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CAPITULO III

EL FONDO OCEÁNICO Y LA EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO

4.1 Cartografía del fondo oceánico

En la década de los años veinte se produjo un avance tecnológico con la invención del equipo de sondeo de profundidad electrónico (ecosonda, también denominado sonar). El sonar funciona transmitiendo ondas sonoras hacia el fondo oceánico (Figura 4.1 A). Un receptor muy sensible intercepta el eco reflejado desde el fondo y un reloj mide con precisión el tiempo transcurrido en fracciones de segundo. Conociendo la velocidad de desplazamiento de las ondas sonoras en el agua (unos 1.500 metros por segundo) y el tiempo necesario para que un pulso de energía alcance el fondo oceánico y vuelva, puede establecerse la profundidad. Las profundidades determinadas mediante el control continuo de estos ecos permiten obtener un perfil continuo del fondo oceánico. Mediante la laboriosa combinación de los perfiles de varias secciones adyacentes, se puede obtener un mapa del fondo oceánico. Aunque mucho más completo y detallado que cualquiera de las determinaciones de las que se disponía antes, estos mapas sólo muestran las características topográficas más notables del fondo oceánico (véase Figura 4.9)

En las últimas décadas, los investigadores han diseñado ecosondas más sofisticadas para cartografiar el fondo oceánico. (El mayor impulso para esos avances procede de la investigación con fines de seguridad nacional.) Al contrario que los ecosondas simples, en el sonar de haz múltiple se emplea un conjunto de dispositivos de fuentes de sonido y de escucha. Por tanto, en vez de obtener la profundidad de un solo punto cada pocos segundos, con esta técnica se obtiene el perfil topográfico de una estrecha banda del fondo oceánico (Figura 4.1B). Esos perfiles se registran cada pocos segundos conforme avanza el buque de investigación, definiendo una tira continua de cobertura relativamente detallada. (Un barco cartografiará una sección del fondo oceánico desplazándose según un modelo de ida y vuelta como el utilizado para cortar el césped con una podadora.)

A pesar de su mayor eficacia y resolución, los buques de investigación equipados con sonar de haz múltiple se desplazan tan sólo a 10 - 20 kilómetros por hora. Serían al menos necesarios cien buques pertrechados con este equipo, y tardarían centenares de años para cartografiar todo el fondo oceánico. Por el contrario, en 1991 y 1992, la nave espacial Magellan, que viajaba a una velocidad de 19.500 kilómetros por hora, utilizó el radar para cartografiar más del 90% de la superficie de Venus. Algún día, esperamos poder ver el fondo oceánico con el mismo detalle con el que en la actualidad conocemos la superficie de la Luna y de algunos de los planetas.

_____________________________________________________________________________________________________TECTÓNICA – Ingº D. Samuel Barriales Gamarra – Facultad de Ingeniería Geológica – U.N.A. - Puno

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Figura 4.1 Ecosondas. A. Una ecosonda determina la profundidad del agua midiendo el tiempo que una onda acústica tarda en ir desde el barco al fondo del mar y volver. La velocidad del sonido en el agua es de 1.500 m/seg. Por consiguiente, profundidad ½ (1.500 m/seg x tiempo de viaje del eco). B. En la actualidad el sonar de haz múltiple obtiene un perfil de una banda estrecha del fondo Oceánico cada pocos segundos.

Los oceanógrafos que estudian la topografía del fondo Oceánico han establecido tres unidades principales: márgenes continentales, cuencas oceánicas profundas y dorsales centrooceánicas. En el mapa de la Figura 4.2 se esbozan estas provincias para el Atlántico norte y el perfil dibujado, a pie de foto ilustra la variada topografía. La dimensión vertical de esos perfiles suele estar exagerada muchas veces (cuarenta en este caso) para destacar los rasgos topográficos. Debido a ello, las pendientes mostradas en el perfil del fondo oceánico parecen ser mucho más empinadas de lo que realmente son.

Figura 4.2 Principales divisiones topográficas del Atlántico norte y perfil topográfico desde Nueva Inglaterra, hasta la Costa de África del Norte.

4.2 Márgenes continentales

Se han identificado dos tipos principales de márgenes continentales: pasivos y activos. Los márgenes pasivos se encuentran a lo largo de la mayoría de las áreas costeras que rodean al océano Atlántico, entre ellas las Costas orientales del norte y sur de América, así como las áreas costeras occidentales de Europa y África. Los márgenes pasivos no están asociados con bordes de placa y, por consiguiente, experimentan muy poco volcanismo y pocos terremotos. Son lugares donde se acumulan los materiales procedentes de la meteorización y la erosión de las masas de tierra adyacentes, que forman una cuña gruesa y ancha de sedimentos relativamente inalterados.

Por el contrario, los márgenes continentales activos aparecen allí donde la litosfera oceánica está siendo subducida debajo del borde de un continente. El resultado es un margen relativamente estrecho, constituido por sedimentos muy deformados que fueron arrancados de la placa litosférica descendente. Los márgenes continentales activos son comunes alrededor del borde del Pacífico, donde son paralelos a las fosas submarinas.


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4.2.1 Márgenes continentales pasivos

El margen continental pasivo consiste en una plataforma continental, el talud continental y el pie de talud (Figura 4.3)

Plataforma continental. La plataforma continental es una superficie sumergida, suavemente inclinada que se extiende desde la línea de costa hacia el borde de las cuencas oceánicas profundas. Dado que esta sobre la corteza continental, se trata claramente de una extensión inundada de los continentes. La anchura de la plataforma continental varía mucho. Es casi inexistente en los bordes de algunos continentes, o puede extenderse mar adentro hasta 1.500 kilómetros a lo largo de otros. Como media, la plataforma continental tiene 80 kilómetros de ancho y 130 metros de profundidad en su borde orientado hacia el mar adentro. La inclinación media de la plataforma continental es sólo de una décima parte de 1 grado, una caída de alrededor de 2 metros por kilómetro La pendiente es tan ligera que a un observador le parecería una superficie horizontal.

Figura 4.3 Vista esquemática que muestra las provincias de un margen continental pasivo. Obsérvese que las pendientes mostradas para la plataforma Continental y el talud continental están muy exageradas La plataforma Continental tiene una pendiente media de una décima parte de grado, mientras que el talud continental tiene tina pendiente media de unos 5 grados.

Aunque las plataformas continentales representan sólo el 7,5 por ciento del área cubierta por los océanos, tienen una gran importancia económica y política, porque contienen importantes depósitos minerales, entre ellos grandes reservas de petróleo y gas natural, así como enormes depósitos de arena y grava. Las aguas de la plataforma continental contienen también importantes bancos de peces, que son fuentes significativas de alimento.

Aunque la plataforma continental carece prácticamente de características algunas áreas están recubiertas por extensos depósitos glaciares y, por tanto, son bastante escarpadas, las estructuras más profundas son largos valles que van desde la línea de Costa hasta aguas profundas. Muchos de esos valles son las extensiones mar adentro de los valles fluviales de las masas de tierra adyacentes. Según parece, esos valles fueron excavados durante el Pleistoceno (Periodo glacial).

Durante ese momento se acumularon grandes cantidades de agua en enormes glaciares de casquete sobre los continentes Esto produjo la disminución del nivel de mar en 100 metros o más, dejando al descubierto grandes áreas de las plataformas continentales. Debido a esta disminución del nivel del mar, los ríos


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alargaron sus cursos y las plantas y los animales terrestres poblaron las partes recién descubiertas de los continentes. El dragado de la costa oriental de América del Norte ha permitido obtener restos de numerosos herbívoros, entre ellos mamuts, mastodontes y caballos, que se añaden a las pruebas de que partes de las plataformas continentales estuvieron en alguna ocasión por encima del nivel del mar.

Las plataformas continentales más pasivas, como las situadas a lo largo de la costa oriental de Estados Unidos, consisten en gruesas acumulaciones de sedimentos de aguas someras. Esos sedimentos tienen frecuentemente un grosor de varios kilómetros y están situados entre estratos de calizas que se formaron durante periodos anteriores de crecimiento de arrecifes de coral, un proceso que sólo Ocurre en aguas someras. Estas pruebas indujeron a los investigadores a concluir que estas grandes acumulaciones de sedimentos se producen a lo largo de un margen continental en subsidencia gradual.

Talud continental Delimitando el borde de la plataforma Continental en dirección al mar se encuentra el talud continental, una estructura relativamente empinada (en comparación con la plataforma) que marca el límite entre la corteza continental y la corteza oceánica (véase Figura 4.3). Aunque la inclinación del talud continental varía mucho de un lugar a otro, su media es de unos 5 grados, y en algunos lugares puede superar los 25 grados. Además, el talud Continental es relativamente estrecho, con una anchura media de sólo unos 20 kilómetros.

Pie de talud. En regiones donde no existen fosas, el talud continental pasa a tener una inclinación más gradual, conocida como pie de talud o elevación continental. Aquí, la pendiente tiene aproximadamente un tercio de grado, o unos 6 metros por kilómetro. Mientras que la anchura inedia del talud continental es de unos 20 kilómetros, el pie de talud puede extenderse durante centenares de kilómetros hacia las cuencas oceánicas profundas.

El pie de talud está formado por un grueso cúmulo de sedimentos que se movieron pendiente abajo desde la plataforma continental hacia los fondos oceánicos profundos. Los sedimentos van siendo enviados a la base del talud continental por corrientes de turbidez que siguen los cañones submarinos (véase Figura 4.5). (Comentaremos esto brevemente.) Cuando estas corrientes de lodo surgen de la desembocadura de un cañón en el fondo oceánico relativamente plano, depositan sedimentos que forman un abanico submarino. Los abanicos submarinos tienen la misma forma básica que los abanicos aluviales, formados al pie de empinadas montañas. A medida que los abanicos de cañones submarinos adyacentes crecen, su coalescencia genera una orla continua de sedimentos en la base del talud continental que denominamos pie de talud.

4.2.2 Márgenes continentales activos

A lo largo de algunas costas, el talud continental desciende abruptamente hacia una fosa submarina localizada entre el continente y la cuenca oceánica. Por tanto, la pared de la fosa del lado continental y el talud continental tienen esencialmente la misma estructura. En estos lugares, la plataforma continental, si existe, es muy estrecha.

Los márgenes continentales activos están localizados fundamentalmente alrededor del océano Pacífico, en áreas donde el borde de los continentes


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invade la litosfera oceánica (Figura 4.4). En esos lugares, se arrancan sedimentos del fondo oceánico y fragmentos de corteza oceánica procedentes de la placa oceánica descendente, que quedan adosados al borde del Continente que cabalga sobre la placa oceánica. Esta acumulación caótica de sedimentos y pedazos deformados de corteza oceánica se denomina prisma de acreción. La subducción prolongada, junto con la acreción de sedimentos en el lado continental de la fosa, puede producir una gran acumulación de sedimentos a lo largo de un margen continental. Por ejemplo, a lo largo de la costa septentrional de la isla japonesa de Honshu se encuentra un gran prisma de acreción.

En algunas zonas de subducción hay poca o ninguna acumulación de sedimentos, lo que indica que los sedimentos oceánicos están siendo transportados hacia el manto junto con la placa subducida. En estos puntos, el margen continental es muy estrecho, pues la fosa puede encontrarse a tan sólo 50 kilómetros de la costa.

Figura 4.4 Margen continental activo en el que los sedimentos del fondo oceánico son arrancados de la placa descendente y añadidos a la corteza continental como un prisma de acreción.

4.3 Cañones submarinos y corrientes de turbidez

En el talud continental se encuentran profundos valles de laderas escarpadas conocidos como cañones submarinos, que pueden extenderse desde casi la línea de costa hasta los fondos abisales (Figura 4.5); Aunque algunos cañones parecen ser la extensión hacia el mar de los valles fluviales, como el valle Hudson y el río Amazonas, otros no están directamente asociados con sistemas fluviales existentes. Además, dado que estos cañones se extienden hasta profundidades que van más allá del nivel inferior del mar alcanzado durante el periodo glacial, no podemos atribuir su formación a la erosión por corrientes de agua. Por tanto, deben ser creados por algún proceso que actúa bastante por debajo de la superficie oceánica.

La mayor parte de la información disponible apunta a que los cañones submarinos han sido erosionados, al menos en parte, por las corrientes de turbidez (Figura 4.5), que son masas de agua cargada de sedimentos que se deslizan por las laderas submarinas, Se crean cuando la arena y el lodo de la plataforma y el talud continentales son desalojados, quizá por un terremoto, y arrastrados en suspensión. Dado que este agua cargada de lodo es más densa que el agua del mar normal, fluye pendiente abajo, erosionando y acumulando más sedimentos. Se piensa qué el trabajo


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erosivo llevado a cabo de manera repetida por esos torrentes de lodo constituye la fuerza principal responsable del crecimiento de la mayoría de los cañones submarinos.

Figura 4.5 Las corrientes de turbidez se desplazan pendiente abajo, erosionando el margen continental y aumentando el tamaño de los cañones submarinos. Estas corrientes muy densas cargadas de sedimentos acaban perdiendo su ímpetu y depositan su carga de sedimentos como abanicos submarinos. Los estratos depositados por estas corrientes se denominan turbiditas. Cada acontecimiento produce una única capa caracterizada por un decrecimiento en el tamaño de grano del sedimento de muro a techo, característica denominada estratificación gradada.

Los márgenes, continentales estrechos, como el localizado a lo largo dé la costa de California, están seccionados por numerosos cañones submarinos. La erosión remontante en estos puntos ha prolongado muchos de esos cañones hacia las aguas someras donde las corrientes litorales son activas. Como consecuencia, los sedimentos que los ríos llevan a las costas son transportados a lo largo del litoral hasta que alcanzan un cañón submarino. Este suministro estable de sedimento se acumula hasta que se inestabiliza y se desplaza como un movimiento masivo de tierra (corriente de turbidez) hacia el fondo oceánico profundo.

Las corrientes de turbidez pierden por fin impulso y acaban descansando a lo largo del suelo de la cuenca oceánica (Figura 4.5). A medida que la velocidad de esas corrientes disminuye, los sedimentos en suspensión empiezan a depositarse. Primero cae la arena más gruesa y pesada, seguida por depósitos sucesivamente más finos de limo, y por fin de arcilla. Por consiguiente, esos depósitos, denominados turbiditas se caracterizan por una disminución del tamaño de grano del sedimento desde la base hacia el techo, fenómeno conocido como estratificación gradada (Figura 4.5).

Aunque todavía queda mucho por aprender sobre las complejas actuaciones de las corrientes de turbidez, está bien establecido que se trata de un mecanismo importante de transporte de sedimentos en el océano. Mediante la acción de las corrientes de turbidez se crean los cañones submarinos y se transportan los sedimentos al fondo oceánico profundo.


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4.4 Características de las cuencas oceánicas profundas

Entre el margen continental y el sistema de dorsales oceánicas se encuentran las cuencas oceánicas profundas. El tamaño de esta región (casi el 30% de la superficie terrestre) es aproximadamente comparable al porcentaje de la superficie que está por encima del nivel del mar. Encontramos aquí regiones notablemente planas, conocidas corno llanuras abisales, anchos picos volcánicos llamados montes submarinos y las fosas submarinas, que son depresiones lineales extremadamente profundas del fondo oceánico.

4.4.1 Fosas submarinas

Las fosas submarinas son franjas largas y relativamente estrechas, que constituyen las partes más profundas del océano. Muchas de las fosas están localizadas en el océano Pacífico, donde algunas se aproximan, o superan, los 10.000 metros de profundidad, y al menos una porción de una de ellas, la Challenger Deep, en la fosa de las Marianas, se encuentra a más de 11.000 metros por debajo del nivel del mar (Figura 4.6). En la Tabla 4.1 se presentan las dimensiones de algunas de las mayores fosas.

Aunque las fosas submarinas representan sólo una porción muy pequeña del área del fondo oceánico, son estructuras geológicas muy significativas. Las fosas son os lugares donde las placas litosféricas en movimiento se hunden de vuelta hacia el manto. Además de los terremotos, creados cuando una placa desciende debajo de otra, también la actividad volcánica está asociada a esas regiones. Por tanto, suele haber arcos de islas volcánicas paralelos a las fosas. Además, las montañas volcánicas, como las que constituyen parte de los Andes, son paralelas a las fosas que se encuentran adyacentes a los márgenes continentales. La liberación de volátiles (agua) desde una placa descendente desencadena la fusión en la cuña le la astenosfera situada por encima de ella. Este material migra lentamente hacía arriba y produce actividad volcánica en la superficie.

4.4.2 Llanuras abisales

Las llanuras abisales son estructuras increíblemente planas; de hecho, es probable que esas regiones sean los lugares más horizontales de la Tierra. La llanura abisal situada cerca de la costa de Argentina, por ejemplo, tiene un relieve inferior a 3 metros a lo largo de una distancia superior a 1.300 kilómetros. La monótona topografía de las llanuras abisales está interrumpida ocasionalmente por la cima de una estructura volcánica parcialmente enterrada.


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Figura 4.6 Distribución de las principales fosas oceánicas del mundo.

Tabla 4.1 Dimensiones de algunas fosas oceánicas

FosaProfundidad(kilómetros)

Anchura media(kilómetros)

Longitud(kilómetros)

AleutianasJapónJavaKurilesMarianasAmérica CentralPerú - ChileFilipinasPuerto RicoSandwich del SurTonga

7,78,47,5

10,511,06,78,1

10,58,48,4

10,8

5010080

1207040

10060

1209055

3700800

450022002550280059001400155014501400

Utilizando métodos de prospección sísmica, cuyas señales penetran muy por debajo del fondo oceánico, los investigadores han determinado que las llanuras abisales deben su topografía relativamente carente de rasgos a las grandes acumulaciones de sedimentos que han enterrado un fondo oceánico por lo demás escarpado. La naturaleza de los sedimentos indica que esas llanuras consisten fundamentalmente en sedimentos transportados al mar por las corrientes de turbidez.

Se encuentran llanuras abisales en todos los océanos. Sin embargo, dado que el océano Atlántico tiene menos fosas que actúen como trampas para los sedimentos transportados hacia el fondo desde el talud continental, tiene llanuras abisales más extensas que el Pacífico.

4.4.3 Montes submarinos

Los suelos oceánicos están salpicados de picos volcánicos aislados denominados montes submarinos, que pueden elevarse centenares de metros por encima de la topografía circundante. Aunque se han encontrado en todos los océanos, el mayor número se ha identificado en el Pacífico.

Muchos de esos volcanes submarinos se forman cerca de las dorsales oceánicas, las regiones de expansión del fondo oceánico. Si un volcán crece rápidamente, puede emerger como una isla. Ejemplos de islas volcánicas en el Atlántico son las Azores, Ascensión, Tristán Da Cunha y Santa Elena.

Si bien existen como islas, algunos de esos volcanes son erosionados hasta alcanzar un relieve plano próximo al nivel del mar por la acción de las olas y del agua superficial. A lo largo de un periodo de millones de años, las islas se van hundiendo de manera gradual a medida que el movimiento de las placas las van separando lentamente de la dorsal oceánica. Esos montes submarinos sumergidos de cúspide plana, se denominan guyots. En otros casos, los guyots pueden ser restos de islas volcánicas erosionadas que se formaron lejos de la cresta de la dorsal, posiblemente por la actividad de puntos calientes. En estos lugares la subsidencia se produce después del cese de la actividad volcánica y de que el fondo oceánico se enfríe y se contraiga.


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4.5 Arrecifes de coral y atolones

Los arrecifes de coral se cuentan entre las estructuras más pintorescas encontradas en el océano. Se construyen fundamentalmente a partir de los restos de los esqueletos calcáreos (ricos en calcita) y las secreciones de los corales y ciertas algas y la expresión arrecife de coral es algo errónea en el sentido de que no hace referencia a los esqueletos de muchos animales y plantas pequeños encontrados en el interior del complejo entramado construido por los corales; ni revela tampoco que las secreciones de las algas contribuyen a mantener unida toda la estructura.

Los arrecifes de coral están confinados sobre todo a las aguas claras y cálidas de los océanos Pacífico e Índico, aunque en otros lugares hay también alguno. Los corales que forman arrecifes crecen mejor en aguas cuya temperatura anual media es de unos 24 0C. No pueden sobrevivir ni a cambios súbitos de temperatura ni a exposición prolongada a temperaturas inferiores a 18 0C. Además, esos constructores de arrecifes requieren aguas claras iluminadas por él Sol. Por consiguiente, la profundidad límite de crecimiento activo de los arrecifes es de tan sólo unos 45 metros. Aguas claras azules, como las de las Bahamas, soportan la construcción activa de arrecifes.

En 1831, el naturalista Charles Darwin zarpó a bordo del buque británico H.M.S. Beagle en su famosa expedición de 5 años que circunnavegó el planeta. Uno de los resultados de los estudios de Darwin fue el desarrollo de una hipótesis sobre la formación de las islas de coral, denominadas atolones. Los atolones consisten en un anillo casi continuo de arrecife de coral que rodea una laguna central. La hipótesis de Darwin explicaba lo que parecía ser una paradoja; es decir, ¿cómo pueden los corales, que necesitan para vivir agua cálida, somera y bañada por el Sol, a una profundidad no superior a unas docenas de metros crear estructuras que alcanzan millares de metros de profundidad, hasta el suelo oceánico? Comentando esto en su libro The voyage of the Beagle Darwin observó:

… A partir del hecho de que los corales constructores de arrecifes no viven a grandes profundidades, es absolutamente cierto que, a lo largo de todas estas enormes áreas, dondequiera que ahora hay un atolón, debía existir originalmente

un cimiento a una profundidad de 20 a 30 brazadas desde la superficie.1

1 Una brazada es igual a 1,8 metros, la distancia aproximada entre la punta dé los dedos de una persona con los brazos extendidos.


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Figura 4.7 Vista desde el espacio de un grupo de atolones del océano Pacifico. (Cortesía de la NASA).

La esencia de la hipótesis de Darwin era que los arrecifes de coral se forman sobre los flancos de islas volcánicas en hundimiento. A medida que las islas se van hundiendo lentamente, los corales siguen construyendo el complejo arrecifal hacia arriba (Figura 4.8).

Como observó Darwin:

A medida que montaña tras montaña e isla tras isla se hundieron lentamente bajo el agua, se fueron formando sucesivamente nuevas bases para el crecimiento de los corales.

Por tanto, los atolones, como los guyots, se piensa que deben su existencia al hundimiento gradual de la corteza oceánica. En los años sucesivos se plantearon numerosos desafíos a la propuesta de Darwin. Esos argumentos no dejaron de esgrimirse hasta después de la Segunda Guerra Mundial, cuando Estados Unidos estudió extensamente dos atolones (Eniwetok y Bikini), que se convirtieron en zonas de pruebas atómicas. Las operaciones de perforación en esos atolones mostraron que, en realidad, había rocas volcánicas debajo de la gruesa estructura del arrecife de coral. Este hallazgo constituyó una importante confirmación de la explicación de Darwin.

4.6 Sedimentos del fondo oceánico

Excepto en unas pocas áreas, como las cercanas a las crestas de las dorsales centrooceánicas, el fondo oceánico está cubierto por sedimentos. Parte de este material ha sido depositado por las corrientes de turbidez, y el resto se ha depositado lentamente en el fondo desde arriba. El grosor de esta alfombra de derrubios varía mucho. En algunas fosas, que actúan como trampas para los sedimentos originados en el margen continental, las acumulaciones pueden superar los 9 kilómetros. En general, sin embargo, las acumulaciones sedimentarias son considerablemente menores. En el océano Pacífico, los sedimentos no compactados miden unos 600 metros o menos, mientras que en el suelo del Atlántico, su grosor oscila entre 500 y 1.000 Aunque se encuentran depósitos de partículas del tamaño de la arena en el suelo de los fondos oceánicos, el lodo es el tipo de sedimento más común que cubre esta región. Los lodos también predominan en la plataforma y los taludes continentales; sin embargo, los sedimentos de esas áreas son de grano más grueso, en general, debido a las mayores cantidades de arena.


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Figura 4.8 Formación de un atolón coralino debido al hundimiento gradual de la corteza oceánica y al crecimiento ascendente del arrecife de coral. A medida que las islas volcánicas se hunden, el arrecife que las bordea (A) se convierte gradualmente en un arrecife de barrera (B). Por fin, e! volcán se sumerge por completo, quedando el atolón (C).

La toma de muestras ha revelado que los depósitos de arena predominan en forma de depósitos de playa a lo largo de la costa. En algunos casos, sin embargo, el sedimento grueso, que normalmente esperamos que se deposite cerca de la costa, aparece en parches irregulares a grandes profundidades cerca de los límites mar adentro de las plataformas continentales. Parte de la arena puede haber sido depositada por intensas corrientes localizadas capaces de mover sedimentos gruesos lejos de la costa, pero muchas veces parecen ser el resultado de la deposición de arena eh playas antiguas; Esas playas se formaron durante el periodo glacial, cuando el nivel del mar era mucho menor que el actual.


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4.7 Dorsales centrooceánicas

Nuestro conocimiento sobre las dorsales centrooceánicas procede de los sondeos realizados en el fondo oceánico, de muestras obtenidas de los sondeos submarinos, de la inspección visual utilizando sumergibles que alcanzan grandes profundidades, e incluso de la inspección de muestras de fondo oceánico que han sido empujadas hacia tierra firme. El sistema de cordilleras oceánicas se caracteriza por su posición elevada, por estar muy fracturado y fallado, y por numerosas estructuras volcánicas que se han desarrollado en la corteza recién formada (Figura 4.9).

El sistema de dorsales oceánicas interconectadas es el rasgo topográfico de más longitud de la superficie terrestre: supera los 70.000 kilómetros de longitud. Representando el 20 por ciento de la superficie terrestre, el sistema de dorsales oceánicas serpentea por los principales océanos como las costuras de una pelota de béisbol (Figura 4.9). El término dorsal puede llevar a equívocos, ya que no se trata de estructuras estrechas, sino con anchuras que van de 3.000 a 4.000 kilómetros y, en algunos lugares, pueden ocupar hasta la mitad del área total del fondo oceánico. En un examen de la Figura 4.9 se observa que el sistema de dorsales está roto en segmentos, separados por grandes fallas transformantes. Además, a lo largo del eje de algunos segmentos de dorsal hay grandes fosas limitadas por fallas normales denominadas rift valleys.

Aunque las dorsales oceánicas se encuentran a 2 - 3 kilómetros por encima del nivel topográfico de las cuencas submarinas adyacentes, son muy diferentes de las montañas continentales. En vez de consistir en gruesas secuencias de rocas sedimentarias plegadas y falladas, las dorsales oceánicas están constituidas por apilamientos de estratos de rocas volcánicas basálticas que han sido falladas y levantadas.

Los flancos de la mayoría de las dorsales carecen de rasgos topográficos característicos y se elevan de manera muy gradual (pendientes inferiores a 1 grado) hacia la cresta de la dorsal. Cerca de las crestas, la topografía empieza a exhibir un mayor relieve local a medida que las estructuras volcánicas y los valles limitados por fallas van adquiriendo más notoriedad. La topografía más escarpada se encuentra en las dorsales que tienen grandes valles de rift.

En parte, debido a su accesibilidad a los científicos americanos y europeos, la dorsal Centroatlántica se ha estudiado de manera mucho más exhaustiva que los otros sistemas de dorsales (Figura 4.9). Se trata de una ancha estructura sumergida que se eleva de 2.500 a 3.000 metros por encima del fondo de la cuenca oceánica adyacente. En algunos lugares, como en Islandia, la dorsal se ha elevado incluso por encima del nivel del mar. Casi a lo largo de toda su longitud, sin embargo, este borde de placa divergente se encuentra a 2.500 metros por debajo del nivel del mar. Otro rasgo destacado de la dorsal Centroatlántica es su valle de rift lineal profundo que se extiende a lo largo del eje de la dorsal. En algunos lugares este valle es más profundo que el gran cañón del río Colorado y dos a tres veces igual de ancho. Se ha aplicado el nombre valle de rift a esta estructura porque es notablemente similar a los “rift valleys” continentales, como los del África oriental.


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Figura 4.9 En esta figura se muestra la topografía de la superficie sólida de la Tierra.

4.8 Expansión del fondo oceánico

El concepto de expansión del fondo oceánico fue formulado a principio de los años sesenta por Harry Hess de la Universidad de Princetown. Los geólogos que le siguieron pudieron verificar el argumento de Hess de que se está produciendo expansión del fondo oceánico a lo largo de zonas relativamente estrechas, denominadas zonas de rift, localizadas en las crestas de las dorsales oceánicas. A medida que las placas se separan, el magma va ascendiendo por las fracturas recién creadas y generan nuevos fragmentos de litosfera oceánica. Este proceso, aparentemente interminable, genera nueva litosfera que se separa de la cresta de las dorsales como en una correa transportadora.

4.8.1 Velocidades de expansión y topografía de las dorsales

Las zonas de rift activas se caracterizan por terremotos frecuentes, pero en general débiles, y una proporción de flujo de calor que es mayor que en otras zonas de la corteza. En esos lugares, el desplazamiento vertical de grandes fragmentos de corteza oceánica causado por las fracturas y el crecimiento de las pilas volcánicas contribuye a la topografía característicamente escarpada del sistema de dorsales oceánicas. Además, las rocas situadas a lo largo del eje de la dorsal son muy recientes y están casi desprovistas de sedimentos. Lejos del eje de la dorsal la topografía se suaviza, y aumenta el grosor de los sedimentos y la profundidad del agua. De manera gradual el sistema de dorsales se va transformando en las planas llanuras abisales cubiertas de sedimentos de las cuencas oceánicas profundas.

Cuando se estudiaron en detalle varios segmentos del sistema de dorsales oceánicas, se descubrieron numerosas diferencias. Por ejemplo, la dorsal del Pacífico oriental tiene una velocidad relativamente rápida de expansión, cuya media es de 6 centímetros al año, y alcanza un máximo de 10 centímetros al año a lo largo de la sección de la dorsal localizada cerca de la isla de Pascua (Figura 4.10). Por el contrario, la velocidad de expansión en el Atlántico norte es mucho menor, con una media unos 2 centímetros al año. Aparentemente la velocidad de expansión influye mucho en el aspecto del sistema de dorsales.


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La lenta expansión a lo largo de la dorsal Centroatlántica contribuye a su escarpada topografía y al gran valle de rift central. Por el contrario, se piensa que la topografía más suave y la ausencia de un valle de rift en la dorsal del Pacífico oriental se deben a su rápida expansión. Pese a esas diferencias, todos los sistemas de dorsales generan nuevo fondo oceánico de una manera similar.

Dado que las secciones recién formadas del fondo, oceánico están calientes, también tienen bastante flotabilidad, lo que hace que grandes bloques se cizallen desde el fondo oceánico y se eleven. Dado que la velocidad de expansión a lo largo de la dorsal Centroatlántica es relativamente lenta, el desplazamiento ascendente de las placas oceánicas es más pronunciado allí que a lo largo de los centros de expansión más rápida, como los del Pacífico oriental. Por tanto, a lo largo de la dorsal Centroatlántca, las secciones levantadas forman muros casi verticales que bordean la zona de rift central. A


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Figura 4.10 Edad relativa de la corteza oceánica por debajo de los depósitos submarinos. Obsérvese que las rocas más jóvenes (áreas de color rojo brillante) se encuentran a lo largo de las crestas de la dorsal oceánica, y que la corteza oceánica más antigua (áreas de color marrón) está localizada al lado de los continentes y de las zonas de subducción en el Pacífico occidental. Al observar la cuenca atlántica, sé pone de manifiesto un modelo simétrico centrado en la cresta de la dorsal Centroatlántica. Este modelo verifica el hecho de que a expansión del fondo oceánico genera nueva corteza oceánica en porciones iguales a ambos lados de un centro de expansión. Además, compárense las anchuras de las bandas amarillas en la cuenca del Pacífico con las del Atlántico sur. Dado que esas bandas se produjeron durante el mismo periodo, esta comparación verifica que la velocidad de expansión del fondo oceánico era más rápida en el Pacífico que en el Atlántico sur. (Tomado de The Bedrock Geology of del World, de R. L. Larson y cols. Copyright de W. H. Freeman).

medida que continúa la expansión del fondo oceánico, los primeros bloques formados se van separando del eje de la dorsal y van siendo sustituidos por segmentos de corteza oceánica más reciente y, por consiguiente, más caliente y con más poder ascensional. Este proceso contribuye al mismo tiempo a establecer la altura de la dorsal Centroatlántica y a originar su escarpada topografía.

La razón principal que explica la posición elevada del sistema de dorsales es el hecho de que la corteza oceánica recién creada está caliente y, por tanto, ocupa más volumen que las rocas más frías de las cuencas oceánicas profundas. A medida que la litosfera joven se aleja del centro de expansión, se va enfriando y contrayendo de manera gradual. Esta contracción térmica explica en parte las mayores profundidades oceánicas que existen lejos de las dorsales. Se tardan casi 100 millones de años antes de que cese completamente el enfriamiento y la contracción. Durante este tiempo, las rocas que formaron parte del sistema de dorsales oceánicas elevadas, se localizan en las cuencas oceánicas profundas, donde está cubierta por gruesas acumulaciones de sedimentos.

Durante la expansión del fondo oceánico, se añaden cantidades casi iguales de nuevo material a las dos placas divergentes. Por consiguiente, cabría esperar que el nuevo fondo oceánico creciera de manera simétrica a los dos lados de una cresta de dorsal localizada en el centro. De hecho, los sistemas de dorsales de los océanos Atlántico e Índico están localizados cerca de la mitad de esos volúmenes de agua y, por consiguiente, se denominan dorsales centrooceánicas. Sin embargo, la dorsal del Pacífico oriental está situada bastante lejos del centro del océano Pacífico. Pese a la expansión uniforme a lo largo de esta dorsal, gran parte de la cuenca del Pacífico que en alguna ocasión estuvo al este de este centro de expansión ha sido cabalgada por la migración hacia el este de la placa Americana.

4.8.2 Estructura de la corteza oceánica

Aunque la mayor parte de la corteza oceánica se forma fuera del alcance de nuestra vista, muy por debajo del nivel del mar, los geólogos han podido examinar de primera mano la estructura del fondo oceánico. En localizaciones como Terranova, Chipre y California, fragmentos de la corteza oceánica han cabalgado por encima del nivel del mar. A partir de estos afloramientos, los investigadores concluyen que el fondo oceánico consiste en tres capas distintas (Figura 4.11A). La capa superior está compuesta fundamentalmente por lavas almohadilladas. La capa intermedia está formada por numerosos diques interconectados denominados diques en capas. Por último, la capa inferior está compuesta por gabro, el equivalente de grano grueso del basalto, que cristalizó en zonas profundas. Esta secuencia de rocas se denomina complejo ofiolítico (Figura 4.11A). Del estudio de diversos complejos ofiolíticos y de datos relacionados, los geólogos han deducido el proceso de formación del fondo oceánico. El magma que migra hacia arriba para crear nuevo fondo oceánico se origina de la fusión parcial de peridotitas de la astenosfera. En la región de la zona de rift, esta fuente de magma puede encontrarse a una profundidad no superior a 35 kilómetros por debajo del fondo oceánico. Al estar fundido y ser menos denso que la roca sólida circundante, el magma se va desplazando gradualmente hacia arriba y va entrando en grandes depósitos localizados sólo a unos pocos kilómetros por debajo de la cresta de la dorsal (Figura 4.11B). A medida que el fondo oceánico se va separando, se desarrollan numerosas fracturas en la corteza, lo que permite


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que esta roca fundida ascienda por ellas hacia la superficie. (Finalmente el magma de estas fracturas verticales cristalizará, generando la zona de diques en capas).

Figura 4.11 A. Se piensa que la estructura de la corteza oceánica es equivalente a los complejos ofiolíticos qué se han descubierto por encima del nivel del mar en lugares como California y Terranova. B. Formación de las tres unidades de un complejo ofiolítico en la zona de rift de una dorsal oceánica. C. Diagrama que ilustra el lugar donde se genera nueva corteza oceánica.

Durante cada fase eruptiva, la colada de lava inicial es bastante fluida y se expande sobre la zona de rift en láminas delgadas y amplias. A medida que se añaden nuevas coladas al fondo oceánico, cada una es cortada por fracturas que permiten a la lava adicional ascender y formar las capas suprayacentes. Al final de cada ciclo eruptivo, a medida que el magma de los depósitos superficiales se enfría y aumenta de grosor, se producen coladas más cortas en una forma almohadillada característica. Recordemos que la lava almohadillada tiene el aspecto de grandes bolsas de arena alargadas apiladas una sobre otra (Figura 4.12). Dependiendo de la velocidad de flujo, las gruesas lavas almohadilladas pueden acumularse en montículos con el tamaño de un volcán. Estos montículos acabarán por ser separados de su suministro de magma y transportados lejos de la cresta de la dorsal por la expansión del fondo oceánico.

El magma que permanece en la cámara subterránea recristalizará en profundidad para generar las unidades basales de gabros de grano grueso. Esta unidad basal de roca se forma cuando se produce cristalización a lo largo de las paredes y del suelo de la cámara magmática. De esta manera, los procesos que funcionan a lo largo del sistema de dorsales generan la secuencia completa de rocas encontradas en un complejo ofiolítico.


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Figura 4.12 Antigua lava almohadillada en la bahía de Trinity, Terranova. (Foto cortesía de la Geological Survey of Canada).


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