Este artículo describe técnicas; para conocer la historia del movimiento de las placas tectónicas, consulte Historia geológica de la Tierra.
La reconstrucción de placas es el procedimiento mediante el cual se restablecen las posiciones relativas de las placas tectónicas entre sí o en relación con otros marcos de referencia, como el campo magnético terrestre o grupos de puntos calientes, en períodos geológicos pasados. Este proceso es fundamental para determinar la forma y composición de los antiguos supercontinentes y ofrece una base sólida para las reconstrucciones paleogeográficas.
Definición de los límites de las placas miniaturadeimagen|300x300px| Epicentros de terremotos de 1963 a 1998 Una parte fundamental de la reconstrucción de configuraciones de placas anteriores consiste en establecer los límites de las zonas de la litosfera que han funcionado de manera independiente en algún momento del pasado.
Límites de placas actuales La mayoría de los límites de placas actuales son fácilmente identificables a partir del patrón de sismicidad reciente. Esto ahora está respaldado por el uso de datos geodésicos, como GPS/GNSS, para confirmar la presencia de un movimiento relativo significativo entre las placas.
Más allá de los límites de las placas La identificación de los límites de placas que han existido en el pasado (aunque actualmente están inactivos) dentro de las placas actuales se fundamenta generalmente en la evidencia de un océano que ha cerrado. La línea que marcaba la ubicación del océano suele estar señalada por fragmentos de la corteza de dicho océano, que se encuentran en la zona de colisión, y que son conocidos como ofiolitas. La línea a través de la cual dos placas se unen para formar una única placa más grande se conoce como sutura.
En numerosos cinturones orogénicos, la colisión no ocurre únicamente entre dos placas, sino que implica la acumulación secuencial de terrenos más pequeños. Los terrenos son fragmentos menores de corteza continental que han quedado atrapados en un proceso orogénico, como fragmentos continentales o arcos de islas.
Marcos de referencia Los movimientos de las placas, tanto los que se observan en la actualidad como los del pasado, se relacionan idealmente con un marco de referencia que facilita el cálculo de otros movimientos de las placas. Por ejemplo, una placa central, como la placa africana, puede tener los movimientos de las placas adyacentes referidos a ella. A través de la composición de reconstrucciones, es posible reconstruir placas adicionales a la placa central. A su vez, la placa de referencia puede ser reconstruida, junto con las otras placas, según otro marco de referencia, como el campo magnético de la Tierra, que se determina a partir de mediciones paleomagnéticas de rocas de edad conocida. Se ha propuesto un marco de referencia de puntos calientes globales (véase, por ejemplo, a William Jason Morgan), pero actualmente hay evidencia de que no todos los puntos calientes son necesariamente fijos en sus ubicaciones relativas entre sí o en relación con el eje de rotación de la Tierra. Sin embargo, hay grupos de estos puntos calientes que parecen estar fijos dentro de las limitaciones de los datos disponibles, dentro de mesoplacas particulares.
Polos de Euler El desplazamiento de un cuerpo rígido, tal como una placa, sobre la superficie de una esfera puede ser caracterizado como una rotación en torno a un eje fijo (en relación con el marco de referencia seleccionado). Este eje de rotación se denomina polo de Euler. El movimiento de una placa se define completamente en función de su polo de Euler y la velocidad angular de rotación en torno a dicho polo. Los polos de Euler establecidos para los movimientos actuales de las placas pueden ser empleados para reconstruir las placas en el pasado reciente (hace unos pocos millones de años). En etapas anteriores de la historia de la Tierra, es necesario definir nuevos polos de Euler.
Estimación de los movimientos de las placas en el pasado miniaturadeimagen|300x300px| Edades de la litosfera oceánica Para retroceder las placas en el tiempo, es imprescindible ofrecer datos sobre las posiciones relativas o absolutas de las placas que se están reconstruyendo, para que se pueda determinar un polo de Euler. Estos son métodos cuantitativos de reconstrucción.
Coincidencia geométrica de los bordes continentales Ciertos encajes entre continentes, especialmente el de Sudamérica y África, eran conocidos mucho antes de que se desarrollara una teoría que pudiera explicarlos de manera adecuada. La reconstrucción previa al rifting atlántico llevada a cabo por Bullard, que se basa en un ajuste de mínimos cuadrados en el contorno de 500 brazas, sigue proporcionando la mejor coincidencia con los datos del polo paleomagnético para ambos lados desde mediados del Paleozoico hasta el Triásico Tardío.
Movimiento de las placas a partir de bandas magnéticas Las reconstrucciones de placas en el pasado geológico reciente utilizan principalmente el patrón de franjas magnéticas en la corteza oceánica para eliminar los efectos de la expansión del fondo marino. Las franjas individuales están datadas mediante magnetoestratigrafía, de modo que se conoce su momento de formación. Cada franja (y su imagen reflejada) representa un límite de placa en un momento particular del pasado, lo que permite reposicionar las dos placas una respecto de la otra. La corteza oceánica más antigua es la Jurásica, lo que proporciona un límite de edad inferior de unos 175 Ma para el uso de dichos datos. Las reconstrucciones derivadas de este modo son sólo relativas.
Reconstrucciones de placas a partir del paleomagnetismo
Datos paleomagnéticos: Muestreo Los datos paleomagnéticos se obtienen tomando muestras orientadas de rocas y midiendo sus magnetizaciones remanentes en el laboratorio. Se pueden recuperar datos de buena calidad de diferentes tipos de rocas. En las rocas ígneas, los minerales magnéticos cristalizan a partir de la masa fundida y, cuando la roca se enfría por debajo de su temperatura de Curie, adquiere una magnetización termoremanente (TRM) en la dirección del campo magnético de la Tierra. En rocas sedimentarias, los granos magnéticos alinearán sus momentos magnéticos con la dirección del campo magnético durante o poco después de la deposición, lo que dará como resultado una magnetización remanente detrítica o post-detrítica (DRM). Una dificultad común con el uso de sedimentos clásticos para definir direcciones del campo magnético en el pasado es que la dirección del DRM puede rotar hacia el plano de estratificación debido a la compactación del sedimento, lo que resulta en una inclinación que es menos profunda que la inclinación del campo durante la deposición. Sin embargo, el error de aplanamiento de la inclinación se puede estimar y corregir mediante experimentos de redeposición, mediciones de anisotropía magnética y el uso de modelos teóricos para la dispersión de direcciones paleomagnéticas. Las rocas metamórficas normalmente no se utilizan para mediciones paleomagnéticas debido a las complejidades relacionadas con la adquisición de remanencia, incertidumbres en la edad de magnetización y alta anisotropía magnética.
Un estudio paleomagnético típico muestrearía una gran cantidad de unidades de roca independientes de edad similar en ubicaciones cercanas y recolectaría múltiples muestras de cada unidad para estimar errores de medición y evaluar qué tan bien el conjunto de datos paleomagnéticos obtenido muestrea la variación secular geomagnética. Se utilizan técnicas de desmagnetización progresiva para identificar componentes de magnetización secundaria (por ejemplo, sobreimpresiones magnéticas que podrían haberse impartido en la roca debido a alteración química o recalentamiento) y para aislar la magnetización primaria, que registra la dirección del campo magnético en el momento en que se formó la roca. Normalmente se realizan varias pruebas paleomagnéticas y magnéticas de rocas para establecer la naturaleza primaria de la magnetización remanente aislada. Las direcciones paleomagnéticas recuperadas se utilizan para derivar polos paleomagnéticos, que proporcionan restricciones sobre la posición latitudinal del bloque de la corteza del que se tomaron las muestras de roca y su orientación original con respecto a las líneas de longitud.
Se pueden obtener datos paleomagnéticos de buena calidad en la Base de Datos Paleomagnética Global, a la que se puede acceder desde el Centro Mundial de Datos A en los EE. UU. en Boulder, Colorado.
Polos paleomagnéticos Un polo paleomagnético se define tomando la dirección promedio de la magnetización remanente primaria de las rocas muestreadas (expresada como la declinación e inclinación medias) y calculando la posición de un polo geomagnético para el campo de un dipolo magnético geocéntrico que produciría la dirección media observada en la localidad muestreada en sus coordenadas geográficas actuales. Una forma alternativa de definir los polos paleomagnéticos es calcular un polo geomagnético virtual (VGP) para cada unidad de roca individual y luego estimar la ubicación media de todos los VGP. Las estadísticas de Fisher sobre la esfera se utilizan normalmente para obtener la dirección media de magnetización o la ubicación media de VGP y para estimar sus incertidumbres. Ambos enfoques se utilizan en estudios paleomagnéticos, pero se ha reconocido que promediar direcciones en lugar de vectores de remanencia completos puede conducir a estimaciones sesgadas de la dirección media del campo paleomagnético, de modo que el cálculo de polos paleomagnéticos promediando VGP es actualmente la técnica preferida.
Aplicaciones a las reconstrucciones paleogeográficas miniaturadeimagen|474x474px| Reconstrucción paleogeográfica del supercontinente Pangea en el límite Pérmico-Triásico (250 Ma). Panel superior: APWP sintético para África (los polos paleomagnéticos del sur se muestran con sus óvalos de incertidumbre del 95%). El punto rojo resalta el polo paleomagnético de 250 Ma. Los datos de APWP son de Torsvik et al. (2012). Panel central: Todos los continentes están reunidos en la configuración de Pangea a 250 Ma utilizando las estimaciones de sus movimientos relativos, con África mantenida fija en su posición actual. El triángulo rojo muestra la posición del polo de Euler y la flecha roja indica la rotación que reconstruiría el polo paleomagnético al polo sur geográfico. Panel inferior: Se ha aplicado la rotación de Euler a Pangea, que ahora está reconstruida paleogeográficamente. La longitud se establece arbitrariamente para minimizar el movimiento longitudinal de África desde hace 250 Ma. Los estudios paleomagnéticos de lavas geológicamente recientes (Plioceno a Cuaternario, 0-5 Ma) indican que cuando el campo geomagnético se promedia en escalas de tiempo de decenas de miles a millones de años, durante un período de tiempo lo suficientemente largo como para muestrear completamente la variación secular geomagnética, el campo promediado en el tiempo se puede aproximar con precisión por el campo de un dipolo axial geocéntrico (GAD), es decir, un dipolo magnético colocado en el centro de la Tierra y alineado con el eje de rotación de la Tierra. Por lo tanto, si un conjunto de datos paleomagnéticos ha muestreado suficiente tiempo para promediar la variación secular, el polo paleomagnético derivado de él puede interpretarse como una estimación de la ubicación del polo geográfico con respecto a la localidad de muestreo fijada en la posición geográfica actual.