Tectónica de placas

Tectónica de placas

1. El desarrollo de una revolución científica: La opinión de que las cuencas oceánicas y los continentes son estructuras permanentes muy antiguas, que el manto es sólido y por tanto la corteza externa de la Tierra no podía moverse, se explicaba por la idea de que a medida que el interior se enfriaba y se contraía, la capa externa sólida de la Tierra se deformaba mediante pliegues y fallas para ajustarse al planeta, que se encogía. Se consideraban las montañas como algo análogo a las arrugas que aparecen en la piel de la fruta cuando se seca. En 1968, nuevos avances indujeron el desarrollo de una explicación mucho más completa que incorporaba aspectos de la deriva continental y de la expansión del fondo oceánico. Una teoría conocida como tectónica de placas que explicaba los procesos tectónicos de la Tierra fue una revolución científica que empezó como una propuesta de Alfred Wegener, llamada deriva continental.

   • Deriva continental, una idea que se adelantó a su época: A raíz del desarrollo de mapas mundiales surge la idea de que los continentes encajan como las piezas de un rompecabezas, pero, se dio poca importancia a esta noción. Hasta 1915, Alfred Wegener, meteorólogo y geofísico alemán, estableció su hipótesis de la deriva continental sugirió que: en el pasado había existido un supercontinente único denominado Pangea; planteó la hipótesis de que en la era Mesozoica, hace unos 200 millones de años, este supercontinente empezó a fragmentarse en continentes más pequeños, que «derivaron» a sus posiciones actuales. El ajuste de Sudamérica y África y la distribución geográfica de los fósiles y los climas antiguos parecían apoyar la idea de que esas masas de tierra, ahora separadas, estuvieron juntas en alguna ocasión
     • Evidencias paleontológicas: Wegener, empezó a tomar mas en serio esta idea de que los continentes podrían haber estado unidos en alguna ocasión, cuando supo por medio de literatura científica que se habían encontrado organismos fósiles idénticos en rocas de Sudamérica y de África. La mayoría de paleontólogos estaban de acuerdo en que era necesario algún tipo de conexión continental para explicar la existencia de fósiles idénticos de formas de vida mesozoicas en masas de tierra tan separadas.
       • Mesosaurus: Wegener citó casos documentados de varios organismos fósiles que se habían encontrado en diferentes masas continentales: un reptil acuático depredador de peces cuyos restos fósiles se encuentran sólo en las lutitas negras del Pérmico (hace unos 260 millones de años) en el este de Sudamérica y en el sur de África. Si el Mesosaurus hubiera sido capaz de realizar el largo viaje a través del enorme océano Atlántico meridional, sus restos deberían tener una distribución más amplia. La explicación más ampliamente aceptada a este tipo de migraciones fueron los puentes de tierra transoceánicos
         • ¿Era posible que puentes de Tierra hubieran conectado en alguna ocasión África y Sudamérica y luego se hubieran sumergido por debajo del nivel del mar? Los mapas actuales del fondo oceánico confirman el argumento de Wegener de que nunca habían existido puentes de tierra de esta magnitud. De ser así, sus restos estarían todavía debajo del nivel del mar.
       • Glossopteris: esta planta fosilizada caracterizada por sus grandes semillas de difícil distribución, estaba muy dispersa entre África, Australia, India y Sudamérica durante el Paleozoico tardío. Más tarde, se descubrieron también restos fósiles de Glossopteris en la Antártida. Wegener también sabía que esos helechos con semilla y la flora asociada con ellos crecían sólo en un clima subpolar. Por consiguiente, llegó a la conclusión de que cuando las masas de tierra estuvieron unidas se encontraban mucho más cerca del Polo Sur. Wegener citó también la distribución del helecho fósil Glossopteris como una prueba de la existencia de Pangea.
       • Organismos actuales: Wegener citó también la distribución de los organismos actuales como una prueba de apoyo para la deriva de los continentes: los organismos actuales cuyos antepasados eran similares tuvieron que evolucionar en aislamiento durante las últimas decenas de millones de años. Un ejemplo son los marsupiales australianos (canguros), que tienen un vínculo fósil directo con la zarigüeya que es un marsupial encontrado en el continente americano. Después de la fragmentación de Pangea, los marsupiales australianos siguieron un camino evolutivo distinto que las formas vivas del continente americano relacionadas con ellos.
       • Tipos de rocas y semejanzas estructurales: En un rompecabezas las piezas encajen y la imagen en él debe ser continua. En este caso la imagen el «rompecabezas de la deriva continental» es la de los continentes; las rocas situadas en una región concreta de un continente deben se similares en cuanto a edad y tipo con las encontradas en posiciones adyacentes del continente con el que encajan. Wegener debía de estar convencido de que las semejanzas en la estructura de las rocas en ambos lados del Atlántico relacionaban esas masas de tierra cuando dijo: «Es como si fuéramos a recolocar los trozos rotos de un periódico juntando sus bordes y comprobando después si las líneas impresas coinciden. Si lo hacen, no queda más que concluir que los trozos debían juntarse realmente de esta manera».
         • Wegener encontró pruebas de rocas ígneas de 2.200 millones de años de antigüedad en Brasil que se parecían mucho a rocas de antigüedad semejante encontradas en África. El cinturón montañoso que comprende los Apalaches tiene una orientación noreste en el este de Estados Unidos y desaparece en la costa de Terranova. Montañas de edad y estructuras comparables se encuentran en las Islas Británicas y Escandinavia. Cuando se reúnen esas masas de tierra. Las cadenas montañosas forman un cinturón casi continuo.
       • Evidencias paleoclimáticas: ¿Cómo se desarrolló un glaciar en el centro de la caliente y árida Australia? ¿Cómo migran los animales terrestres a través de extensiones enormes de mar abierto? Wegener como meteorólogo, encontró pruebas de cambios climáticos globales durante el pasado geológico. En el sur de África y en Sudamérica se encontraron capas de sedimentos transportados por los glaciares de la misma edad, así como en India y en Australia. (a finales del Paleozoico hace unos 300 millones de años)
         • Wegener sugirió que el supercontinente Pangea proporcionaba una explicación para la glaciación del final del Paleozoico: los continentes meridionales estaban unidos y se sitúaban cerca del Polo Sur y grandes depósitos glaciares antiguos cubrieron extensas áreas del hemisferio Sur. Esto explicaría las condiciones necesarias para generar extensiones enormes de hielo glacial sobre gran parte del hemisferio meridional. Esta geografía colocaría las masas septentrionales actuales más cerca del Ecuador y explicaría sus enormes depósitos de carbón. Wegener escribió: «Esta prueba es tan convincente que, por comparación, todos los demás criterios deben ocupar una posición secundaria ».
     • Encaje de los continentes: Como algunos antes que él, Wegener observó las semejanzas entre las líneas de costa situadas a los dos lados del Atlántico. Esta idea fue inmediatamente contestada por otros geólogos que sostenían, correctamente, que las líneas de costa están siendo continuamente modificadas por procesos erosivos y sedimentarios y sería improbable tal ajuste en la actualidad. Los científicos han determinado que una aproximación mucho mejor del verdadero límite externo de los continentes es la plataforma continental que actualmente se encuentra sumergido unos cuantos centenares de metros por debajo del nivel del mar
       • A principios de la década de los sesenta Sir Edward Bullard y dos de sus colaboradores produjeron un mapa en el que se intentaba ajustar los bordes de las plataformas continentales sudamericana y africana a profundidades de 900 metros. Se observa un mejor ajuste y en unos pocos lugares los continentes se solapaban, son regiones donde las corrientes han depositado grandes cantidades de sedimentos, aumentando el tamaño de las plataformas continentales. El ajuste global fue incluso mejor de quienes apoyaban la teoría de la deriva continental
   • El gran debate
     • Rechazo de la hipótesis de la deriva continental: Wegener sugirió dos mecanismos posibles para la deriva continental: la fuerza gravitacional que la Luna y el Sol ejercen sobre la Tierra y que provoca las mareas; argumentaba que las fuerzas mareales afectarían principalmente la capa más externa de la Tierra, que se deslizaría como fragmentos continentales separados sobre el interior. Sugirió también, que los continentes más grandes y pesados se abrieron paso por la corteza oceánica de manera muy parecida a como los rompehielos atraviesan el hielo. Wegener creía que las determinaciones repetidas de la longitud en el mismo punto exacto verificarían la deriva de Groenlandia hacia el oeste con respecto a Europa, pero los trabajadores daneses que tomaron las medidas en 1927, 1936, 1938 y 1948 no encontraron pruebas de la deriva.
     • La deriva continental y el método científico: La gran contribución de Wegener al conocimiento de la Tierra no fue aceptada por la comunidad científica de ese momento, a pesar de que el núcleo de su hipótesis era correcto, contenía muchos detalles incorrectos debido a que no todas las pruebas apoyaban la hipótesis de la deriva continental como la había formulado: los continentes no se abren paso a través del suelo oceánico, y la energía de las mareas es demasiado débil para impulsar el movimiento de los continentes. Y para que cualquier teoría científica sea aceptada debe hacer frente al examen crítico desde todas las áreas de la ciencia.
       • Wegener Escribió: «Los científicos todavía no parecen entender suficientemente que todas las ciencias deben aportar pruebas para desvelar el estado de nuestro planeta en los períodos más primitivos, y la verdad de la cuestión sólo puede alcanzarse combinando todas estas pruebas». Pocos consideraron posibles las ideas Wegener, como el geólogo sudafricano Alexander du Toit y el geólogo escocés Arthur Holmes. En 1937, du Toit publicó Our Wandering Continents, donde eliminó algunos de los puntos más débiles de la teoría de Wegener y añadió una gran cantidad de nuevas pruebas en apoyo de su revolucionaria idea. En 1928 Arthur Holmes propuso el primer mecanismo impulsor plausible para la deriva continental, sugiriendo que las corrientes de convección que actúan dentro del manto eran responsables de la propulsión de los continentes a través del planeta.
   • Deriva continental y paleomagnetismo
     • El campo magnético de la Tierra y paleomagnetismo: El campo magnético de la Tierra es similar al generado por una barra imantada. Líneas de fuerza invisibles atraviesan el planeta y se extienden de un polo magnético al otro, su existencia se revela porque desvía la aguja de una brújula. Los minerales ricos en hierro, como la magnetita (sirven como «brújulas fósiles), son abundantes en las coladas de lava de composición basáltica. Cuando se calientan por encima del punto de Curie (aproximadamente 585 °C para la magnetita), estos minerales pierden su magnetismo; al enfriarse esos granos ricos en hierro por debajo de esa temperatura, se magnetizan de manera gradual según una dirección paralela a las líneas de fuerza magnéticas existentes en ese momento. Ya que están solidificados, el magnetismo que poseen permanecerá «congelado» en esa posición.
       • Los minerales magnetizados no sólo señalan la dirección hacia los polos, sino que proporcionan un medio para determinar la latitud de su origen. Las rocas que se formaron hace miles o millones de años y que contienen un «registro» de la dirección de los polos magnéticos en el momento de su formación se dice que poseen magnetismo remanente o paleomagnetismo. Si se conoce la latitud en la que se magnetizó una muestra de roca, se puede determinar su distancia con respecto a los polos magnéticos. En resumen, el magnetismo de las rocas proporciona un registro de la dirección y la distancia a los polos magnéticos en el momento en el que se magnetizó una unidad rocosa.
         • Las lavas que se forman en Hawaii (actualmente unos 20° N de latitud) se encuentran a alrededor de 70° del polo magnético norte. (En el supuesto de que la posición media del polo norte magnético es la misma que la del polo norte geográfico, que es de 90° N de latitud.) Por tanto, las rocas del pasado distante con una magnetización que indica que se formaron en una latitud de 40° N se habrían encontrado a 50° del polo norte magnético en el momento de su formación. Si estas mismas rocas se encontraran hoy en el ecuador, podríamos medir su magnetismo y determinar que se movieron 40° hacia el sur desde su formación.
     • Deriva polar aparente: S. K. Runcorn y su equipo descubrieron que el alineamiento magnético en los minerales ricos en hierro de las coladas de lava de diferentes épocas variaba mucho. Una representación de la posición aparente del polo norte magnético con respecto a Europa reveló que, durante los últimos 500 millones de años, la posición del polo había migrado de manera gradual desde una posición próxima a Hawaii hacia el norte a través de Siberia oriental y, por fin, a su localización actual.
       • Los estudios de paleomagnetismo de numerosos puntos demuestran que las posiciones de los polos magnéticos (calculado durante miles de años), se corresponden estrechamente con las posiciones de los polos geográficos. Las pruebas paleomagnéticas sitúan a Europa cerca del Ecuador durante el período Pensilvaniense (hace unos 300 millones de años), se obtuvo otra prueba a favor de la deriva continental cuando se representó una trayectoria de las migraciones polares para Norteamérica. Resultó que las trayectorias para Norteamérica y Europa tenían formas similares pero estaban separadas por unos 30° de longitud. Las diferencias en esas trayectorias de deriva pueden reconciliarse si se colocan uno al lado del otro, estas trayectorias de deriva aparente casi coincidieron. Si los polos magnéticos se mantienen estacionarios, su movimiento aparente es producido por la deriva de los continentes.
   • Comienzo de una revolución científica: dos décadas después de la II Guerra Mundial, se descubrieron grandes extensiones del fondo oceánico y el sistema global de dorsales oceánicas (Dorsal Centroatlántica) que serpentea por todos los principales océanos de una manera similar a las costuras de una pelota de béisbol, el sistema de dorsales oceánicas caracterizado por un intenso volcanismo y un elevado flujo térmico dónde las fuerzas tensionales apartan activamente la corteza oceánica en la cresta de la dorsal. También fue importante el descubrimiento de un valle de rift central que se extiende a todo lo largo de la dorsal Centroatlántica
     • Se demostró que en el Pacífico occidental se produce actividad tectónica a grandes profundidades por debajo de las fosas submarinas. Se descubrieron montañas submarinas de cima plana, llamadas guyots, a cientos de metros por debajo del nivel del mar; los dragados del fondo oceánico no presentan corteza oceánica con una edad superior a los 180 millones de años y las acumulaciones de sedimentos en las cuencas oceánicas profundas son delgadas y no de miles de metros como se había predicho.
       • La hipótesis de la expansión del fondo oceánico: a principios de los años sesenta, Harry Hess, proponía que las dorsales oceánicas estaban localizadas sobre zonas de ascenso convectivo en el manto. A medida que el material que asciende desde el manto se expande lateralmente, el suelo oceánico es transportado de una manera parecida a como se mueve una cinta transportadora alejándose de la cresta de la dorsal. En estos puntos, las fuerzas tensionales fracturan la corteza y proporcionan vías de intrusión magmática para generar nuevos fragmentos de corteza oceánica. Por tanto, a medida que el suelo oceánico se aleja de la cresta de la dorsal, es sustituido por nueva corteza.
         • Hess propuso que la rama descendente de una corriente de convección en el manto tiene lugar en los alrededores de las fosas submarinas, que éstas son sitios donde la corteza oceánica es empujada de nuevo hacia el interior de la Tierra, de tal manera, las porciones antiguas del suelo oceánico se van consumiendo de manera gradual a medida que descienden hacia el manto. sus ideas centrales era que «la corriente convectiva del manto provocaba el movimiento de la capa externa de toda la Tierra», y que la parte horizontal de la corriente convectiva del manto transportaba de una manera pasiva los continentes. Además, en la propuesta de Hess se explicaba la juventud del fondo oceánico y la delgadez de los sedimentos
           • Con el establecimiento de la hipótesis de la expansión del fondo oceánico, Harry Hess inició otra fase de una revolución científica. Las pruebas apoyaron el trabajo del estudiante de la Universidad de Cambridge, Fred Vine, y su supervisor, D. H. Matthews. La importancia de la hipótesis de Vine y Matthews radicaba en que conectó dos ideas que antes se pensaba que no estaban relacionadas: la hipótesis de la expansión del fondo oceánico y las inversiones magnéticas recién descubiertas
       • Inversiones magnéticas: pruebas de la expansión del fondo oceánico: en la misma época en que Hess formuló el concepto de la expansión del fondo oceánico, los geofísicos aceptaron el hecho de que, durante períodos de centenares de millares de años, el campo magnético de la Tierra cambia periódicamente de polaridad. Durante una inversión geomagnética, el polo norte magnético se convierte en el polo sur magnético, y viceversa. Se obtuvieron pruebas de las inversiones magnéticas cuando los investigadores midieron el magnetismo de las lavas y los sedimentos de diversas edades en todo el mundo. Cuando las rocas muestran el mismo magnetismo que el campo magnético terrestre actual, se dice que tienen polaridad normal, mientras que las rocas que muestran el magnetismo opuesto se dice que tienen polaridad invertida.
         • Se encontró que las rocas magnetizadas, normal e inversamente, de una edad determinada en un punto se correspondían con el magnetismo de las rocas de la misma edad halladas en otros puntos; probando con esto que el campo magnético de la Tierra se había invertido. Los investigadores establecieron una escala temporal para las inversiones magnéticas, consistía en medir la polaridad magnética de numerosas coladas de lava mediante técnicas de datación radiométrica (magnetómetros) para establecer sus edades. Las divisiones principales de la escala de tiempo magnético se denominan crones que duran aproximadamente un millón de años; se dieron cuenta de que se producen varias inversiones de corta duración (menos de 200.000 años) durante cada cron. El objetivo de estos estudios geofísicos era cartografiar las variaciones de la intensidad del campo magnético de la Tierra provocadas por diferencias de las propiedades magnéticas de las rocas subyacentes de la corteza.
         • El primer estudio fue en la costa Pacífica, descubrieron bandas alternas de magnetismo de alta y baja intensidad. La variación magnética demostrada por Fred Vine y D. H. Matthews (1963) respaldaban el concepto de Hess de expansión del suelo oceánico. Ellos sugirieron que las franjas de magnetismo de alta intensidad son regiones donde el paleomagnetismo de la corteza oceánica tiene polaridad normal. Por tanto esas rocas potencian el campo magnético de la Tierra. A la inversa, las franjas de baja intensidad son regiones donde la corteza oceánica está polarizada en la dirección inversa y, por consiguiente, debilita el campo magnético existente. Vine y Matthews razonaron que, conforme el magma se solidifica a lo largo de los estrechos rifts de la cresta de las dorsales oceánicas, se magnetiza con la polaridad del campo magnético existente
         • Debido a la expansión del fondo oceánico, la anchura de esta franja de corteza magnetizada aumenta de manera gradual, se van añadiendo nuevas rocas en cantidades iguales en los dos lados del suelo oceánico en expansión, es decir, el modelo de franjas (tamaño y polaridad) existente en un lado de la dorsal oceánica es una imagen especular del otro lado. Un estudio a través de la dorsal centroatlántica al sur de Islandia reveló un modelo de franjas magnéticas que mostraban un alto grado de simetría con respecto al eje de la dorsal
       • La última pieza de un rompecabezas: La década de 1960 se ha caracterizado como un período de caos en cuanto al debate sobre la tectónica. Algunos geólogos creían en la expansión del fondo oceánico y la deriva continental, mientras que otros sostenían que una Tierra en expansión podría explicar mejor el desplazamiento que se producía en las crestas de las dorsales oceánicas. De acuerdo con este último punto de vista, las masas continentales habrían cubierto toda la superficie de la Tierra alguna vez. A medida que se expandía la Tierra, los continentes se separaron en sus configuraciones actuales, mientras que el fondo oceánico nuevo «rellenaba» el espacio entre ellos a medida que se apartaban.
         • J. Tuzo Wilson, físico y geólogo canadiense, publicó un artículo en 1965, en el cual proporcionó la pieza que faltaba para formular la teoría de la tectónica de placas. Wilson sugirió que grandes fallas conectaban los cinturones móviles globales en una red continua que dividía la capa externa de la Tierra en varias «placas rígidas». Además, describió los tres tipos de bordes de placa y cómo los bloques sólidos de la capa externa de la Tierra se movían unos con respecto a los otros. En las dorsales oceánicas, las placas se separaban, mientras que a lo largo de las fosas submarinas, las placas convergían. Además, a lo largo de grandes fallas, que denominó fallas de transformantes, las placas se deslizan lateralmente una con respecto a la otra. En un sentido amplio, Wilson había presentado lo que luego se llamaría la teoría de la tectónica de placas, un tema que trataremos a continuación.
   • Tectónica de placas: el nuevo paradigma. En 1968 se unieron los conceptos de deriva continental y expansión del fondo oceánico en una teoría mucho más completa conocida como tectónica de placas que se definirse como una variedad de ideas que explican el movimiento observado de la capa externa de la Tierra por medio de los mecanismos de subducción y de expansión del fondo oceánico, que a su vez, generan los principales rasgos geológicos de la Tierra, entre ellos los continentes, las montañas y las cuencas oceánicas. Esta teoría se ha convertido en la base sobre la que se consideran la mayoría de los procesos geológicos.
     • Principales placas de la Tierra: el manto superior, junto con la corteza suprayacente, se comportan como una capa fuerte y rígida, conocida como la litosfera, se encuentra por encima de una región más dúctil del manto, llamada astenosfera, la cual está rota en fragmentos, denominados placas, son más delgadas en los océanos, su grosor varia entre unos pocos km en las dorsales oceánicas y 100 km en las cuencas oceánicas profundas. La litosfera continental, tiene un grosor de entre 100 y 150 km, supera los 250 km debajo de las porciones más antiguas de las masas continentales. Las rocas que allí se encuentran se aproximan mucho a sus temperaturas de fusión, lo que provoca una zona muy dúctil que permite la separación de la litosfera de las capas inferiores y el movimiento de la capa externa rígida de la Tierra.
       • Las placas de la litósfera se mueven unas con respecto a las otras y cambian continuamente de tamaño y forma. Uno de los principales fundamentos de la teoría de la tectónica de placas es que las placas se mueven como unidades coherentes en relación con todas las demás placas. A medida que se mueven, la distancia entre dos puntos situados sobre la misma placa (Nueva York y Denver) permanece relativamente constante, mientras que la distancia entre puntos situados sobre placas distintas, como Nueva York y Londres, cambia de manera gradual; se ha demostrado que las placas pueden sufrir alguna deformación interna, en particular la litosfera oceánica.
       • Se reconocen siete placas principales: la placa Norteamericana, la Sudamericana, la del Pacífico, la Africana, la Euroasiática, la Australiana y la Antártica. La mayor es la placa del Pacífico. La mayoría de las grandes placas incluye un continente entero además de una gran área de suelo oceánico; Las placas de tamaño mediano son la Caribeña, la de Nazca, la Filipina, la Arábiga, la de Cocos, la de Scotia y la de Juan de Fuca. Se han identificado más de una docena de placas más pequeñas; ninguna de las placas está definida completamente por los márgenes de un continente.
       • Las placas litosféricas se mueven en relación con las demás a una velocidad muy lenta pero continua (en promedio unos 5 cm anuales). Este movimiento es impulsado por la distribución desigual del calor en el interior de la Tierra. El material caliente que se encuentra en las profundidades del manto se mueve despacio hacia arriba y sirve como una parte del sistema de convección interna de nuestro planeta. Simultáneamente, láminas más frías y densas de la litosfera oceánica descienden al manto, poniendo en movimiento la capa externa rígida de la Tierra. Los roces entre las placas litosféricas de la Tierra generan terremotos, crean volcanes y deforman grandes masas de roca en las montañas.
     • Bordes de placa: Las placas litosféricas se mueven como unidades coherentes en relación con las otras placas. Las mayores deformaciones que sufren las placas a lo largo de sus bordes se producen por las interacciones individuales; los bordes de placa se establecieron representando las localizaciones de los terremotos, tienen tres tipos distintos de bordes, que se diferencian en función del tipo de movimiento que exhiben.
       • Bordes divergentes (bordes constructivos): es donde dos placas se separan, produciendo el ascenso de material desde el manto para crear nuevo suelo oceánico; Bordes convergentes (bordes destructivos), es donde dos placas se juntan provocando el descenso de la litosfera oceánica debajo de una placa superpuesta, que es finalmente reabsorbida en el manto, o posiblemente la colisión de dos bloques continentales para crear un sistema montañoso; Bordes de falla transformante (bordes pasivos), es donde dos placas se desplazan una respecto de la otra sin la producción ni la destrucción de litosfera. Cada placa está rodeada por una combinación de estos tres tipos de bordes de placa.
         • La placa de Juan de Fuca tiene una zona divergente en su borde oeste, un borde convergente en el este y numerosas fallas transformantes, que cortan segmentos de la dorsal oceánica. Las placas Antártica y Africana están casi por completo rodeadas por bordes divergentes, su tamaño aumenta al añadir nueva litosfera a sus bordes. La placa del Pacífico está siendo consumida hacia el manto a lo largo de sus flancos septentrional y occidental, su tamaño se está reduciendo. Aunque la superficie total de la Tierra no cambia, el área de las placas individuales puede disminuir o crecer dependiendo de cualquier desequilibrio entre la velocidad de crecimiento en los bordes divergentes y la velocidad de destrucción de la litosfera en los bordes convergentes.
         • Los bordes de placa no son fijos: la deriva hacia el oeste de la placa Sudamericana está superponiendo a la placa de Nazca, el borde que separa estas placas también se desplaza de una manera gradual; la placa Antártica está rodeada por bordes constructivos, aumenta su tamaño y los bordes divergentes migran alejándose del continente de la Antártida. Pueden crearse nuevos bordes de placa debido a cambios en las fuerzas que actúan sobre estas láminas rígidas: en el mar Rojo, se localiza un borde divergente nuevo. Hace menos de 20 millones de años, la península Arábiga empezó a separarse de África. En otras localizaciones, placas que transportan corteza continental se están moviendo en la actualidad unas hacia otras. El resultado de una colisión continental de este tipo es una cordillera montañosa como la del Himalaya
   • Bordes divergentes. La fragmentación continental: también se denominan centros de expansión, se sitúa a lo largo de las crestas de las dorsales oceánicas, son bordes de placa constructivos, donde se genera nueva litosfera oceánica. Aquí, a medida que las placas se separan del eje de la dorsal, las fracturas creadas se llenan inmediatamente con roca fundida que asciende desde el manto caliente situado debajo. Este magma se enfría de manera gradual generando roca dura y nuevos fragmentos de fondo oceánico. De una manera continua, las placas adyacentes se separan y una nueva litosfera oceánica se forma entre ellas. los bordes divergentes no están confinados al fondo oceánico sino que también pueden formarse sobre los continentes.
     • Las dorsales oceánicas y la expansión del fondo oceánico: el sistema de dorsales oceánicas interconectadas es la estructura topográfica más larga de la superficie de la Tierra, supera los 70.000 km de longitud; representa el 20 % de la superficie terrestre; serpentea a través de las principales cuencas oceánicas como la costura de una pelota de béisbol; la cresta de la dorsal oceánica suele ser 2 a 3 km más alta que las cuencas oceánicas adyacentes, el término «dorsal» puede confundir, dado que esta estructura no es estrecha, tiene anchuras de entre 1.000 y 4.000 km; a lo largo del eje de algunos segmentos de la dorsal existe una profunda estructura fallada denominada valle de rift.
       • El mecanismo que actúa a lo largo del sistema de dorsales oceánicas para crear nuevo fondo oceánico se denomina, expansión del fondo oceánico a una velocidad aproximada de 5 cm al año (la dorsal Centroatlántica se encuentran velocidades de expansión lentas de 2 cm al año, y en secciones de la dorsal del Pacífico oriental se han medido velocidades de expansión superiores a los 15 centímetros). Las velocidades de producción litosférica son lentas en escala temporal humana, pero son rápidas a escala geológica. Todas las cuencas oceánicas se generaron durante los últimos 200 millones de años, ningún fragmento del fondo oceánico datado supera los 180 millones de años de antigüedad.
       • La razón principal de la posición elevada de la dorsal oceánica es que la corteza oceánica recién creada está caliente y ocupa más volumen, esto la hace menos densa que las rocas más frías. A medida que se forma nueva litosfera a lo largo de la dorsal oceánica, ésta se separa lenta pero continuamente de la zona de afloramiento a lo largo del eje de la dorsal, cuando empieza a enfriarse y contraerse (al paso de 80 millones de años) aumenta su densidad, se sitúa en la cuenca oceánica profunda, donde queda enterrada por acumulaciones de sedimentos. El grosor de la litosfera oceánica depende de la antigüedad. Cuanto más antigua (más fría) es, mayor es su grosor.
     • La fragmentación continental: También pueden desarrollarse bordes de placa divergentes en el interior de un continente, dónde la masa continental puede escindirse en dos o más segmentos pequeños, empieza con la formación de una depresión alargada denominada rift continental (rift continental de África oriental): las fuerzas tensionales estiran y adelgazan la corteza continental, la roca fundida asciende desde la astenosfera e inicia actividad volcánica en la superficie formando el rift continental, como las grandes montañas volcánicas como el Kilimanjaro y el Monte Kenia.
       • Las investigaciones sugieren que, si se mantienen las fuerzas tensionales, el valle del rift se alargará y aumentará de profundidad, alcanzando al final el borde de la placa, separándola en dos. El valle se convertirá en un mar lineal estrecho con una desembocadura al océano, similar al actual mar Rojo, que se formó cuando la península Arábiga se escindió de África, un acontecimiento que empezó hace unos 20 millones de años. Por consiguiente, el mar Rojo proporciona a los oceanógrafos una perspectiva de cuál era el aspecto del océano Atlántico en su infancia.
   • Bordes convergentes: la litosfera se «destruye » en los bordes convergentes, por lo que se denominan bordes de placa destructivos; también se denominan zonas de subducción porque son lugares donde la litosfera desciende (es subducida) hacia la astenosfera. Aparecen donde dos placas se mueven una hacia otra y el movimiento se ajusta con el deslizamiento de una placa por debajo de la otra. A medida que van convergiendo lentamente, el borde frontal de una de ellas se dobla y se desliza por debajo de la otra. La expresión superficial producida por la placa descendente es una fosa submarina, las cuales pueden tener miles de km de longitud, de 8 a 12 km de profundidad y de 50 a 100 km de anchura. la litosfera oceánica es más densa que la astenosfera subyacente, la litosfera continental es menos densa y resiste la subducción. Por tanto, la litosfera cubierta por corteza oceánica es la que experimenta la subducción.
     • Las capas de litosfera oceánica descienden en la astenosfera a unos ángulos de unos pocos grados o pueden caer casi en vertical (90ᵒ), el ángulo medio es de unos 45⁰. El ángulo al que la litosfera oceánica desciende en la astenosfera depende de su densidad. Los ángulos bajos suelen provocar una interacción considerable entre la placa descendente y la placa superior, por lo que esas regiones experimentan grandes terremotos. Todas las zonas convergentes tienen las mismas características básicas, pero tienen rasgos muy variables. Cada uno está controlado por el tipo de material de la corteza que interviene y por el ambiente tectónico. Los bordes convergentes se pueden formar entre dos placas oceánicas; una placa oceánica y una continental o dos placas continentales.
       • Convergencia oceánica-continental: si el borde frontal de una placa con corteza continental converje con una capa de litosfera oceánica, entonces el bloque continental flotará, mientras que la placa oceánica más densa se hundirá en el manto. Cuando una placa oceánica descendente alcanza una profundidad de unos 100 kilómetros, se desencadena la fusión dentro de la cuña de la astenosfera caliente suprayacente, ya que los componentes volátiles (principalmente el agua) actúan igual que la sal en la fusión del hielo. Es decir, la roca «húmeda», en un ambiente de alta presión, se funde a temperaturas inferiores que la roca «seca» de la misma composición.
         • A medida que la placa se hunde (sedimentos y la corteza oceánica), el agua es «expulsada» de los espacios porosos conforme aumenta la presión de confinamiento. A profundidades mayores, el calor y la presión extraen el agua de los minerales hidratados (anfíboles). A una profundidad aproximada de 100 km y a varios km del borde superior de la capa oceánica en subducción, se da el proceso, de fusión parcial en el manto por la intrusión de agua, esto genera tan sólo un 10 % de material fundido, que se entremezcla con la roca del manto no fundida. Como es menos densa que el manto que la rodea, esta mezcla móvil y caliente (magma) asciende hacia la superficie como una estructura en forma de gota; estos magmas derivados del manto pueden ascender a través de la corteza y provocar una erupción volcánica. Mucha de esta roca fundida nunca alcanza la superficie pues se solidifica en profundidad donde contribuye a aumentar el grosor de la corteza.
         • La fusión parcial de la roca del manto genera roca fundida con una composición basáltica parecida a la de las erupciones que se producen en la isla de Hawaii. En un ambiente continental, el magma basáltico suele fundirse y asimila algunas de las rocas de la corteza a través de las que asciende. El resultado es la formación de un magma rico en sílice (SiO2) con una composición andesítica, cuando ésta alcanzan la superficie, suelen provocar erupciones explosivas, generando grandes columnas de cenizas y gases volcánicos como la erupción del Monte Santa Helena en 1980.
         • Montañas como las de los Andes, que se producen en parte por la actividad volcánica asociada con la subducción de la litosfera oceánica, se denominan arcos volcánicos continentales. Los volcanes de los Andes son el producto del magma generado por la subducción de la placa de Nazca por debajo del continente sudamericano. La cordillera Cascade de Washington, Oregón y California sigue estando activa por la subducción de la placa de Juan de Fuca.
       • Convergencia oceánica-oceánica: cuando convergen dos placas oceánicas, una desciende por debajo de la otra, iniciando la actividad volcánica por el mismo mecanismo que actúa en un borde convergente oceánico-continental. El agua «expulsada» de la capa de litosfera oceánica subducente provoca la fusión en la cuña suprayacente de roca del manto. En este caso, los volcanes crecen desde el fondo oceánico antes que sobre una plataforma continental. Cuando la subducción se mantiene, acabará por construir cadenas de estructuras volcánicas que emergen como islas. éstas suelen estar separadas por cerca de 80 km y están formadas sobre dorsales sumergidas de unos cuantos centenares de km de anchura, consisten en una cadena en forma de arco de pequeñas islas volcánicas se denomina arco volcánico o arco insular.
         • Las Aleutianas, las islas Marianas y las Tonga, son ejemplos de arcos de islas volcánicas. Arcos de islas como éstos están localizados generalmente a 100-300 kilómetros de una fosa submarina. Adyacentes a los arcos de islas antes mencionados se encuentran la fosa de las Aleutianas, la fosa de las Marinas y la fosa de las Tonga. La mayoría de los arcos de islas volcánicas están localizados en el Pacífico occidental, la corteza Pacífica en subducción es relativamente antigua y densa y, por lo que se hundirá fácilmente en el manto (ángulo de descenso 90⁰), muchas de esas zonas de subducción carecen de los grandes terremotos que están asociados con algunas otras zonas convergentes, como la fosa Perú-Chile.
         • Hay dos arcos de islas volcánicas en el Atlántico: el arco de las Antillas Menores adyacente al mar Caribe, y las islas Sandwich del Sur en el Atlántico sur. Las Antillas Menores son el producto de la subducción de la placa Atlántica debajo de la placa Caribeña. Localizada dentro de este arco se encuentra la isla de la Martinica, donde el volcán Pelée hizo erupción en 1902 destruyendo la ciudad de San Pedro y cobrándose una cantidad estimada en 28.000 vidas humanas, y la isla de Montserrat, donde se ha producido actividad volcánica muy recientemente.
         • Los arcos de islas volcánicas jóvenes son estructuras simples situadas sobre corteza oceánica deformada, con un grosor inferior a los 20 km (arcos de las Tonga, las Aleutianas y las Antillas Menores). Los arcos de islas más antiguos son más complejos y tienen por debajo corteza con un grosor de 20 a 35 km (arco el Japonés y el Indonesio), que se formaron sobre el material generado por episodios anteriores de subducción o, en algunas ocasiones, sobre un pequeño fragmento de corteza continental.
       • Convergencia continental-continental: antes de una colisión continental, las masas de tierra afectadas estaban separadas por una cuenca oceánica. A medida que los bloques continentales convergen, el fondo oceánico entre ellos es subducido debajo de una de las placas e inicia la fusión parcial de las rocas del manto suprayacente, ésto puede provocar la formación de un arco volcánico. cuando una placa oceánica es subducida por debajo de la litosfera continental, se desarrolla un arco volcánico de tipo andino a lo largo del margen del continente. Si la placa en subducción también contiene litosfera continental, la subducción continuada acabará uniendo los dos bloques continentales. Dependiendo de la localización de la zona de subducción, el arco volcánico podría desarrollarse en cualquiera de las masas de tierra convergentes, si la zona de subducción se desarrollara varios centenares de kilómetros hacia el mar desde la costa, se formaría un arco de islas volcánicas.
         • A medida que se consume el fondo oceánico situado entre las placas convergentes, esas masas continentales colisionan, pliegan y deforman los sedimentos acumulados a lo largo del margen continental como si estuvieran colocados en una prensa gigante. El resultado es la formación de una nueva cordillera montañosa compuesta por rocas sedimentarias deformadas y metamorfizadas, fragmentos del arco de islas volcánicas y posiblemente fragmentos de corteza oceánica. Ejemplos de convergencia continental-continental son: el subcontinente de India «embistió» Asia y produjo el Himalaya en esta colisión, la corteza continental se abombó, se fracturó y, en general, se acortó y engrosó. Los Alpes, los Apalaches y los Urales, se formaron durante colisiones continentales.
   • Comprobación del modelo de la tectónica de placas: mediante la tecnología se comprobaron muchas interpretaciones de ideas nuevas y ya existentes sobre la deriva continental y la expansión del fondo oceánico que ayudaron a que la Teoría de tectónica de placas se consolidara y se comprendiera más el funcionamiento de la Tierra.
     • Pruebas procedentes de sondeos oceánicos: las pruebas más convincentes que confirman la expansión del fondo oceánico proceden directamente de los sondeos en los sedimentos del fondo oceánico, la fuente de datos obtenidos del Deep Sea Drilling Project, un programa internacional promocionado por varias instituciones oceanográficas importantes y la National Science Foundation; tenian el objetivo de recoger información de primera mano sobre la edad de las cuencas oceánicas y sus procesos de formación; se construyó un buque para realizar sondeos marinos, el Glomar Challenger, ellos comenzando en agosto de 1968, en el Atlántico sur.
       • En varios sitios, se sondeó a través de todo el grosor de los sedimentos hasta la roca basáltica inferior. Uno de los objetivos era recoger muestras de los sedimentos situados justo por encima de la corteza ígnea como un medio para datar el fondo oceánico en cada lugar. Primeramente encontraron en la corteza oceánica restos de microorganismos en los sedimentos más antiguos (los que reposan directamente en la corteza) que se utilizaron para datar el fondo oceánico en ese lugar; se demostró que la edad de los sedimentos aumentaba a medida que lo hacía la distancia desde la dorsal. Este hallazgo respaldó la hipótesis de expansión del fondo oceánico, que predecía que la corteza oceánica más joven se encontraría en la cresta de la dorsal y que la corteza oceánica más antigua estaría en los márgenes continentales.
       • Los datos procedentes del Deep Sea Drilling Project reforzó la idea de que las cuencas oceánicas son geológicamente jóvenes, porque no se encontró sedimentos con edades superiores a los 180 millones de años. El grosor de los sedimentos del fondo oceánico proporcionó una verificación adicional de su expansión. Las muestras de perforación del Glomar Challenger revelaron que los sedimentos están casi por completo ausentes en la cresta de la dorsal y que el grosor de los sedimentos aumenta con la distancia a la dorsal.
       • El Ocean Drilling Project sucedió al Deep Sea Drilling Project, buque perforador más avanzado tecnológicamente, el JOIDES Resolution continúa ahora el trabajo del Glomar Challenger. El JOIDES Resolution puede perforar en aguas profundas hasta 8.200 metros y contiene laboratorios a bordo equipados con grandes y variados equipos de investigación científica. A finales de 2003, empezó el Integrated Ocean Drilling Program.
     • Puntos calientes y plumas del manto: es un área volcánica, con un flujo térmico elevado y un abombamiento de la corteza que tiene unos pocos cientos de kilómetros de anchura. A medida que la pluma de manto ascendente entra en el ambiente de baja presión de la base de la litosfera, se produce fusión. La manifestación superficial de esa actividad es un punto caliente. Conforme la placa del Pacífico se movió sobre un punto caliente, se formaron estructuras volcánicas sucesivas, como la existencia de una pluma ascendente de material del manto debajo de la isla de Hawaii. estas estructuras volcánicas se formaron aparentemente por el mismo movimiento de la placa del Pacífico sobre plumas del manto fijas. Esta prueba, no sólo apoya el hecho de que las placas se mueven en realidad en relación con el interior de la Tierra, sino que también las «huellas» del punto caliente marcan la dirección del movimiento de la placa.
       • La edad de cada volcán indica el momento en el que se situó sobre la pluma del manto relativamente estacionaria. La cartografía de los montes submarinos (volcanes submarinos) del océano Pacífico reveló varias cadenas de estructuras volcánicas. la más estudiadas se extiende desde las islas Hawaii a la isla Midway y continúa hacia el norte, hacia la fosa de las Aleutianas, es casi continua de islas volcánicas y montes submarinos se llama cadena islas Hawaii-Emperador. La datación radiométrica de estas estructuras demostró que la edad de los volcanes aumenta a medida que se distancian de Hawaii, que es el volcán más joven de la cadena (menos de un millón de años, la isla Midway tiene 27 millones de años y el monte submarino Suiko, cerca de la fosa de las Aleutianas, tiene 65 millones de años). De igual forma, los puntos calientes localizados en el fondo del Atlántico han aumentado nuestro conocimiento sobre la migración de las masas de tierra después de la fragmentación de Pangea.
       • La mayoría de plumas del manto son estructuras muy antiguas que parecen mantener posiciones relativamente fijas dentro del manto. La investigación sugiere que al menos algunas plumas del manto se originan a gran profundidad, quizás en el límite manto-núcleo. Otras, en cambio, pueden tener un origen mucho menos profundo. De los aproximadamente 40 puntos calientes identificados, más de una docena están localizados cerca de centros de expansión. Por ejemplo, la pluma del manto situada debajo de Islandia es responsable de la gran acumulación de rocas volcánicas que se encuentra a lo largo de la sección septentrional de la dorsal Centroatlántica.
   • Medición del movimiento de las placas: Se han utilizado algunos métodos para establecer la dirección y la velocidad del movimiento de las placas: las «huellas» de los puntos calientes como los de la cadena de islas Hawaii-Emperador, la longitud de esta cadena volcánica y el intervalo de tiempo entre la formación de la estructura más antigua (el monte submarino Suiko) y la estructura más joven (Hawaii). En este caso, la cadena volcánica mide unos 3.000 kilómetros de longitud y se formó durante los últimos 65 millones de años, el cálculo de la velocidad media de movimiento da como resultado unos 9 cm al año. La exactitud de este cálculo depende de la posición fija del punto caliente en el manto
     • El paleomagnetismo y los movimientos de placas: El paleomagnetismo almacenado en las rocas del fondo oceánico proporciona un método de medición de las velocidades del movimiento de las placas. Una vez determinadas la edad de la franja magnética y su distancia a la cresta de la dorsal, puede calcularse la velocidad media del movimiento de las placas.
       • La dirección de la expansión del fondo oceánico puede establecerse a partir de las zonas de fractura encontradas en el fondo oceánico. (estas mediciones son el movimiento de una placa en relación con sus vecinas): el límite entre las épocas de Gauss y de Matuyama se sitúa hace unos 2,5 m.a. A lo largo de una sección de la dorsal Centroatlántica, la distancia desde el eje de la dorsal a este límite es de alrededor de 25 km en ambas direcciones, para una distancia total de 50 km. La velocidad de expansión del fondo oceánico de esta sección de la dorsal Centroatlántica es de 50 km cada 2,5 m.a, o de 2 cm al año. Norteamérica se mueve en relación con Europa a una velocidad de aproximadamente 2 cm al año.
         • Los datos obtenidos de éstas y otras técnicas confirman el hecho de que se ha detectado movimiento de placas real. Los cálculos demuestran que Hawaii se mueve hacia el noroeste y se aproxima a Japón a 8,3 centímetros al año. Un punto de Maryland se está alejando de otro en Inglaterra a una velocidad de aproximadamente 1,7 cm al año (una velocidad próxima a la velocidad de expansión de 2,3 cm al año que se estableció a partir de los datos paleomagnéticos).
     • Medición de las velocidades de las placas desde el espacio: En la actualidad es posible medir directamente el movimiento relativo entre placas. Eso se realiza estableciendo periódicamente las localizaciones exactas y, por tanto, la distancia entre dos estaciones de observación situadas en los lados opuestos de un borde de placa. Dos de los métodos utilizados para realizar este cálculo son la Interferometría basal muy larga (VLBI, del inglés Very Long Baseline Interferometry) y una técnica de posicionamiento por satélite que utiliza el Sistema de Posicionamiento Global (GPS). En el sistema de la Interferometría basal muy larga se utilizan grandes radiotelescopios para registrar señales de quásares (objetos casi estelares) muy distantes.
       • La realización de un estudio típico puede tardar un día, utilizando dos radiotelescopios muy separados que observen quizás una docena de quásares, de 5 a 10 veces cada uno. Este esquema proporciona una estimación de la distancia entre estos observatorios con una precisión de unos 2 cm. Repitiendo este experimento más tarde, los investigadores pueden establecer el movimiento relativo de estos lugares. Este método ha sido particularmente útil para establecer los movimientos a gran escala de las placas, como la separación que se está produciendo entre Estados Unidos y Europa.
       • En el Sistema de Posicionamiento Global se utilizan numerosos satélites en lugar de una fuente extragaláctica para medir con precisión la localización de un punto determinado en la superficie terrestre. Utilizando dos receptores de GPS muy separados, pueden utilizarse las señales obtenidas por estos instrumentos para calcular sus posiciones relativas con una precisión considerable. Se ha demostrado que las técnicas en las que se utilizan receptores de GPS son útiles para establecer los movimientos a pequeña escala de la corteza como los que se producen a lo largo de las fallas en regiones tectónicamente activas.
   • Bordes de falla transformante (bordes pasivos): las placas se desplazan una al lado de la otra sin producir ni destruir litosfera. H. Tuzo Wilson (1965) sugirió que la Tierra estaba compuesta por placas individuales, identificó las fallas a lo largo de las cuales es posible el movimiento relativo entre las placas. La mayoría de las fallas transformantes une dos segmentos de una dorsal centrooceánica, son parte de unas líneas prominentes de rotura en la corteza oceánica conocidas como zonas de fractura, abarcan las fallas transformantes y sus extensiones inactivas en el interior de las placas. La actividad sísmica desencadena los movimientos ocurridos a lo largo de los sistemas de fallas.
     • La placa de Juan de Fuca se mueve en dirección sureste, y es finalmente subducida bajo la costa occidental de Estados Unidos. El extremo sur de esta placa está limitado por la falla transformante de Mendocino. Este borde de falla transformante conecta la dorsal de Juan de Fuca con la zona de subducción de Cascade. Por consiguiente, facilita el movimiento del material de la corteza creado en la dorsal hasta su destino, debajo del continente norteamericano.
     • La mayoría de las fallas transformantes está localizada dentro de las cuencas oceánicas, y pocas atraviesan la corteza continental como: la falla de San Andrés, en California, la falla Alpina, en Nueva Zelanda. La falla de San Andrés conecta un centro de expansión en el golfo de California con la zona de subducción Cascade y la falla transformante de Mendocino, localizada a lo largo de la costa noroccidental de Estados Unidos. A lo largo de la falla de San Andrés, la placa del Pacífico se mueve hacia el noroeste. Si este movimiento continúa, esta parte de California al oeste de la zona de falla, que abarca la península de la Baja California, acabará convirtiéndose en una isla separada de la costa occidental de Estados Unidos y Canadá. Podrá alcanzar Alaska.
   • ¿Qué impulsa los movimientos de las placas? Se ha llegado al acuerdo de que: El flujo convectivo del manto rocoso de 2.900 km de espesor (donde las rocas calientes y flotantes ascienden y el material más frío y denso se hunde) es la fuerza impulsora subyacente que provoca el movimiento de las placas; La convección del manto y la tectónica de placas forman parte del mismo sistema. Las placas oceánicas en subducción conducen la porción fría de la corriente de convección que se mueve hacia abajo, mientras el afloramiento somero; oceánicas y las plumas calientes del manto son la rama de flujo ascendente del mecanismo convectivo; Los movimientos lentos de las placas terrestres y el manto son dirigidos por la distribución desigual del calor en el interior de la Tierra. Esta corriente es el mecanismo que transmite el calor del núcleo de la Tierra y lo hace ascender a través del manto.
     • Fuerzas que impulsan el movimiento de las placas: Existen varias fuerzas que actúan sobre las placas terrestres: algunas de ellas son fuerzas impulsoras, otras se oponen al movimiento de las placas. Las fuerzas impulsoras son: la fuerza de arrastre de la placa, la fuerza de empuje de la dorsal y la fuerza de succión de la placa; las fuerzas que tienden a impedir el movimiento de las placas son la fuerza de resistencia de la placa y la fuerza de arrastre del manto.
       • Existe acuerdo general en que la subducción de las capas frías y densas de la litosfera oceánica es la principal fuerza impulsora del movimiento de las placas. A medida que estas capas se hunden en la astenosfera, «tiran de» la placa a remolque. Este fenómeno, denominado fuerza de arrastre de la placa, se produce porque las capas antiguas de la litosfera oceánica son más densas que la astenosfera subyacente y, por tanto, se «hunden como una roca». La fuerza de empuje de la dorsal es un mecanismo accionado por la gravedad es consecuencia de la posición elevada de la dorsal oceánica, que hace que las capas de la litosfera se «deslicen» hacia abajo por los flancos de la dorsal.
         • Otra fuerza impulsora se produce por el arrastre de una placa en subducción en el manto adyacente. El resultado es una circulación inducida del manto que empuja ambas placas, la subducida y la superpuesta hacia la fosa. Dado que esta corriente de manto tiende a «succionar» las placas cercanas (de una manera parecida a cuando se saca el tapón de la bañera), se denomina fuerza de succión de la placa. Aun cuando una placa en subducción se separe de la placa suprayacente, ésta continuará su descenso por la corriente en el manto y, por consiguiente, continuará provocando el movimiento de placas.
       • Fuerza de arrastre del manto y fuerza de resistencia de la placa: la resistencia que contrarrestan el movimiento de las placas (fricción) se produce cuando una placa en subducción roza contra una placa superpuesta. La cantidad de resistencia a lo largo de una zona de subducción se calcula a partir de la actividad sísmica. Debajo de la placa, la fuerza de arrastre del manto ayuda a producir el movimiento de las placas cuando la corriente de la astenosfera tiene la misma dirección y su magnitud supera la de la placa; a menudo la fuerza de arrastre del manto actúa en la dirección opuesta y contrarresta el movimiento de la placa. La fuerza de arrastre del manto por debajo de los continentes es varias veces mayor que por debajo de la litosfera oceánica, porque la litosfera continental es más gruesa que la litosfera oceánica y, por tanto, se extiende a más profundidad en el manto, donde el material es más viscoso (menos fluido).
     • Modelos de convección placas-manto: Cualquier modelo de convección placa-manto debe ser coherente con las propiedades fisicoquímicas del manto. También debe explicar por qué las lavas basálticas que entran en erupción a lo largo de la dorsal oceánica tienen una composición bastante homogénea y carecen de algunos elementos traza.
       • Estratificación a 660 kilómetros: modelo estratificado, tiene dos zonas de convección: una capa convectiva delgada por encima de los 660 km y otra gruesa situada debajo. Este modelo ofrece una explicación de por qué las lavas basálticas que entran en erupción a lo largo de las dorsales oceánicas tienen una composición algo diferente de las lavas que entran en erupción en Hawaii como consecuencia de la actividad de los puntos calientes. Los basaltos de la dorsal centrooceánica proceden de la capa convectiva superior, que está bien mezclada, mientras que la pluma del manto que alimenta los volcanes hawaianos utiliza una fuente más profunda, más primitiva, que reside en la capa convectiva inferior. Las imágenes sísmicas han demostrado que las placas en subducción de la litosfera oceánica fría pueden atravesar el límite de los 660 kilómetros. La litosfera en subducción debería servir para mezclar la superior y la inferior. Por tanto, la estructura estratificada del manto se destruiría.
       • Convección de todo el manto: En un modelo de convección de todo el manto, las placas de litosfera oceánica fría descienden al manto inferior, agitando así todo el manto. A la vez, las plumas del manto caliente que se generan cerca del límite manto-núcleo transportan el calor hacia la superficie. Se ha sugerido que a las velocidades extremadamente lentas de la convección, habría rocas del manto primitivo (con todos sus componentes) en cantidades suficientes para alimentar las plumas del manto ascendentes. Sin embargo, estudios recientes han demostrado que la mezcla de todo el manto haría que éste se mezclara en cuestión de unos pocos centenares de millones de años. Esta mezcla tendería a eliminar la fuente de magma primitivo observada en el volcanismo de puntos calientes.
       • Modelo de capa profunda: una posibilidad es la estratificación más profunda del manto. Se ha descrito un modelo de capa profunda como analogía de una «lámpara de lava» en una localización baja. Una pequeña cantidad de material de la capa inferior asciende mientras las plumas del manto generan volcanismo de puntos calientes en la superficie. Este modelo proporciona las dos fuentes del manto químicamente distintas que los datos observacionales necesitan. Además, es compatible con las imágenes sísmicasque muestran el hundimiento de las placas litosféricas frías en las profundidades del manto. Existen muy pocas pruebas sísmicas que sugieran la existencia de una capa profunda del manto de esta naturaleza, a excepción de una capa muy delgada situada justo encima del límite manto-núcleo.
         • Aunque todavía hay mucho que aprender sobre los mecanismos que provocan el movimiento de las placas, algunos hechos son claros. La distribución desigual del calor en el interior de la tierra genera algún tipo de convección térmica que acaba produciendo el movimiento de las placas y el manto. Las placas litosféricas descendentes que sirven para transportar material frío al manto proporcionan la principal fuerza impulsora. Además, las plumas del manto, que se generan en el límite núcleo- manto, transportan calor desde el núcleo hacia el manto.
   • La importancia de la teoría de la tectónica de placas: es la primera teoría que proporciona una visión de los procesos que produjeron las principales estructuras de la superficie terrestre (continentes, cuencas oceánicas). Varias ramas de la Geología se han unido para proporcionar una mejor comprensión del funcionamiento de nuestro dinámico planeta (explicaciones para la distribución geológica de los terremotos, los volcanes y los cinturones montañosos). Se puede explicar las distribuciones de plantas y animales en el pasado geológico, la distribución de los depósitos de minerales económicamente importantes. Pese a su utilidad para explicar muchos de los procesos geológicos a gran escala que operan en la Tierra, la tectónica de placas no se comprende por completo.
     • Mediante pruebas fundamentales, los modelos iniciales se han ido modificando y ampliando para convertirse en la teoría de la tectónica de placas que hoy conocemos, la cual se perfeccionará conforme se obtengan más datos y observaciones y pese a ser una herramienta poderosa, es un modelo evolutivo de los procesos dinámicos de la Tierra.