Universidad de Portsmouth. Jaroslav Dostal es profesor emérito de petro-logía y geoquímica en la Universidad de Saint Mary en Nueva Escocia.© American Scientist Magazine.

Los autores


de subducción bajo el margen de Laurencia. Después de la colisión de la dorsal, la nueva zona de subducción quedaría conectada con el margen septentrional de Avalonia y Ca-rolina. A medida que una placa subducente sufre cambios mineralógicos que aumentan su densidad, ejerce una fuerza de tracción (“slab-pull”) sobre la parte de la placa alejada de la zona de subducción (lo mismo ocurre cuando el extremo de un mantel sobresale en exceso por el borde de la mesa y arrastra el resto del mantel, incluidas las migas que haya encima). Quizás Avalonia y Carolina fueron desgajadas de Gondwana por la tracción que ejerció su propia placa al ser subducida bajo el margen de Laurencia.

Formación de PangeaLa aglomeración de continentes que destruyó el océano Reico culminó con la colisión de Gondwana con Laurusia, un episodio cru-cial para la formación de Pangea. El estudio del origen y la evolución de esa extinta masa de agua resulta, por tanto, fundamental para comprender las fuerzas que crearon Pangea. El océano Reico se abrió con la partida de uno o dos continentes estrechos del margen septentrional de Gondwana (Carolina y Ava-lonia). Mediante técnicas de caracterización y trazado isotópico, se demuestra que esos terrenos se formaron en el océano Mirovoi, hace entre 750 y 1100 millones de años, y que se agregaron a Gondwana hace unos 650 millones de años. Una zona de debilidad, o sutura, debió separar del antiguo margen de Gondwana esos terrenos recién acrecidos. La subsiguiente subducción bajo ese margen, que comenzó hace 635 millones de años y en algunos lugares llegó a durar más de 90 millones de años, generó una poderosa activi-dad magmática en los terrenos acrecidos y en la corteza más antigua de Gondwana (Africa occidental).

Hace entre 540 y 500 millones de años, el cese de la subducción instó el establecimiento de un entorno de plataforma continental en dicho margen de Gondwana. Hace unos 490 millones de años, los terrenos que se habían ido agregando, por acreción, al margen de Gondwana (Avalonia y Carolina) comenzaron a separarse de ese margen; hace unos 460 mi-llones de años, ya habían migrado unos 2000 kilómetros hacia el norte. Creemos que esos terrenos fueron desgajados de Gondwana por-que la tracción de la placa que subducía bajo el margen de Laurencia causó la reapertura de la antigua sutura. La ubicación del océano Reico habría venido determinada por la existencia de una zona de debilidad cortical, generada en colisiones anteriores.

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HOW DO SUPERCONTINENTS FORM? J. B. Murphy y R. D. Nance en American Scientist, vol. 92, págs. 324-333; 2004.

ORIGIN OF THE RHEIC OCEAN:RIFTING ALONG A NEOPROTE-ROZOIC SUTURE? J. B. Mur-phy, G. Gutiérrez Alonso, R. D. Nance, J. Fernández Suárez, J. D. Keppie, C. Quesa-da, R. A. Strachan y J. Dostal en Geology, vol. 34, págs. 325-328; 2006.

Bibliografíacomplementaria

INVESTIGACION Y CIENCIA, marzo, 2008 71

fundidades del manto terrestre. Apresado en el interior del planeta, el punto caliente no se movería; sólo la placa lo haría. Según esta interpretación, el punto caliente de Hawai se habría mantenido fi jo a una latitud aproxi-mada de 19 oN, mientras que la placa del Pacífi co se habría movido hacia el noroeste unos 10 centímetros al año. El gran giro en la trayectoria se debería a que la dirección del movimiento de la placa sufrió un súbito cambio hace unos 47 millones de años.

Aparte de dar respuesta a la evolución de Hawai y otros arcos insulares, la posición fi ja de los puntos calientes ha proporcionado un óptimo conjunto de puntos de referencia geológicos, gracias a los cuales han podido reconstruirse los movimientos de las placas y determinarse la localización original de dis-tintas muestras geológicas; muestras que son testigos extraídos de sedimentos o rocas de las que se deduce el movimiento de la parte sólida del planeta en relación con el eje de rotación terrestre. Por todo ello, la posibilidad de que los puntos calientes no sean lo que aparentan ha sacudido a la comunidad de geólogos.

Recientemente, mis colaboradores y yo he-mos demostrado que los puntos calientes no son fi jos. En cierto sentido, se parecen al cono que dejamos en el fondo del Pacífi co a modo de hito de referencia. Cuando no lo encon-tramos, pensamos que las corrientes marinas debían de haberlo arrastrado. Resituamos el barco, localizamos el punto de perforación y continuamos con el trabajo sin cono que nos guiara. De manera parecida, la geofísica debe ahora descubrir por qué se desplazan los puntos calientes y encontrar una forma nueva de tomar referencias.

Registros magnéticosLa prueba que zanjó la polémica sobre la tec-tónica de placas hace más de cuarenta años, y que desde entonces ha contribuido al conoci-miento de los puntos calientes, fue el registro del movimiento de las placas proporcionado por la magnetización de las rocas. Cuando se enfría la lava, los minerales magnéticos presen-tes, principalmente magnetita y titanomagneti-ta, cristalizan. Estos minúsculos imanes se fi jan en la dirección del campo magnético terrestre existente en esa posición sobre la superfi cie en ese momento.

Puesto que el campo magnético terrestre varía en el tiempo y el espacio, la magnetización de las rocas proporciona dos modos de determinar el movimiento de las placas. En primer lugar, los geólogos abordan las variaciones temporales. A intervalos irregulares, el campo magnético terrestre revierte su polaridad: los polos Norte y Sur intercambian su lugar. Consideremos el efecto ejercido por la lava expulsada sobre las dorsales mesooceánicas. Cuando la roca emerge y se enfría, la magnetización de sus minerales los alinea, como si fueran limaduras magnéti-cas que señalasen al norte. A continuación, la tectónica de placas desplaza las rocas lejos de la dorsal. Tras varios centenares de miles de años, se invierte la polaridad. Desde ese momento, las nuevas rocas en formación se magnetizan en dirección opuesta. El movimiento de la placa las aleja también de la dorsal. La polaridad puede invertirse de nuevo y el ciclo continúa. El resultado es una serie de franjas horizontales en la corteza oceánica, en las que alternan mi-nerales magnetizados hacia el norte y minerales imantados hacia el sur, una versión geológica de los anillos de los árboles. Se datan las franjas

CONCEPTOS BASICOS■ Se venía creyendo que los

puntos calientes volcáni-cos, tales como el que está creando actualmente las islas Hawai, eran puntos fi jos en el lento movimien-to de las placas tectónicas que forman la capa más externa de la Tierra.

■ Los nuevos datos nos dicen que los puntos calientes pueden ser móvi-les. Información obtenida en el estudio del arco de islas de Hawai y volcanes sumergidos extinguidos. La forma acodada de la cadena se atribuía sólo al cambio de dirección del movimiento de la placa del Pacífi co. Ahora se cree que en parte se debe a la migración del punto caliente, expresión a su vez de movimientos en el manto terrestre.

■ Este hallazgo obliga a cambiar los libros texto y hace ver de manera distin-ta los registros paleocli-máticos y la estabilidad de la Tierra entera respecto a su eje de rotación.

Sobre los puntos calientes, fuentes de material fundido procedentede las profundidades del planeta, se creía que permanecían fi jos.Hoy se suman a la lista de las partes móviles de la Tierra

CALIENTESEN MOVIMIENTO

72 INVESTIGACION Y CIENCIA, marzo, 2008

comparándolas con la cronología de las inver-siones de la polaridad. Con los datos de tiempo y distancia se calcula la dirección y velocidad de una placa respecto a su adyacente.

La segunda técnica se basa en la dirección del campo magnético terrestre, que tiene dos componentes: horizontal (declinación) y ver-tical (inclinación). Cuando se consulta una brújula para hallar el norte, se usa la declina-ción, pero si observamos con detenimiento la aguja, comprobaremos que también se ladea, ligeramente, respecto a la horizontal. Neil Op-dyke, de la Universidad de Florida, demostró en un estudio clásico, de fi nales de los sesenta, que la inclinación guarda una relación directa con la latitud. La inclinación revela la latitud a la que originalmente se formó la roca y, por consiguiente, la distancia mínima recorrida por la placa desde entonces (lo que no revela es la longitud).

Estos métodos no proporcionan trayectorias inequívocas. El campo magnético terrestre no establece tan sólo el norte y el sur. Tiene una forma más compleja que, se cree, concuerda con el fl ujo del hierro fundido en el núcleo de la Tierra. Sin embargo, cuando se promedia a lo largo de varios milenios, las desviaciones se anulan. En consecuencia, los investigadores pueden compensar la complejidad del campo magnético reuniendo múltiples muestras de roca que abarquen un intervalo de tiempo

largo. Existen pocas islas donde hallar rocas de sufi ciente antigüedad; no cabe más remedio que perforar el suelo oceánico.

Se trata de un proceso que presenta sus propias complicaciones. La corteza oceánica puede estar inclinada, lo que induce errores en la medición de la inclinación magnética. Las mejores muestras de roca proceden de regiones que, según confi rman los datos sísmi-cos, se han mantenido planas. Los científi cos sólo han perforado en profundidad algunas de estas regiones. Otro método de obtención de datos consiste en remolcar un magnetóme-tro con un barco y tomar medidas remotas de la magnetización de las rocas del fondo marino. Por desgracia, las medidas no sólo refl ejan la magnetización registrada durante la formación de las rocas, sino que recogen también las magnetizaciones inducidas por el campo magnético actual, al igual que la magnetización adquirida a lo largo del tiempo geológico cuando algunos de los dominios magnéticos de los cristales se reorientan de modo espontáneo. En breve, hay que calibrar las lecturas de los magnetómetros por medio de muestras recogidas directamente.

Latitud no coincidentesEl primer indicio que el punto caliente de Hawai podía no ser fi jo se halló a principios de los años setenta, en estudios dirigidos por Tanya Atwater y Peter Molnar, adscritos al Instituto de Tecnología de Massachusetts. Para deducir KE

VIN

HAN

D

INTERPRETACION RECIBIDA SOBRE EL ORIGEN DE HAWAI

Detroit, se formó hace entre 75 y 81 millones de años (Ma)

Suiko, hace 61,3 Ma

Nintoku, hace 56 Ma

Koko, hace 49–50 MaDaikakuji, hace 47 Ma

Midway, hace 28 Ma

Hawai, reciente

Predicción basadaen los puntos calientes del Indico y el Atlántico

Kauai, hace 5 MaNecker, hace 10 Ma

Cadena Hawaiana

Montañas submarinas del Emperador (sumergidas, volcanes extintos)

John A. Tarduno ha realizadoúltimamente una expedición al nordeste de Mauritania para recoger muestras de roca de 200 millones de años de antigüe-dad —sus señales magnéticas re-velan el movimiento de las placas a lo largo de los tiempos— y a la isla Chatham de Nueva Zelanda, esta vez para obtener rocas de 85 millones de antigüedad. Es profesor de la Universidad de Rochester, donde fundó el labora-torio de paleomagnetismo.

El autor

Los libros de texto explican que la cadena compuesta por las islas Hawai y las montañas submarinas del Emperador (derecha) se formó a medida que la placa tectónica del Pacífi co se desplazaba sobre un punto caliente fi jo. La emi-sión de lava construyó una isla, la placa desplazó la isla hacia el NO y otra ocupó su lugar (abajo). El brusco cambio de trayectoria se atribuyó a una modifi cación del movimiento de la placa. Pero hemos obtenido pruebas que denuncian el carácter incompleto de tal explicación. Si las cosas fueran así, la geometría de la cadena, por ejemplo, coincidiría con la predicha a partir del estudio de los puntos calientes de las cuencas del Índico y el Atlántico (línea discontinua).

Punto calientePlaca del Pacífi co


el movimiento de la placa, se centraron en dos fenómenos: las franjas del fondo marino y los arcos insulares. Cuando dos placas se encuentran en una dorsal mesooceánica, sus movimientos crean una serie de franjas en el fondo marino y, si cada placa yace sobre un punto caliente, un par de arcos insulares. Se puede predecir el tra-zado de un arco insular generado por un punto caliente en una placa observando el trazado del arco correspondiente en la otra placa.

Atwater y Molnar constataron que las predic-ciones de varios trazados no coincidían con la localización de algunos volcanes reales. Parecía que los puntos calientes se habían movido. An-dando el tiempo, Joann Stock y su equipo, del Instituto de Tecnología de California, perfec-cionaron el procedimiento, con resultados muy similares. Las predicciones para la cadena de Hawai-Emperador basadas en los puntos calien-tes del océano Atlántico concuerdan en rasgos generales con la parte de la cadena formada a lo largo de los últimos 30 millones de años, aunque no con la formada en un pasado más lejano. Las desviaciones en las formaciones de hace 60 millones de años son muy grandes.

Sin embargo, estas conclusiones no conven-cieron a muchos geólogos. Otros efectos podían explicar la discordancia entre los dos grupos de datos. Las cuencas del Atlántico y el Pacífi co están conformadas por placas que colindan con el continente de la Antártida, que a su vez está constituido por dos placas, al menos. Estas placas pueden girar como las ruedas de un engranaje; la dirección de las formaciones del Atlántico podría así haber cambiado con respecto a las del Pacífi co. Por desgracia, gran parte de la historia geológica de la Antártida, oculta bajo gruesos casquetes de hielo, sigue envuelta en el un misterio. Esta incertidumbre impidió que se realizase una reconstrucción total de los movimientos de las placas.

El único modo de dirimir la cuestión era volver a las muestras de roca. Rory Cottrell, de la Universidad de Rochester, y el autor del artículo se propusieron esa tarea en 1995. Visitamos la sede del Programa de Perfora-ciones Oceánicas de la Universidad A&M de Texas. Examinamos testigos de sedimentos y roca reunidos a lo largo de varias décadas. El más prometedor se había extraído en 1992 del Detroit, uno de los montes submarinos de la cadena Emperador, que se formó hace entre 81 y 75 millones de años. El tipo de roca era basalto, parecido al de las erupciones actuales de la Isla Grande de Hawai; el basalto con-tiene el tipo de señales magnéticas que mejor se entiende. Ese testigo de sondeo no había llamado mucho la atención porque se creía que era demasiado corto para proporcionar lecturas precisas de la inclinación magnética.

Un nuevo análisis probó que no era así. Con el fi n de eliminar los efectos de la magnetiza-ción inducida y la reorientación espontánea de grandes dominios minerales magnéticos, y poder así identifi car la magnetización original, examinamos las muestras en un magnetómetro blindado tipo SQUID (dispositivo supercon-ductor de interferencia cuántica). Acometimos un exhaustivo proceso de desmagnetización. El resultado fue que el testigo tenía longitud sufi -ciente para proporcionar lecturas cabales de la inclinación magnética, y por tanto de la latitud, a la que se formaron los minerales: 36 oN.

Comparamos nuestro nuevo resultado con un estudio realizado en 1980 por Masaru Kono, del Instituto de Tecnología de Tokio, dentro del Proyecto de Perforaciones Marítimas Profun-das, predecesor del Programa de Perforaciones Oceánicas. Tomó muestras del monte Suiko, en la cadena del Emperador, de 61 millones de años de antigüedad, y determinó que se había formado a una latitud de 27 oN. Estos resulta-

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LA PISTA DEL MAGNETISMO DE LAS ROCASLos estudios magnéticos tuvieron una importancia capital en el descubrimiento de los fallos que ofrece la doctrina admitida sobre la historia de la cadena Hawai-Emperador. Cuando se solidifi ca la lava, algunos minerales quedan fi jados en la inclinación, o ángulo, del campo magnético terrestre a esa latitud (fl e-chas blancas en los detalles). Los minerales se alinean paralelamente a la superfi cie del planeta en el ecuador (abajo), perpendicularmente en los polos magnéticos y con ángulos intermedios en latitudes medias (arri-ba). Si una roca se mueve, mantendrá su inclinación magnética original. Si la cadena se hubiese ido creando a medida que la placa se desplazaba sobre un punto caliente fi jo, las inclinaciones magnéticas inscritas en las rocas de las montañas submarinas coin-cidirían con las de las rocas de Hawai. Pero no ocurre tal.

▲ 2. LA TORRE DE PERFORA-CION instalada en la cubierta del JOIDES Resolution lleva a las profundidades del mar y recupera de allí el largo tubo de perforación (primer plano) con el que el autor y su equipo extrajeron muestras de roca de montañas submarinas.

90˚

45˚

0˚

Línea de campomagnético

74 INVESTIGACION Y CIENCIA, marzo, 2008

dos eran sorprendentes. Si el punto caliente de Hawai, en la actualidad situado a una latitud de 19 oN, hubiese permanecido fi jo, el Detroit y el Suiko se habrían formado a la misma latitud. Los tres valores de la latitud diferían, lo que sugería que la cadena Emperador refl ejaba el trayecto de una pluma del manto que se movía. Sin embargo, nuestros colegas recibieron los resultados con la más absoluta indiferencia. Todas nuestras miles de medidas de laboratorio se reducían a sólo dos puntos en un gráfi co. Los escépticos necesitaban más, antes de poner en tela de juicio la explicación de manual de la cadena hawaiana: el movimiento de la placa y sólo de la placa.

VentajaA fi nales de 1997, Cottrell y el autor co-menzaron a pensar en una nueva campaña de perforaciones oceánicas. Para seleccionar los puntos de sondeo contamos con la ayuda de David Scholl, de la Universidad de Stan-ford. Invitamos a participar en la expedición a Bernhard Steinberger, que había modelizado el fl ujo del manto para su tesis doctoral en Harvard. El verano de 2001 nos embarcamos en el JOIDES Resolution, del Programa de Perforaciones Oceánicas. La expedición Leg 197, de dos meses de duración, nos llevó a tres de las montañas submarinas de la cadena Emperador: Detroit, Nintoku y Koko.

Antes de perforar, se efectuaron prospeccio-nes sísmicas para garantizar que obtendríamos lava procedente de capas planas. Se eliminaba así una fuente de errores. Cuando tuvimos las muestras a bordo, un equipo de expertos nos ayudó a analizarlas: Robert Duncan, de la Universidad estatal de Oregon, Th orvaldur Th ordarson, de la de Hawai en Manoa, Frede-

rick Frey, del Instituto de Tecnología de Mas-sachusetts, y Clive Neal, de la Universidad de Notre Dame. Para estimar la edad de las rocas, examinamos los microfósiles de los sedimentos depositados sobre la lava o intercalados. El bar-co dispone de un laboratorio de magnetismo en el que calculamos la magnetización de la roca. La confi rmación de nuestros hallazgos requeriría de un trabajo posterior de varios meses en laboratorios establecidos en tierra, en el que serían de importancia fundamen-tal los análisis geocronológicos por medio de isótopos. Sin embargo, cuando volvimos al puerto de Yokohama, ya nos habíamos hecho una idea general bastante clara.

Resultaba palmario que el punto caliente se desplazó rápidamente hacia el sur. Su ve-locidad, deducida del período comprendido entre los 81 y los 47 millones de años de antigüedad, era de más de 4 centímetros al año, equiparable a la del movimiento de las placas tectónicas. No encontramos depósitos coralinos ni en el Detroit ni en el Nintoku, y sólo escasos restos en el Koko, lo que co-rrobora nuestros hallazgos. Si esas montañas se hubieran formado en la latitud tropical de Hawai, habríamos esperado encontrar arrecifes coralinos en sus inmediaciones.

Las consecuencias empiezan ahora a manifes-tarse en las ciencias de la Tierra. Se responden viejas preguntas y se plantean nuevas incógni-tas. Por ejemplo, otro indicador geológico de la latitud es el tipo de sedimentos depositados en los fondos oceánicos. Cerca del ecuador, los sedimentos son ricos en esqueletos planctónicos de carbonato cálcico, que se acumulan gracias a la elevada productividad biológica de la región. Fuera de la zona ecuatorial, los sedimentos son pobres en carbonatos. Los sedimentos en CO

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LO QUE REALMENTE SUCEDIOEl estudio del magnetismo mos-tró que las montañas submarinas se originaron a latitudes cada vez más bajas: el Detroit se formó a unos 36 oN y el Koko a unos 22 oN. Aunque la explicación recibida sobre la cadena Hawai-Emperador sostenía que el punto caliente se mantuvo fi jo mientras la placa del Pacífi co se despla-zaba sobre él (izquierda), ahora queda claro que el punto caliente también migró (derecha) hacia el sur (el tamaño de las fl echas representa la velocidad relativa).

MODELO RECIBIDO MODELO NUEVO

Hace 80 Ma

Hace 50 Ma

Hace entre 47 May la actualidad

NO

NO

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S

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▲ 3. EL CONO se envía al fondo marino a través de una aber-tura en el centro del JOIDES Resolution. Este tipo de conos ayuda a situar el tubo de per-foración que subirá los testigos de roca a bordo para su análisis magnético.

Movimiento de las placas

Movimiento del punto caliente


los testigos del océano Pacífi co de más de 50 millones de años de antigüedad no son lo ricos en carbonato que se esperaría si los puntos calientes fueran fi jos. Josep M. Parés y Ted C. Moore, de la Universidad de Michigan en Ann Arbor, hallaron hace poco que esta paradoja se resolvería si el punto caliente de Hawai se estuviera desplazando hacia el sur.

Los geólogos quizá deban reescribir sus manuales también en lo que respecta a Nor-teamérica. Se sabe que grandes extensiones del oeste americano no se formaron donde están ahora. Esas masas imponentes fueron empujadas hacia su posición actual por las placas que otrora componían la cuenca del océano Pacífi co. Las interacciones entre las placas continental y oceánica también son res-ponsables de la creación de macroformaciones geológicas, entre ellas las Montañas Rocosas. Sin embargo, las interacciones entre las placas se han deducido a partir de una hipótesis: el punto caliente de Hawai era un punto de re-ferencia fi jo. Puesto que no lo es, los geólogos deberán revisar la explicación del mecanismo de formación de Norteamérica.

PolosA mayor escala, el movimiento de los puntos calientes afecta a la doctrina admitida sobre la migración polar, el giro de toda la parte sólida del planeta con respecto al eje de rotación terrestre. “Migración polar” es una expresión confusa en geofísica, ya que da a entender que se desplaza el polo. En realidad, lo mismo el eje de rotación que el magnético se mantienen casi fi jos en el espacio absoluto; los que migran son los continentes y los fondos oceánicos. La subducción de las placas tectónicas po-dría modifi car la distribución de la masa en la Tierra y causar un desequilibrio de fuerzas. Para reequilibrarse, todo el planeta rotaría. En un caso extremo, Florida se desplazaría hasta

el polo norte y Groenlandia se convertiría en una isla tropical. Este proceso difi ere de la tectónica de placas porque en él no cambian las posiciones relativas de las placas.

En el decenio de los ochenta, se partía del carácter fi jo de los puntos calientes para re-construir los movimientos de las placas y situar las antiguas posiciones de la masa terrestre res-pecto a su eje de rotación. Los datos sugerían que la masa terrestre había migrado 20 grados respecto al eje a lo largo de los últimos 130 mi-llones de años. Nuestros hallazgos rebaten tal afi rmación: se han movido los puntos calientes, no toda la Tierra. Los puntos calientes pueden ser una falsa referencia para el movimiento de las placas y la migración polar.

El punto caliente podría estar enraizado en el manto más profundo y aun así podría mover-se su base; y el fl ujo del manto podría doblar la pluma ascendente. Con mayor radicalidad, es el propio concepto de pluma lo que se pone en cuestión. Don Anderson, del Caltech, ha defendido que las plumas del manto quizá no enraícen en el manto inferior; serían fenómenos someros, que emergerían del manto superior o las capas subcorticales. Otros consideran que las plumas tienen tamaños y formas variados y se originan a distintos niveles del interior del planeta.

Aunque nuestros descubrimientos sobre la movilidad de los puntos calientes han sido de largo alcance, ello no signifi ca que tengamos que poner en entredicho la doctrina geológica recibida. La ciencia rara vez funciona así. El punto caliente de Hawai está, pese a todo, muy cerca del ideal imaginado por Wilson y Morgan. Pero no está fi jo en el manto más profundo. Placas y puntos calientes se mue-ven. El problema estriba ahora en determinar la contribución de ambos movimientos. Hay que prestar más atención a la infravalorada agitación del manto.KE

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El descubrimiento de que los puntos calientes pueden desplazarse nos obliga a revisar la explicación recibida en torno a su naturaleza. Se mantiene, no obstante, su defi nición: constituyen los extremos superiores de las plumas del manto que se originan cerca del límite entre el núcleo fl uido de la Tierra y el viscoso manto suprayacente. En el modo tradicional (izquierda), las plumas permanecen fi jas con respecto al interior más profundo. De acuerdo con el nuevo modelo (derecha), la convección del manto las mece. La base de la pluma se puede mover, tal y como puede apreciarse en la película de earth.unimuenster.de/dyn/plumedynamics.html.

MODELORECIBIDO

NUEVOMODELO

ARRASTRADO POR EL MANTO

CortezaManto

superior

Mantoinferior

Núcleoexterno

Puntocaliente

FIXED HOTSPOTS GONE WITH THE WIND. Ulrich Christensen en Nature, vol. 391, n.o 847, págs. 739-740; 26 de febrero, 1998.

THE EMPEROR SEAMOUNTS: SOUTHWARD MOTION DE THE HAWAIAN HOTSPOT PLUME IN EARTH’S MANTLE. John Tarduno et al. en Science, vol.301, págs. 1064-1069; 22 de agosto, 2003.

GEOPHYSICS — HOTSPOTS COME UNSTUCK. Joann Stock en Sci-ence, ibid., págs. 1059-1060.

Bibliografíacomplementaria

Núcleointerno

las cicatrices de antiguas colisiones marcan el camino por

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