Geología

Critica e interpreta los principales tipos de evidencia que apoyan la Teoría de la Tectónica de Placas.

La tectónica de placas es el concepto más importante de la geología moderna. Esta sección le introducirá en el concepto de tectónica de placas, cómo funciona, por qué es importante y cómo está dando forma al mundo actual.

Teoría de la Tectónica de Placas

Cuando surgió el concepto de propagación del fondo marino, los científicos reconocieron que era el mecanismo para explicar cómo los continentes podían moverse alrededor de la superficie de la Tierra. Al igual que los científicos que nos precedieron, ahora fusionaremos las ideas de la deriva continental y la propagación del fondo marino en la teoría de la tectónica de placas.

Mira este vídeo sobre la deriva continental y el mecanismo de propagación del fondo marino crean la tectónica de placas.

Las placas tectónicas de la Tierra

El fondo marino y los continentes se mueven por la superficie de la Tierra, pero ¿qué es lo que realmente se mueve? ¿Qué parte de la Tierra constituye las «placas» en la tectónica de placas? Esta pregunta también fue respondida gracias a la tecnología desarrollada en tiempos de guerra, en este caso, la Guerra Fría. Las placas están formadas por la litosfera.

Durante los años 50 y principios de los 60, los científicos establecieron redes de sismógrafos para ver si las naciones enemigas estaban probando bombas atómicas. Estos sismógrafos también registraron todos los terremotos del planeta. Los registros sísmicos podían utilizarse para localizar el epicentro de un terremoto, el punto de la superficie de la Tierra situado directamente sobre el lugar donde se produce el terremoto.

Los epicentros de los terremotos delimitan las placas. Las dorsales interoceánicas, las fosas y las grandes fallas marcan los bordes de las placas, y es aquí donde se producen los terremotos (figura 1).

La litosfera está dividida en una docena de placas mayores y varias menores (figura 2). Los bordes de las placas pueden dibujarse conectando los puntos que marcan los epicentros de los terremotos. Una misma placa puede estar formada por toda la litosfera oceánica o toda la litosfera continental, pero casi todas las placas están formadas por una combinación de ambas.

El movimiento de las placas sobre la superficie de la Tierra se denomina tectónica de placas. Las placas se mueven a un ritmo de unos pocos centímetros al año, más o menos a la misma velocidad a la que crecen las uñas.

Cómo se mueven las placas

Si la propagación del suelo marino impulsa las placas, ¿qué impulsa la propagación del suelo marino? Imagine dos celdas de convección una al lado de la otra en el manto, similar a la ilustración de la figura 3.

1. El manto caliente de las dos celdas adyacentes se eleva en el eje de la dorsal, creando nueva corteza oceánica.
2. El miembro superior de la célula de convección se aleja horizontalmente de la cresta de la dorsal, al igual que el nuevo fondo marino.
3. Los miembros exteriores de las células de convección se sumergen en el manto más profundo, arrastrando también corteza oceánica. Esto ocurre en las fosas marinas profundas.
4. El material se hunde hasta el núcleo y se desplaza horizontalmente.
5. El material se calienta y llega a la zona donde vuelve a ascender.

Mira esta animación de la convección del manto y mira este vídeo:

Los límites de las placas

Los límites de las placas son los bordes donde se encuentran dos placas. La mayoría de las actividades geológicas, como los volcanes, los terremotos y la construcción de montañas, tienen lugar en los límites de las placas. ¿Cómo pueden moverse dos placas entre sí?

• Los límites de las placas divergentes: las dos placas se alejan la una de la otra.
• Los límites de las placas convergentes: las dos placas se acercan la una a la otra.
• Los límites de las placas transformantes: las dos placas se deslizan una junto a la otra.

El tipo de límite de placa y el tipo de corteza que se encuentra a cada lado del límite determina el tipo de actividad geológica que se encontrará allí.

Límites de placa divergentes

Las placas se separan en las dorsales oceánicas medias donde se forma un nuevo fondo marino. Entre las dos placas hay un valle de rift. Los flujos de lava en la superficie se enfrían rápidamente para convertirse en basalto, pero en las profundidades de la corteza, el magma se enfría más lentamente para formar gabro. Por tanto, todo el sistema de dorsales está formado por rocas ígneas extrusivas o intrusivas. Los terremotos son frecuentes en las dorsales oceánicas, ya que el movimiento del magma y de la corteza oceánica provoca sacudidas en la corteza. La gran mayoría de las dorsales oceánicas se encuentran a gran profundidad (figura 4).

Mira estas animaciones:

• Límite de placa divergente en la dorsal oceánica media
• Límite de placa divergente

¿Pueden producirse límites de placa divergentes dentro de un continente? Cuál es el resultado? El rifting incontinental (figura 5), el magma se eleva bajo el continente, lo que hace que éste se adelgace, se rompa y finalmente se separe. En el vacío surge nueva corteza oceánica, creando un océano entre los continentes.

Los límites de las placas convergentes

Cuando dos placas convergen, el resultado depende del tipo de litosfera del que están hechas las placas. Sea como sea, la unión de dos enormes placas de litosfera provoca la generación de magma y terremotos.

Océano-Continente

Cuando la corteza oceánica converge con la continental, la placa oceánica, más densa, se hunde bajo la placa continental. Este proceso, denominado subducción, se produce en las fosas oceánicas (figura 6). Toda la región se conoce como zona de subducción. En las zonas de subducción se producen muchos terremotos intensos y erupciones volcánicas. La placa en subducción provoca la fusión del manto. El magma sube y entra en erupción, creando volcanes. Estas montañas volcánicas costeras se encuentran en una línea por encima de la placa de subducción (figura 7). Los volcanes se conocen como arco continental.

El movimiento de la corteza y el magma provoca terremotos. Mira este mapa de los epicentros de los terremotos en las zonas de subducción. Esta animación muestra la relación entre la subducción de la litosfera y la creación de un arco volcánico.

Los volcanes del noreste de California -el pico Lassen, el monte Shasta y el volcán Medicine Lake-, junto con el resto de las montañas Cascade del noroeste del Pacífico, son el resultado de la subducción de la placa Juan de Fuca bajo la placa norteamericana (figura 8). La placa de Juan de Fuca se crea por la propagación del fondo marino justo al lado de la costa en la dorsal de Juan de Fuca.

Si el magma de un arco continental es félsico, puede ser demasiado viscoso (grueso) para ascender a través de la corteza. El magma se enfriará lentamente para formar granito o granodiorita. Estos grandes cuerpos de rocas ígneas intrusivas se denominan batolitos, que algún día pueden elevarse para formar una cordillera (figura 9).

Océano-Océano

Cuando dos placas oceánicas convergen, la placa más antigua y densa subduce en el manto. Una fosa oceánica marca el lugar donde la placa es empujada hacia el manto. La línea de volcanes que crece en la placa oceánica superior es un arco de islas. ¿Crees que los terremotos son comunes en estas regiones (figura 10)?

Mira esta animación del límite de una placa continental oceánica.

Continente-Continente

Las placas continentales son demasiado flotantes para subducirse. Qué ocurre con el material continental cuando choca? Como no tiene otro sitio al que ir que hacia arriba, se crean algunas de las cordilleras más grandes del mundo (figura 11). El magma no puede penetrar en esta gruesa corteza, por lo que no hay volcanes, aunque el magma permanece en la corteza. Las rocas metamórficas son comunes debido a la tensión que experimenta la corteza continental. Al chocar enormes placas de corteza, las colisiones entre continentes provocan numerosos y grandes terremotos.

Mira esta breve animación de la colisión de la Placa India con la Placa Euroasiática.

Mira esta animación de la elevación del Himalaya.

Los montes Apalaches son los restos de una gran cordillera que se creó cuando América del Norte chocó con Eurasia hace unos 250 millones de años.

Los límites de las placas de transformación

Los límites de placas de transformación se ven como fallas de transformación, donde dos placas se mueven una junto a la otra en direcciones opuestas. Las fallas de transformación en los continentes provocan terremotos masivos (figura 12).

California es muy activa geológicamente. ¿Cuáles son los tres principales límites de placas en o cerca de California (figura 13)?

1. Un límite de placa de transformación entre las placas del Pacífico y de América del Norte crea la Falla de San Andrés, la falla de transformación más notoria del mundo.
2. Un límite de placa divergente, la dorsal de Juan de Fuca, crea la placa de Juan de Fuca.
3. Un límite de placa convergente entre la placa oceánica de Juan de Fuca y la placa continental norteamericana crea los volcanes de las Cascadas.

Un breve repaso a los tres tipos de límites de placas y a las estructuras que se encuentran en ellos es el tema de este vídeo sin palabras.

La superficie cambiante de la Tierra

Los geólogos saben que Wegener tenía razón porque los movimientos de los continentes explican mucho de la geología que vemos. La mayor parte de la actividad geológica que vemos hoy en el planeta se debe a las interacciones de las placas en movimiento.

En el mapa de América del Norte (figura 14), ¿dónde se encuentran las cordilleras? Utilizando lo que has aprendido sobre la tectónica de placas, intenta responder a las siguientes preguntas:

1. ¿Cuál es el origen geológico de la cordillera de las Cascadas? Las Cascadas son una cadena de volcanes en el noroeste del Pacífico. No están etiquetadas en el diagrama pero se encuentran entre Sierra Nevada y la Cordillera de la Costa.
2. ¿Cuál es el origen geológico de Sierra Nevada? (Pista: Estas montañas están formadas por intrusiones graníticas.)
3. ¿Cuál es el origen geológico de los Montes Apalaches a lo largo del este de EE.UU.

Recuerda que Wegener utilizó la similitud de las montañas de los lados oeste y este del Atlántico como prueba de su hipótesis de la deriva continental. Los montes Apalaches se formaron en un límite de placa convergente cuando Pangea se unió (figura 15).

Antes de que Pangea se uniera, los continentes estaban separados por un océano donde ahora está el Atlántico. El océano protoatlántico se redujo a medida que crecía el océano Pacífico. Actualmente, el Pacífico se está reduciendo mientras el Atlántico crece. Este ciclo de supercontinentes es responsable de la mayoría de los rasgos geológicos que vemos y de muchos otros que ya no existen (figura 16).

Esta animación muestra el movimiento de los continentes en los últimos 600 millones de años, empezando por la ruptura de Rodinia.

Resumen

• Las placas de litosfera se mueven debido a las corrientes de convección en el manto. Un tipo de movimiento se produce por la extensión del fondo marino.
• Los límites de las placas se pueden localizar delineando los epicentros de los terremotos.
• Las placas interactúan en tres tipos de límites de placas: divergentes, convergentes y de transformación.
• La mayor parte de la actividad geológica de la Tierra tiene lugar en los límites de placas.
• En un límite divergente, la actividad volcánica produce una dorsal oceánica media y pequeños terremotos.
• En un límite convergente con al menos una placa oceánica, se produce una fosa oceánica, una cadena de volcanes y muchos terremotos.
• En un límite convergente donde ambas placas son continentales, crecen cordilleras y los terremotos son comunes.
• En un límite de transformación, hay una falla de transformación y se producen terremotos masivos pero no hay volcanes.
• Los procesos que actúan durante largos períodos de tiempo crean los accidentes geográficos de la Tierra.

Desarrollo de la teoría

En línea con otras propuestas anteriores y coetáneas, en 1912 el meteorólogo Alfred Wegener describió ampliamente lo que denominó deriva continental, ampliada en su libro de 1915 El origen de los continentes y los océanos, y se inició el debate científico que acabaría cincuenta años después en la teoría de la tectónica de placas. Partiendo de la idea (también expresada por sus precursores) de que los actuales continentes formaron en su día una única masa de tierra (que más tarde se llamó Pangea) que se separó a la deriva, liberando así los continentes del manto terrestre y comparándolos con «icebergs» de granito de baja densidad que flotan en un mar de basalto más denso.

Los contornos de la costa oriental de América del Sur y de la costa occidental de África, así como la coincidencia de las formaciones rocosas a lo largo de estos bordes, apoyan esta idea. La confirmación de su anterior naturaleza contigua también vino de las plantas fósiles Glossopteris y Gangamopteris, y del reptil terápsido o mamífero Lystrosaurus, todos ellos ampliamente distribuidos por Sudamérica, África, la Antártida, la India y Australia. Las pruebas de esa antigua unión de estos continentes eran patentes para los geólogos de campo que trabajaban en el hemisferio sur. El sudafricano Alex du Toit reunió una gran cantidad de información de este tipo en su publicación de 1937 Our Wandering Continents, y fue más allá que Wegener al reconocer los fuertes vínculos entre los fragmentos de Gondwana.

Pero sin pruebas detalladas y una fuerza suficiente para impulsar el movimiento, la teoría no era generalmente aceptada: la Tierra podía tener una corteza y un manto sólidos y un núcleo líquido, pero no parecía haber forma de que porciones de la corteza pudieran desplazarse. Destacados científicos, como Harold Jeffreys y Charles Schuchert, criticaron abiertamente la deriva continental.

A pesar de la gran oposición, la visión de la deriva continental ganó adeptos y se inició un animado debate entre los «derivistas» o «movilistas» (defensores de la teoría) y los «fijistas» (opositores). Durante las décadas de 1920, 1930 y 1940, los primeros alcanzaron importantes hitos al proponer que las corrientes de convección podrían haber impulsado los movimientos de las placas, y que la propagación podría haber ocurrido bajo el mar dentro de la corteza oceánica. Conceptos cercanos a los elementos que ahora se incorporan a la tectónica de placas fueron propuestos por geofísicos y geólogos (tanto fijistas como movilistas) como Vening-Meinesz, Holmes y Umbgrove.

Una de las primeras pruebas geofísicas que se utilizaron para apoyar el movimiento de las placas litosféricas provino del paleomagnetismo. Éste se basa en el hecho de que las rocas de diferentes edades muestran una dirección de campo magnético variable, evidenciada por estudios realizados desde mediados del siglo XIX. Los polos norte y sur magnéticos se invierten a lo largo del tiempo y, lo que es especialmente importante en los estudios paleotectónicos, la posición relativa del polo norte magnético varía con el tiempo. Inicialmente, durante la primera mitad del siglo XX, este último fenómeno se explicaba introduciendo lo que se denominaba «vagabundeo polar» (véase vagabundeo polar aparente), es decir, se suponía que la ubicación del polo norte había ido cambiando a lo largo del tiempo. Sin embargo, una explicación alternativa era que los continentes se habían movido (desplazado y girado) en relación con el polo norte, y cada continente, de hecho, muestra su propia «trayectoria de vagabundeo polar». A finales de la década de 1950 se demostró con éxito en dos ocasiones que estos datos podían mostrar la validez de la deriva continental: por Keith Runcorn en un artículo en 1956, y por Warren Carey en un simposio celebrado en marzo de 1956.

La segunda prueba en apoyo de la deriva continental provino a finales de los años 50 y principios de los 60 de los datos sobre la batimetría de los fondos oceánicos profundos y la naturaleza de la corteza oceánica, como las propiedades magnéticas y, en general, con el desarrollo de la geología marina que dio pruebas de la asociación de la propagación del fondo marino a lo largo de las dorsales oceánicas medias y las inversiones del campo magnético, publicado entre 1959 y 1963 por Heezen, Dietz, Hess, Mason, Vine & Matthews, y Morley.

Los avances simultáneos en las primeras técnicas de obtención de imágenes sísmicas en y alrededor de las zonas de Wadati-Benioff a lo largo de las fosas que limitan muchos márgenes continentales, junto con muchas otras observaciones geofísicas (por ejemplo, gravimétricas) y geológicas, mostraron cómo la corteza oceánica podía desaparecer en el manto, proporcionando el mecanismo para equilibrar la extensión de las cuencas oceánicas con el acortamiento a lo largo de sus márgenes.

Todas estas pruebas, tanto del fondo oceánico como de los márgenes continentales, dejaron claro hacia 1965 que la deriva continental era factible y nació la teoría de la tectónica de placas, definida en una serie de trabajos entre 1965 y 1967, con todo su extraordinario poder explicativo y predictivo. La teoría revolucionó las ciencias de la Tierra, explicando una diversa gama de fenómenos geológicos y sus implicaciones en otros estudios como la paleogeografía y la paleobiología.

Deriva continental

A finales del siglo XIX y principios del XX, los geólogos suponían que las principales características de la Tierra eran fijas, y que la mayoría de los rasgos geológicos, como el desarrollo de las cuencas y las cordilleras, podían explicarse por el movimiento vertical de la corteza, descrito en lo que se denomina la teoría geosinclinal. En general, esto se situaba en el contexto de un planeta Tierra en contracción debido a la pérdida de calor en el transcurso de un tiempo geológico relativamente corto.

Ya en 1596 se observó que las costas opuestas del océano Atlántico -o, más exactamente, los bordes de las plataformas continentales- tienen formas similares y parecen haber encajado alguna vez.

Desde entonces se propusieron muchas teorías para explicar esta aparente complementariedad, pero la suposición de una Tierra sólida hizo que estas diversas propuestas fueran difíciles de aceptar. lo que desencadenaría una verdadera revolución en el pensamiento. Una consecuencia profunda de la propagación del fondo marino es que a lo largo de las dorsales oceánicas se creaba, y se sigue creando, continuamente nueva corteza. Por ello, Heezen defendió la hipótesis de la llamada «Tierra en expansión» de S. Warren Carey (véase más arriba). Entonces, la pregunta seguía siendo: ¿cómo puede añadirse continuamente nueva corteza a lo largo de las dorsales oceánicas sin que aumente el tamaño de la Tierra? En realidad, esta cuestión ya había sido resuelta por numerosos científicos durante los años cuarenta y cincuenta, como Arthur Holmes, Vening-Meinesz, Coates y muchos otros: La corteza en exceso desapareció a lo largo de las llamadas fosas oceánicas, donde se produjo la llamada «subducción». Por lo tanto, cuando varios científicos, a principios de los años sesenta, empezaron a razonar sobre los datos de que disponían en relación con el fondo oceánico, las piezas de la teoría encajaron rápidamente.

La cuestión intrigó especialmente a Harry Hammond Hess, geólogo de la Universidad de Princeton y contralmirante de la Reserva Naval, y a Robert S. Dietz, científico del Servicio de Costas y Geodesia de Estados Unidos que acuñó por primera vez el término propagación del fondo marino. Dietz y Hess (el primero publicó la misma idea un año antes en Nature, pero la prioridad corresponde a Hess, que en 1960 ya había distribuido un manuscrito inédito de su artículo de 1962) se encontraban entre el pequeño puñado que realmente comprendía las amplias implicaciones de la propagación del fondo marino y cómo ésta acabaría concordando con las, en aquel momento, poco convencionales e inaceptables ideas de la deriva continental y los elegantes y movilistas modelos propuestos por trabajadores anteriores como Holmes.

Ese mismo año, Robert R. Coats, del Servicio Geológico de Estados Unidos, describió las principales características de la subducción del arco insular en las islas Aleutianas. Su artículo, aunque poco destacado (e incluso ridiculizado) en su momento, ha sido calificado desde entonces como «seminal» y «clarividente». En realidad, demuestra que el trabajo de los científicos europeos sobre los arcos insulares y los cinturones montañosos realizado y publicado durante la década de 1930 hasta la de 1950 se aplicó y apreció también en Estados Unidos.

Si la corteza terrestre se estaba expandiendo a lo largo de las dorsales oceánicas, razonaron Hess y Dietz al igual que Holmes y otros antes que ellos, debe estar encogiéndose en otros lugares. Hess siguió a Heezen, sugiriendo que la nueva corteza oceánica se aleja continuamente de las dorsales en un movimiento similar al de una cinta transportadora. Y, utilizando los conceptos movilistas desarrollados anteriormente, concluyó correctamente que, muchos millones de años después, la corteza oceánica acaba descendiendo a lo largo de los márgenes continentales donde se forman las fosas oceánicas -cañones muy profundos y estrechos-, por ejemplo, a lo largo del borde de la cuenca del océano Pacífico. El paso importante que dio Hess fue que las corrientes de convección serían la fuerza motriz de este proceso, llegando a las mismas conclusiones que había sacado Holmes décadas antes con la única diferencia de que el adelgazamiento de la corteza oceánica se realizaba utilizando el mecanismo de Heezen de propagación a lo largo de las dorsales. Por tanto, Hess llegó a la conclusión de que el océano Atlántico se estaba expandiendo mientras que el océano Pacífico se estaba reduciendo. A medida que la antigua corteza oceánica se «consumía» en las fosas (al igual que Holmes y otros, pensaba que esto se producía por el engrosamiento de la litosfera continental y no, como se entiende ahora, por el hundimiento a mayor escala de la propia corteza oceánica en el manto), el nuevo magma subía y entraba en erupción a lo largo de las dorsales de extensión para formar nueva corteza. De hecho, las cuencas oceánicas se «reciclan» constantemente, creándose nueva corteza y destruyéndose la antigua litosfera oceánica simultáneamente. De este modo, los nuevos conceptos movilistas explicaban perfectamente por qué la Tierra no aumenta de tamaño con la extensión del fondo marino, por qué hay tan poca acumulación de sedimentos en el fondo oceánico y por qué las rocas oceánicas son mucho más jóvenes que las continentales.

Rayado magnético

A partir de la década de 1950, científicos como Victor Vacquier, utilizando instrumentos magnéticos (magnetómetros) adaptados de dispositivos aéreos desarrollados durante la Segunda Guerra Mundial para detectar submarinos, empezaron a reconocer extrañas variaciones magnéticas en el fondo del océano. Este hallazgo, aunque inesperado, no fue del todo sorprendente porque se sabía que el basalto -la roca volcánica rica en hierro que compone el fondo del océano- contiene un mineral fuertemente magnético (magnetita) y puede distorsionar localmente las lecturas de la brújula. Esta distorsión fue reconocida por los marineros islandeses ya a finales del siglo XVIII. Y lo que es más importante, dado que la presencia de magnetita confiere al basalto propiedades magnéticas mensurables, estas variaciones magnéticas recién descubiertas proporcionaron otro medio para estudiar los fondos oceánicos profundos. Cuando la roca recién formada se enfría, estos materiales magnéticos registran el campo magnético de la Tierra en ese momento.

A medida que se cartografiaron más y más fondos marinos durante la década de 1950, las variaciones magnéticas resultaron no ser sucesos aleatorios o aislados, sino que revelaron patrones reconocibles. Cuando se cartografiaron estos patrones magnéticos en una amplia región, el fondo marino mostró un patrón similar al de una cebra: una franja con polaridad normal y la contigua con polaridad invertida. El patrón general, definido por estas bandas alternas de roca de polaridad normal e inversa, se conoció como bandas magnéticas, y fue publicado por Ron G. Mason y sus colaboradores en 1961, quienes no encontraron, sin embargo, una explicación para estos datos en términos de propagación del fondo marino, como Vine, Matthews y Morley unos años más tarde.

El descubrimiento de las bandas magnéticas exigía una explicación. A principios de la década de 1960, científicos como Heezen, Hess y Dietz habían empezado a teorizar que las dorsales oceánicas centrales marcaban zonas estructuralmente débiles en las que el fondo marino se partía en dos a lo largo de la cresta de la dorsal (véase el párrafo anterior). El nuevo magma procedente de las profundidades de la Tierra se eleva con facilidad a través de estas zonas débiles y acaba entrando en erupción a lo largo de la cresta de las dorsales para crear nueva corteza oceánica. Este proceso, que al principio se denominó «hipótesis de la cinta transportadora» y más tarde se llamó propagación del fondo marino, que funciona durante muchos millones de años, sigue formando nuevos fondos oceánicos en todo el sistema de dorsales oceánicas de 50.000 km de longitud.

Sólo cuatro años después de que se publicaran los mapas con el «patrón de cebra» de rayas magnéticas, el vínculo entre el esparcimiento del fondo marino y estos patrones fue colocado correctamente, de forma independiente por Lawrence Morley, y por Fred Vine y Drummond Matthews, en 1963, lo que ahora se llama la hipótesis Vine-Matthews-Morley. Esta hipótesis vinculó estos patrones a las inversiones geomagnéticas y fue apoyada por varias líneas de evidencia:

1. las franjas son simétricas alrededor de las crestas de las dorsales oceánicas medias; en la cresta de la dorsal o cerca de ella, las rocas son muy jóvenes, y se hacen progresivamente más viejas lejos de la cresta de la dorsal;
2. las rocas más jóvenes en la cresta de la dorsal siempre tienen la polaridad actual (normal);
3. las franjas de roca paralelas a la cresta de la dorsal alternan en polaridad magnética (normal-invertida-normal, etc.), lo que sugiere que se formaron durante diferentes épocas que documentan los episodios (ya conocidos por estudios independientes) de normalidad e inversión del campo magnético de la Tierra.

Al explicar tanto el rayado magnético en forma de cebra como la construcción del sistema de dorsales oceánicas, la hipótesis de la propagación del fondo marino (SFS) ganó rápidamente adeptos y representó otro gran avance en el desarrollo de la teoría de la tectónica de placas. Además, la corteza oceánica pasó a ser apreciada como una «grabación» natural de la historia de las inversiones del campo geomagnético (GMFR) de la Tierra. Hoy en día, se dedican extensos estudios a la calibración de los patrones de inversión normal en la corteza oceánica, por un lado, y las escalas de tiempo conocidas derivadas de la datación de las capas de basalto en las secuencias sedimentarias (magnetoestratigrafía), por otro, para llegar a estimaciones de las tasas de propagación del pasado y reconstrucciones de placas.

Definición y refinamiento de la teoría

Después de todas estas consideraciones, la Tectónica de Placas (o, como se denominó inicialmente «Nueva Tectónica Global») fue rápidamente aceptada en el mundo científico, y se sucedieron numerosos trabajos que definieron los conceptos:

• En 1965, Tuzo Wilson, que había sido un promotor de la hipótesis de la propagación del fondo marino y de la deriva continental desde el principio, añadió el concepto de fallas de transformación al modelo, completando las clases de tipos de fallas necesarias para hacer funcionar la movilidad de las placas en el globo.
• En 1965 se celebró en la Royal Society de Londres un simposio sobre la deriva continental que debe considerarse como el inicio oficial de la aceptación de la tectónica de placas por parte de la comunidad científica, y cuyos resúmenes se publican como Blacket, Bullard & Runcorn (1965). En este simposio, Edward Bullard y sus colaboradores demostraron con un cálculo informático cómo encajarían mejor los continentes a ambos lados del Atlántico para cerrar el océano, lo que se conoció como el famoso «ajuste de Bullard».
• En 1966 Wilson publicó el artículo que hacía referencia a las reconstrucciones anteriores de las placas tectónicas, introduciendo el concepto de lo que ahora se conoce como el «Ciclo de Wilson».
• En 1967, en la reunión de la Unión Geofísica Americana, W. Jason Morgan propuso que la superficie de la Tierra está formada por 12 placas rígidas que se mueven unas respecto a otras.
• Dos meses después, Xavier Le Pichon publicó un modelo completo basado en 6 placas principales con sus movimientos relativos, lo que supuso la aceptación definitiva por parte de la comunidad científica de la tectónica de placas.
• Ese mismo año, McKenzie y Parker presentaron de forma independiente un modelo similar al de Morgan utilizando traslaciones y rotaciones sobre una esfera para definir los movimientos de las placas.

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