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Los colores indican la edad de la corteza oceánica, donde más rojo indica una edad más joven y más azul indica una edad más avanzada. Las líneas representan los límites de las placas tectónicas.
Corteza continental y oceánica en el manto terrestre superior

La corteza oceánica es la capa superior de la porción oceánica de una placa tectónica . Está compuesta por la corteza oceánica superior, con lavas almohadilladas y un complejo de diques , y la corteza oceánica inferior , compuesta por troctolita , gabro y acumulados ultramáficos . [1] [2] La corteza cubre la capa solidificada y más alta del manto . La corteza y la capa del manto sólido juntas constituyen la litosfera oceánica .

La corteza oceánica está compuesta principalmente por rocas máficas , o sima , que es rica en hierro y magnesio. Es más delgada que la corteza continental , o sial , generalmente de menos de 10 kilómetros de espesor; sin embargo, es más denso, con una densidad media de aproximadamente 3,0 gramos por centímetro cúbico en comparación con la corteza continental que tiene una densidad de aproximadamente 2,7 gramos por centímetro cúbico. [3] [4]

La corteza superior es el resultado del enfriamiento del magma derivado del material del manto debajo de la placa. El magma se inyecta en el centro de expansión, que consiste principalmente en una masa de cristales parcialmente solidificados derivados de inyecciones anteriores, formando lentes de magma que son la fuente de los diques que alimentan las lavas almohadilladas suprayacentes. [5] A medida que las lavas se enfrían, en la mayoría de los casos se modifican químicamente por el agua de mar. [6] Estas erupciones ocurren principalmente en las dorsales oceánicas, pero también en puntos calientes dispersos, y también en ocurrencias raras pero poderosas conocidas como erupciones de basalto de inundación . Pero la mayor parte del magma cristaliza en profundidad, dentro delcorteza oceánica inferior . Allí, el magma recién introducido puede mezclarse y reaccionar con la masa de cristales y rocas preexistentes. [7]

Composición [ editar ]

Ver también: litosfera oceánica

Aunque aún no se ha perforado una sección completa de la corteza oceánica, los geólogos tienen varias pruebas que les ayudan a comprender el fondo del océano. Las estimaciones de composición se basan en análisis de ofiolitos (secciones de la corteza oceánica que se empujan y se conservan en los continentes), comparaciones de la estructura sísmica de la corteza oceánica con determinaciones de laboratorio de velocidades sísmicas en tipos de rocas conocidas y muestras recuperadas de la fondo del océano mediante sumergibles , dragado (especialmente de crestas de cordilleras y zonas de fractura ) y perforación. [8] La corteza oceánica es significativamente más simple que la corteza continental y generalmente se puede dividir en tres capas.[9] Segúnexperimentos de física mineral , a presiones de manto más bajas, la corteza oceánica se vuelve más densa que el manto circundante. [10]

  • La capa 1 tiene un espesor medio de 0,4 km. Consiste en sedimentos no consolidados o semiconsolidados , generalmente delgados o incluso no presentes cerca de las dorsales oceánicas, pero se espesan más lejos de la cresta. [11] Cerca de los márgenes continentales, los sedimentos son terrígenos , es decir, derivados de la tierra, a diferencia de los sedimentos de aguas profundas que están formados por minúsculas conchas de organismos marinos, generalmente calcáreos y silíceos, o pueden estar formados por cenizas volcánicas y sedimentos terrígenos transportados por la turbidez. corrientes . [12]
  • La capa 2 podría dividirse en dos partes: capa 2A - capa volcánica superior de 0,5 km de espesor de basalto vítreo a finamente cristalino , generalmente en forma de almohadilla basalto , y capa 2B - capa de 1,5 km de espesor compuesta de diques de diabasa . [13]
  • La capa 3 está formada por un enfriamiento lento del magma debajo de la superficie y consiste en gabros de grano grueso y rocas ultramáficas acumuladas . [14] Constituye más de dos tercios del volumen de la corteza oceánica con casi 5 km de espesor. [15]

Geoquímica [ editar ]

Las rocas volcánicas más voluminosas del fondo del océano son los basaltos de las dorsales oceánicas, que se derivan de magmas toleíticos bajos en potasio . Estas rocas tienen bajas concentraciones de iones de gran litofilos elementos (LILE), elementos de tierras raras de luz (LREE), elementos volátiles y otros altamente elementos incompatibles . Se pueden encontrar basaltos enriquecidos con elementos incompatibles, pero son raros y están asociados con puntos calientes de cordilleras oceánicas como los alrededores de las Islas Galápagos , las Azores e Islandia . [dieciséis]

Antes de la Era Neoproterozoica, hace 1000 Ma , la corteza oceánica del mundo era más máfica que la actual. La naturaleza más máfica de la corteza significaba que se podían almacenar mayores cantidades de moléculas de agua ( OH ) en las partes alteradas de la corteza. En subducción zonas de esta corteza mafic era propenso a metamorfosearse en greenschist en lugar de blueschist en ordinarios facies blueschist . [17]

Ciclo de vida [ editar ]

La corteza oceánica se crea continuamente en las dorsales oceánicas. A medida que las placas divergen en estas crestas, el magma se eleva hacia el manto superior y la corteza. A medida que se aleja de la cresta, la litosfera se vuelve más fría y densa, y el sedimento se acumula gradualmente sobre ella. La litosfera oceánica más joven se encuentra en las dorsales oceánicas y envejece progresivamente lejos de las dorsales. [18]

A medida que el manto se eleva, se enfría y se derrite, a medida que la presión disminuye y atraviesa el sólido . La cantidad de masa fundida producida depende solo de la temperatura del manto a medida que se eleva. Por tanto, la mayor parte de la corteza oceánica tiene el mismo grosor (7 ± 1 km). Las crestas que se esparcen muy lentamente (<1 cm · año -1 a la mitad de la tasa) producen una corteza más delgada (4-5 km de espesor) ya que el manto tiene la posibilidad de enfriarse con el afloramiento y, por lo tanto, cruza el solidus y se derrite a menor profundidad, produciendo así menos derretimiento y corteza más fina. Un ejemplo de esto es Gakkel Ridge bajo el Océano Ártico . Se encuentra una corteza más gruesa que la media por encima de las plumascomo el manto es más caliente y por lo tanto cruza el solidus y se derrite a una mayor profundidad, creando más derretimiento y una corteza más gruesa. Un ejemplo de esto es Islandia, que tiene una corteza de ~ 20 km de espesor. [19]

La edad de la corteza oceánica se puede utilizar para estimar el grosor (térmico) de la litosfera, donde la corteza oceánica joven no ha tenido tiempo suficiente para enfriar el manto debajo de ella, mientras que la corteza oceánica más antigua tiene una litosfera de manto más gruesa debajo. [20] La litosfera oceánica se subduce en lo que se conoce como límites convergentes . Estos límites pueden existir entre la litosfera oceánica en una placa y la litosfera oceánica en otra, o entre la litosfera oceánica en una placa y la litosfera continental en otra. En la segunda situación, la litosfera oceánica siempre se subduceporque la litosfera continental es menos densa. El proceso de subducción consume la litosfera oceánica más antigua, por lo que la corteza oceánica rara vez tiene más de 200 millones de años. [21] El proceso de formación y destrucción del supercontinente mediante ciclos repetidos de creación y destrucción de la corteza oceánica se conoce como ciclo de Wilson .

La corteza oceánica a gran escala más antigua se encuentra en el Pacífico occidental y el Atlántico noroeste  ; ambas tienen entre 180 y 200 millones de años. Sin embargo, partes del Mediterráneo oriental podrían ser restos del océano de Tetis , mucho más antiguo , de unos 270 millones de años y hasta 340 millones de años. [22] [23] [24]

Anomalías magnéticas [ editar ]

Artículo principal: Extensión del lecho marino

La corteza oceánica muestra un patrón de líneas magnéticas, paralelas a las dorsales oceánicas, congeladas en el basalto . Un patrón simétrico de líneas magnéticas positivas y negativas emana de la dorsal oceánica. [25] La nueva roca está formada por magma en las dorsales oceánicas y el fondo del océano se extiende desde este punto. Cuando el magma se enfría para formar una roca, su polaridad magnética se alinea con las posiciones actuales de los polos magnéticos de la Tierra. El nuevo magma luego obliga al magma enfriado más antiguo a alejarse de la cresta. Este proceso da como resultado secciones paralelas de la corteza oceánica de polaridad magnética alterna.

Ver también [ editar ]

  • Discontinuidad de Mohorovičić
  • Placas tectónicas
  • Profundidad del fondo marino versus edad

Notas [ editar ]

  1. ^ Gillis et al (2014). Gabros primitivos en capas de la corteza oceánica inferior de rápida expansión. Naturaleza 505, 204-208
  2. ^ Pirajno F. (2013). Depósitos de mineral y plumas del manto . Saltador. pag. 11. ISBN 9789401725026.
  3. ^ Cogley 1984
  4. ^ Rogers, N., ed. (2008). Una introducción a nuestro planeta dinámico . Cambridge University Press y The Open University . pag. 19. ISBN 978-0-521-49424-3.
  5. ^ Sinton JM; Detrick RS (1992). "Cámaras de magma de la dorsal oceánica" . Revista de Investigaciones Geofísicas . 97 (B1): 197–216. Código bibliográfico : 1992JGR .... 97..197S . doi : 10.1029 / 91JB02508 .
  6. ^ H. Elderfield (2006). Los océanos y la geoquímica marina. Elsevier. págs. 182–. ISBN 978-0-08-045101-5 . 
  7. ^ Lissenberg, CJ, MacLeod, CJ, Horward, KA y Godard, M. (2013). Migración generalizada del deshielo reactivo a través de la corteza oceánica inferior de rápida expansión (Hess Deep, Océano Pacífico ecuatorial). Planeta Tierra. Sci. Letón. 361, 436–447. doi: 10.1016 / j.epsl.2012.11.012
  8. ^ Kodaira, S., Noguchi, N., Takahashi, N., Ishizuka, O. y Kaneda, Y. (2010). Evolución de la corteza oceánica del arco anterior a la corteza del arco insular: un estudio sísmico a lo largo del arco anterior de Izu-Bonin. Revista de investigación geofísica: Tierra sólida, 115 (B9), N / a.
  9. ^ Hansteen, Thor H; Troll, Valentin R. (14 de febrero de 2003). "Composición isotópica de oxígeno de xenolitos de la corteza oceánica y edificio volcánico bajo Gran Canaria (Islas Canarias): consecuencias para la contaminación cortical de magmas ascendentes" . Geología química . 193 (3): 181-193. Código bibliográfico : 2003ChGeo.193..181H . doi : 10.1016 / S0009-2541 (02) 00325-X . ISSN 0009-2541 . 
  10. ^ Li, M. y McNamara, A. (2013). La dificultad para que la corteza oceánica subducida se acumule en el límite entre el núcleo y el manto de la Tierra. Revista de investigación geofísica: Tierra sólida, 118 (4), 1807-1816.
  11. ^ Peter Laznicka (2 de septiembre de 2010). Depósitos metálicos gigantes: fuentes futuras de metales industriales. Springer Science & Business Media. págs. 82–. ISBN 978-3-642-12405-1 . 
  12. ^ DR Bowes (1989) La enciclopedia de petrología ígnea y metamórfica , Van Nostrand Reinhold ISBN 0-442-20623-2 
  13. ^ Yildirim Dilek (1 de enero de 2000). Ofiolitas y corteza oceánica: nuevos conocimientos de los estudios de campo y el programa de perforación oceánica. Sociedad Geológica de América. págs. 506–. ISBN 978-0-8137-2349-5 . 
  14. ^ Gillis et al (2014). Gabros primitivos en capas de la corteza oceánica inferior de rápida expansión. Naturaleza 505, 204-208
  15. ^ Jon Erickson (14 de mayo de 2014). Tectónica de placas: desentrañando los misterios de la Tierra. Publicación de Infobase. págs. 83–. ISBN 978-1-4381-0968-8 . 
  16. ^ Clare P. Marshall, Rhodes W. Fairbridge (1999) Enciclopedia de geoquímica , Kluwer Academic Publishers ISBN 0-412-75500-9 
  17. ^ Palin, Richard M .; Blanco, Richard W. (2016). "Aparición de esquistos azules en la Tierra vinculada a cambios seculares en la composición de la corteza oceánica" . Geociencias de la naturaleza . 9 (1): 60. Bibcode : 2016NatGe ... 9 ... 60P . doi : 10.1038 / ngeo2605 .
  18. ^ "Comprensión de los movimientos de las placas [This Dynamic Earth, USGS]" . pubs.usgs.gov . Consultado el 16 de abril de 2017 .
  19. ^ CMR Fowler (2005) La tierra sólida (2a ed.) , Cambridge University Press ISBN 0-521-89307-0 
  20. ^ McKenzie, Dan; Jackson, James; Priestley, Keith (mayo de 2005). "Estructura térmica de la litosfera oceánica y continental". Letras de Ciencias de la Tierra y Planetarias . 233 (3–4): 337–349. doi : 10.1016 / j.epsl.2005.02.005 .
  21. ^ Condie, KC 1997. Tectónica de placas y evolución de la corteza (4ª edición). 288 página, Butterworth-Heinemann Ltd.
  22. ^ Müller, R. Dietmar (abril de 2008). "Edad, tasas de propagación y asimetría de propagación de la corteza oceánica del mundo" . Geoquímica, Geofísica, Geosistemas . 9 (4): Q04006. Código Bibliográfico : 2008GGG ..... 9.4006M . doi : 10.1029 / 2007GC001743 .
  23. ^ Benson, Emily (15 de agosto de 2016). "La corteza oceánica más antigua del mundo se remonta al antiguo supercontinente" . www.newscientist.com . Nuevo científico . Consultado el 11 de septiembre de 2016 .
  24. ^ "Investigador descubre corteza oceánica de 340 millones de años en el mar Mediterráneo utilizando datos magnéticos" . www.sciencedaily.com . Science Daily . 15 de agosto de 2016 . Consultado el 11 de septiembre de 2016 .
  25. ^ Pitman, WC; Herron, EM; Heirtzler, JR (15 de marzo de 1968). "Anomalías magnéticas en el Pacífico y expansión del fondo marino". Revista de Investigaciones Geofísicas . 73 (6): 2069-2085. Código Bibliográfico : 1968JGR .... 73.2069P . doi : 10.1029 / JB073i006p02069 . ISSN 2156-2202 . 

Referencias [ editar ]

  • Marshak, Stephen (2005). Tierra: Retrato de un planeta . págs. 41–87.
  • McDuff, Russell E .; Heath, G. Ross. "Océano 540: litosfera oceánica; tectónica de placas; topografía del fondo marino" . Escuela de Oceanografía, Universidad de Washington . Consultado el 9 de agosto de 2009 .