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corteza oceánica

Mapa de la corteza oceánica terrestre, donde los colores indican su edad. Los tonos más claros indican una edad más joven, y los tonos más oscuros, una edad más antigua. Las lín...

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Mapa de la corteza oceánica terrestre, donde los colores indican su edad. Los tonos más claros indican una edad más joven, y los tonos más oscuros, una edad más antigua. Las líneas representan los límites de las placas tectónicas.
Corteza continental y oceánica en el manto superior de la Tierra.

La corteza oceánica es la capa superior de la porción oceánica de las placas tectónicas . 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 cumulados ultramáficos . [ 1 ] [ 2 ] La corteza se encuentra sobre la capa superior rígida del manto . La corteza y la capa superior rígida del manto juntas constituyen la litosfera oceánica .

La corteza oceánica está compuesta principalmente de rocas máficas , o sima , ricas en hierro y magnesio. Es más delgada que la corteza continental , o sial , generalmente con menos de 10 kilómetros de espesor; sin embargo, es más densa, 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 ]

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 cristalina parcialmente solidificada derivada de inyecciones anteriores, formando lentes de magma que son la fuente de los diques laminares que alimentan las lavas almohadilladas suprayacentes. [ 4 ] A medida que las lavas se enfrían, en la mayoría de los casos, son modificadas químicamente por el agua de mar. [ 5 ] Estas erupciones ocurren principalmente en dorsales oceánicas, pero también en puntos calientes dispersos, y también en raras pero poderosas erupciones conocidas como basaltos de inundación . Pero la mayor parte del magma cristaliza en profundidad, dentro de la corteza oceánica inferior . Allí, el magma recién intruido puede mezclarse y reaccionar con la masa cristalina y las rocas preexistentes. [ 6 ]

Composición

Aunque aún no se ha perforado una sección completa de la corteza oceánica, los geólogos cuentan con varias evidencias que les ayudan a comprender el fondo marino. Las estimaciones de composición se basan en análisis de ofiolitas (secciones de corteza oceánica que se superponen 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 roca conocidos, y muestras recuperadas del fondo marino mediante sumergibles , dragado (especialmente de crestas de dorsales y zonas de fractura ) y perforación. [ 7 ] La corteza oceánica es significativamente más simple que la corteza continental y generalmente se puede dividir en tres capas. [ 8 ] Según experimentos de física mineral , a presiones más bajas del manto, la corteza oceánica se vuelve más densa que el manto circundante. [ 9 ]

  • La capa 1 tiene un  espesor promedio de 0,4 km. Consiste en sedimentos no consolidados o semiconsolidados , generalmente delgados o incluso ausentes cerca de las dorsales oceánicas , pero más gruesos a medida que se alejan de ellas. [ 10 ] Cerca de los márgenes continentales, el sedimento es terrígeno , es decir, derivado de la tierra, a diferencia de los sedimentos de aguas profundas, que están formados por diminutas conchas de organismos marinos, generalmente calcáreos y silíceos, o pueden estar formados por ceniza volcánica y sedimentos terrígenos transportados por corrientes de turbidez . [ 11 ]
  • La capa 2 podría dividirse en dos partes: la capa 2A es una  capa volcánica superior de 0,5 km de espesor compuesta de basalto vítreo a finamente cristalino , generalmente en forma de basalto almohadillado . La capa 2B es una  capa de 1,5 km de espesor compuesta de diques de diabasa . [ 12 ]
  • La capa 3 se forma por el enfriamiento lento del magma bajo la superficie y consta de gabro de grano grueso y rocas ultramáficas acumuladas . [ 13 ] Constituye más de dos tercios del volumen de la corteza oceánica con casi 5 km de espesor. [ 14 ] 

Geoquímica

Las rocas volcánicas más voluminosas del fondo oceánico son los basaltos de dorsal oceánica, que se derivan de magmas toleíticos con bajo contenido de potasio . Estas rocas presentan bajas concentraciones de elementos litófilos de iones grandes (LILE), elementos de tierras raras ligeras (LREE), elementos volátiles y otros elementos altamente incompatibles . Si bien se pueden encontrar basaltos enriquecidos con elementos incompatibles, son raros y se asocian con puntos calientes de dorsal oceánica, como los alrededores de las Islas Galápagos , las Azores e Islandia . [ 15 ]

Antes de la Era Neoproterozoica , hace 1000 millones de años , la corteza oceánica mundial era más máfica que la actual. Esta mayor composición máfica implicaba que se podían almacenar mayores cantidades de moléculas de agua ( OH ) en las partes alteradas de la corteza. En las zonas de subducción , esta corteza máfica era propensa a metamorfosearse en esquistos verdes en lugar de esquistos azules en la facies de esquistos azules ordinaria . [ 16 ]

Ciclo vital

La corteza oceánica se crea continuamente en las dorsales oceánicas. A medida que las placas continentales divergen en estas dorsales, el magma asciende al manto superior y a la corteza. Conforme las placas continentales se alejan de la dorsal, las rocas recién formadas se enfrían y comienzan a erosionarse, acumulándose gradualmente sedimentos sobre ellas. Las rocas oceánicas más jóvenes se encuentran en las dorsales oceánicas, y su edad aumenta progresivamente a medida que nos alejamos de ellas. [ 17 ]

A medida que el manto asciende, se enfría y se funde, ya que la presión disminuye y cruza el sólidus . La cantidad de material fundido producido depende únicamente de la temperatura del manto durante su ascenso. Por lo tanto, la mayor parte de la corteza oceánica tiene el mismo espesor (7 ± 1  km). Las dorsales de expansión muy lentas (<1  cm·año⁻¹ a media velocidad) producen una corteza más delgada (4-5  km de espesor), ya que el manto tiene la oportunidad de enfriarse durante el ascenso y, por lo tanto, cruza el sólidus y se funde a menor profundidad, produciendo así menos material fundido y una corteza más delgada. Un ejemplo de esto es la dorsal de Gakkel bajo el océano Ártico . Se encuentra una corteza más gruesa de lo normal sobre las plumas, ya que el manto está más caliente y, por lo tanto, cruza el sólidus y se funde a mayor profundidad, creando más material fundido y una corteza más gruesa. Un ejemplo de esto es Islandia , que tiene una corteza de ~20  km de espesor. [ 18 ]

La edad de la corteza oceánica se puede utilizar para estimar el espesor (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 del manto más gruesa debajo de ella. [ 19 ] La litosfera oceánica 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 subduce porque 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. [ 20 ] El proceso de formación y destrucción de supercontinentes a través de ciclos repetidos de creación y destrucción de corteza oceánica se conoce como el Ciclo de Wilson .

La corteza oceánica a gran escala más antigua se encuentra en el Pacífico occidental y el Atlántico noroccidental  ; ambas tienen entre 180 y 200 millones de años. Sin embargo, partes del Mediterráneo oriental podrían ser remanentes del mucho más antiguo océano Tetis , con una antigüedad de entre 270 y 340 millones de años. [ 21 ] [ 22 ] [ 23 ]

anomalías magnéticas

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. [ 24 ] El magma forma roca nueva en las dorsales oceánicas, y el fondo oceánico se extiende desde este punto. Cuando el magma se enfría para formar roca, su polaridad magnética se alinea con las posiciones actuales de los polos magnéticos de la Tierra. El nuevo magma entonces empuja al magma enfriado más antiguo lejos de la dorsal. Este proceso da como resultado secciones paralelas de corteza oceánica con polaridad magnética alterna.

Véase también

Notas

  1. ↑ Gillis et al. (2014). Gabros estratificados primitivos de la corteza oceánica inferior de rápida expansión. Nature 505, 204-208
  2. ↑ Pirajno F. (2013). Yacimientos minerales y plumas del manto . Springer. pág.  11. ISBN 9789401725026.
  3. ↑ Rogers, N., ed. (2008). Introducción a nuestro planeta dinámico . Cambridge University Press y The Open University . pág. 19. ISBN  978-0-521-49424-3.
  4. ↑ Sinton JM; Detrick RS (1992). "Cámaras magmáticas de dorsales oceánicas" . Journal of Geophysical Research . 97 (B1): 197–216 . Bibcode : 1992JGR....97..197S . doi : 10.1029/91JB02508 .
  5. ↑ H. Elderfield (2006). Los océanos y la geoquímica marina. Elsevier. págs. 182–. ISBN 978-0-08-045101-5.
  6. ↑ Lissenberg, CJ, MacLeod, CJ, Horward, KA y Godard, M. (2013). Migración generalizada de magma reactivo a través de la corteza oceánica inferior de rápida expansión (Fosa de Hess, Océano Pacífico ecuatorial). Earth Planet. Sci. Lett. 361, 436–447. doi : 10.1016/j.epsl.2012.11.012
  7. ^ Kodaira, S., Noguchi, N., Takahashi, N., Ishizuka, O. y Kaneda, Y. (2010). Evolución de la corteza oceánica del antearco a la corteza del arco insular: un estudio sísmico a lo largo del antearco de Izu-Bonin. Revista de investigación geofísica: Tierra sólida, 115 (B9), N/a.
  8. ↑ Hansteen, Thor H; Troll, Valentin R (2003-02-14). "Composición isotópica del oxígeno de xenolitos de la corteza oceánica y el edificio volcánico bajo Gran Canaria (Islas Canarias): consecuencias para la contaminación cortical de magmas ascendentes" . Chemical Geology . 193 (3): 181– 193. Bibcode : 2003ChGeo.193..181H . doi : 10.1016/S0009-2541(02)00325-X . ISSN 0009-2541 . 
  9. ↑ Li, M., & McNamara, A. (2013). La dificultad de la corteza oceánica subducida para acumularse en el límite núcleo-manto de la Tierra. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 118 (4), 1807-1816.
  10. ↑ Peter Laznicka (2 de septiembre de 2010). Yacimientos metálicos gigantes: futuras fuentes de metales industriales. Springer Science & Business Media. págs. 82–. ISBN 978-3-642-12405-1.
  11. ↑ DR Bowes (1989) La enciclopedia de petrología ígnea y metamórfica , Van Nostrand Reinhold ISBN 0-442-20623-2
  12. ↑ Yildirim Dilek (1 de enero de 2000). Ofiolitas y corteza oceánica: Nuevas perspectivas a partir de estudios de campo y del Programa de Perforación Oceánica. Sociedad Geológica de América. págs. 506–. ISBN 978-0-8137-2349-5.
  13. ↑ Gillis et al (2014). Gabros estratificados primitivos de la corteza oceánica inferior de rápida expansión. Nature 505, 204-208
  14. ↑ Jon Erickson (14 de mayo de 2014). Tectónica de placas: Desvelando los misterios de la Tierra. Infobase Publishing. págs. 83–. ISBN 978-1-4381-0968-8.
  15. ↑ Clare P. Marshall, Rhodes W. Fairbridge (1999) Enciclopedia de Geoquímica , Kluwer Academic Publishers ISBN 0-412-75500-9
  16. ↑ Palin, Richard M.; White, Richard W. (2016). "Emergencia de esquistos azules en la Tierra vinculada a cambios seculares en la composición de la corteza oceánica" . Nature Geoscience . 9 (1): 60. Bibcode : 2016NatGe...9...60P . doi : 10.1038/ngeo2605 . S2CID 130847333 . 
  17. ↑ "Comprender los movimientos de las placas [ Esta Tierra Dinámica, USGS ] " . Servicio Geológico de los Estados Unidos . Consultado el 16 de abril de 2017 .
  18. ↑ CMR Fowler (2005) La Tierra sólida (2.ª ed.) , Cambridge University Press ISBN 0-521-89307-0
  19. ↑ McKenzie, Dan; Jackson, James; Priestley, Keith (mayo de 2005). "Estructura térmica de la litosfera oceánica y continental". Earth and Planetary Science Letters . 233 ( 3–4 ): 337–349 . doi : 10.1016/j.epsl.2005.02.005 .
  20. ↑ Condie, KC 1997. Tectónica de placas y evolución de la corteza (4.ª edición). 288 páginas, Butterworth-Heinemann Ltd.
  21. ↑ Müller, R. Dietmar (abril de 2008). "Edad, tasas de expansión y asimetría de expansión de la corteza oceánica mundial" . Geochemistry, Geophysics, Geosystems . 9 (4): Q04006. Bibcode : 2008GGG.....9.4006M . doi : 10.1029/2007GC001743 . S2CID 15960331 . 
  22. ↑ Benson, Emily (15 de agosto de 2016). "La corteza oceánica más antigua del mundo se remonta a un antiguo supercontinente" . New Scientist . Consultado el 11 de septiembre de 2016 .
  23. ↑ "Investigador descubre corteza oceánica de 340 millones de años en el mar Mediterráneo utilizando datos magnéticos" . Science Daily . 15 de agosto de 2016. Consultado el 11 de septiembre de 2016 .
  24. ↑ Pitman, WC; Herron, EM; Heirtzler, JR (1968-03-15). "Anomalías magnéticas en el Pacífico y expansión del fondo marino". Journal of Geophysical Research . 73 (6): 2069– 2085. Bibcode : 1968JGR....73.2069P . doi : 10.1029/JB073i006p02069 . ISSN 2156-2202 . 

Referencias

  • Marshak, Stephen (2005). La Tierra: Retrato de un planeta . págs. 41–42 . 
  • McDuff, Russell E.; Heath, G. Ross. "Océano 540: Litosfera oceánica; Tectónica de placas; Topografía del fondo marino" . Escuela de Oceanografía, Universidad de Washington. Archivado del original el 2 de marzo de 2009. Recuperado el 9 de agosto de 2009 .