MORFOLOGÍA DE LOS OCÉANOS - LA TIERRA

La tierra es una maquina de calor. Las dos fuentes principales de energía que controlan los procesos de la tierra son el calor interno y el calor solar. El calor interno maneja el vulcanismo, la deriva continental y la formación de montañas. El calor solar maneja procesos cerca de la superficie como son la vida, la erosión, el ciclo del agua, los combustibles fósiles y las olas. La fuente de calor interna se manifiesta por un aumento progresivo de la temperatura con la profundidad en la tierra conocido como gradiente geotérmico. El gradiente geotérmico medio es de 30° / km (o 3° / 100 m). Es maximo en areas volcanicas (60°/km) y mínimo en zonas estables de corteza continental (10°/km).

La Tierra, mas que un esferoide es un geoide. No es una esfera perfecta ya que el radio en el Ecuador (6378 km) es mas grande que en los Polos (6356). Tampoco es un esferoide, ya que el radio no disminuye de manera constante y progresiva desde el Ecuador a los Polos, sino que lo hace de manera irregular debido a las montañas y depresiones oceanicas. El achatamiento en los Polos se debe principalmente al movimiento de rotación de la Tierra, ya que la velocidad de rotación varía de 1600 km / h en el Ecuador hasta 0 en los Polos ocasionando un abultamiento en el Ecuador.

Asimismo la gravedad no es constante en toda la superficie terrestre sino que varía principalmente con la latitud debido a la variación en el radio de laTierra y la variación en la fuerza centrífuga que por la rotación de la Tierra disminuye del Ecuador a los Polos. Así el valor de la gravedad es 978 cm/s2 en el Ecuador y 983 cm/s2 en los Polos.

Se puede calcular un valor teórico de la gravedad de acuerdo con la localización del lugar y su altura. Cuando se comparan estos valores teóricos con los medidos se encuentra, de un modo general, que en los continentes se obtienen valores inferiores al teórico, mientras que en los océanos se obtienen valores superiores. Esto se interpreta como que el exceso de masa aparente de las cadenas montañosas y los continentes esta contrarrestado por una menor densidad de los materiales que los constituyen, mientras que en los océanos y llanuras, aunque la masa es menor, los materiales tienen una mayor densidad.

Teniendo en cuenta la distribución de calor, de densidad y gravedad, la tierra esta constituida por tres zonas principales desde el interior hacia el exterior:

-El núcleo: Va desde el centro de la tierra (aproximadamente 6370 km) hasta 2900 km de profundidad. Consiste de una zona interior, sólida pero cerca del punto de fusión o parcialmente fundida, constituida por 90% Fe, 8% NiFe y 2% otros constituyentes (S y O principalmente). Y una zona exterior, que se cree líquida, de composición similar. El límite entre las dos zonas se conoce como discontinuidad de Gutenberg en honor al que lo descubrió. Se ha calculado que la temperatura en el límite de los dos núcleoses aproximadamente de 3700º C. El núcleo exterior es 8-15% menos denso que una mezcla de FeNi pura y requiere la presencia de uno o mas elementos livianos (principalmente O y S). El núcleo interior no contiene elementos ligeros y debe estar enriquecido en Ni respecto al exterior.

-El manto: Situado entre 30 y 2900 km de profundidad. Constituido por el manto superior de unos 600 km de espesor y el manto inferior de 2200 km de espesor. El manto superior se une con la zona de transición hacia el inferior y se divide en varias zonas: Manto superior propiamente dicho (arriba de 350 km de profundidad), la discontinuidad de los 400 km, la zona de transición superior, la discontinuidad de los 650 km y la zona de transición inferior (hasta 1050 km). Grandes partes del manto superior estan compuestas de rocas llamadas ultramaficas, que contienen mas del 70% de minerales ricos en hierro y magnesio. En la tabla 3.2 (Condie) se muestra un estimado de la composición química del manto, donde se nota que cerca del 90% esta constituido por óxidos de Sílice, Magnesio y Hierro. El manto superior presenta zonas con una fusión incipiente de las rocas ultramaficas debida a la presencia de pequeñas cantidades de agua.

-La corteza: Es la capa mas externa de la tierra, con un espesor variable entre 30 y 130 km. Esta separada del Manto por la discontinuidad de Mohorovicic (conocida como Moho). Constituye la parte rocosa y sólida de la tierra. Tiene una superficie de 200 millonesde km2 y se estima que representa el 1% del volumen y el 0.5% de la masa de la tierra. Tiene dos divisiones principales de acuerdo con su composición predominante: SIAL (Sílice Aluminio) y SIMA (Sílice Magnesio). La corteza es de dos tipos: -Continental, con un espesor promedio de 40 km (entre 30 y 80 km), compuesta por SIMA y SIAL y –Oceanica, con un espesor promedio de 7 km (5-15 km), compuesta sólo de SIMA. Puede considerarse un tercer tipo de corteza como una transicional. La corteza continental mas la transicional constituyen el 41% en area y 79% en volumen de la corteza total. El 71% de la corteza queda bajo el mar y el 29% en zonas emergidas. Otra característica de la distribución de la corteza es que hay mayor cantidad de tierra en el hemisferio norte que en el hemisferio sur. La mayor altura de la corteza es el Himalaya (Asia) con 9000 m de altura. La mayor profundidad en el océano es la fosa de las Marianas localizada en el Japón con 11000 m de profundidad.

Otra manera de clasificar las distintas capas que constituyen la tierra es la siguiente:
-Atmósfera: Capa gaseosa que rodea la tierra
-Hidrósfera: Conjunto de agua existente en la tierra
-Biosfera: Conjunto de seres vivos que habitan la superficie de la tierra
-Litosfera: Conjunto de materiales sólidos de la superficie de la tierra. Constituida por una serie de placas rígidas de 50 a 150 km de espesor. Incluye la corteza y parte del manto superior.
-Astenosfera: Capa que limita con lalitosfera hacia el interior de la tierra, es mas caliente, mas densa y su principal característica es su plasticidad que permite a las placas tectónicas moverse. Va desde la base de la litosfera hasta unos 700 m de profunidad en el manto superior principalmente.
-Mesosfera: Abarca la parte inferior de la zona de transición y el manto inferior. Es una capa pasiva en términos de procesos de deformación.


TECTÓNICA DE PLACAS

La expansión del piso oceanico es el proceso por el cual la litosfera oceanica se divide en las dorsales oceanicas y se mueve hacia fuera del eje de las dorsales a medida que nueva corteza se forma y rellena la fractura resultante. La litosfera oceanica es luego consumida en las zonas de subducción para acomodar la nueva corteza de manera que el area de la tierra permanece constante. Aunque son varias las evidencias que soportan esta teoría, la evidencia mas definitiva viene a partir del estudio de las anomalías magnéticas que caracterizan el suelo oceanico.

Se encontró que tanto lavas como sedimentos marinos presentan un magnetismo que señala aproximadamente la misma dirección que la de los polos actuales, pero cuyo sentido no es siempre el mismo actual. Se ha encontrado una serie de períodos en los cuales el campo magnético terrestre tiene el mismo sentido que hoy (“normales”) y períodos en los cuales este sentido se invierte (“inversos”) y a partir de el estudio de sedimentos marinos y depósitos continentales asociados a lavas se pudoestablecer un calendario valido para todo el globo. Vine y Matthews (1963) fueron quienes propusieron que las bandas de magnetismo alternadas en la corteza oceanica son debidas al magnetismo reinante a medida que nueva litosfera es formada en los centros de expansión oceanica o dorsales medio oceanicas.

Es decir, uno de los descubrimientos mas profundos en paleomagnetismo por su impacto en las ciencias geológicas fue que los patrones de anomalías magnéticas en los pisos oceanicos se correlacionan con los intervalos normales e inversos de la escala de tiempo geomagnética. Las anomalías magnéticas pueden ser correlacionadas también de una cuenca a otra (fig 6.4 Condie), pero las mismas anomalías no ocurren a las mismas distancias de diferentes dorsales, lo que significa que las velocidades de expansión han variado de un area a otra. Las velocidades varían entre 1 y 20 cm/a. Por ejemplo, en el Pacífico Sur se han medido 4.4 cm/a, y en el Atlantico Sur 1.9 cm/a. De esta forma las bandas magnéticas han permitido establecer las velocidades de los movimientos de la corteza oceanica.

De las velocidades de expansión estimadas, es posible hacer un mapa de las edades del piso oceanico. (fig 6.6 Condie, fig 4.12 Kennett). Ya que la velocidad a la cual se ha producido corteza oceanica en las dorsales durante cientos de millones de años es del orden de unos cm/a, es poco probable que exista una corteza mas vieja que 200 millones de años (Jurasico). Los datos sugieren que laedad promedio de la corteza oceanica es de 60 millones de años, lo que es casi insignificante comparado con la corteza continental, que en promedio tiene 1.500 millones de años.

De las edades del piso oceanico se destacan las siguientes características:
-El Atlantico Norte tiene rocas de edad Jurasico cerca de las margenes de Norte América y Norte de Africa, mientras que el Atlantico Sur carece de ellas. Esto indica una edad mas joven para la apertura del Atlantico Sur.
-La dorsal del Pacífico queda al Este, así grandes secciones del Pacífico central y occidental son relativamente viejas (Jurasico y Cretacico), mientras que la mayor parte del Pacífico sureste es mas joven (Cenozoico)
-Las rocas mas antiguas en el Océano se presentan en el Pacífico Noroccidental y son de edad Jurasico
-Todo el piso entre Australia y Antartica se formó en los últimos 55 millones de años
-Casi todo el Océano Indico es mas joven que el Cretacico tardío, indicando un desarrollo reciente de este océano.

El mapa de distribución mundial de sismos indica claramente los sectores donde se origina o reabsorbe la corteza. A partir de estas observaciones se propuso dividir la corteza terrestre en un pequeño número de placas rígidas, indeformables y relativamente delgadas (100-150 km). Es decir, la superficie de la tierra esta compuesta de un mosaico de placas litosféricas que tienen los siguientes límites posibles: (1) una zona de creación de corteza, que se presenta en las dorsalesoceanicas y que es un límite de placas “dirvergente” (2) una zona en la que se reabsorbe la corteza y que puede ser o bien una fosa donde la corteza oceanica se hunde en el manto (zona de subducción) o bien un anillo montañoso donde una parte de la corteza oceanica se hunde en el manto y otra parte se acumula en el continente (zona de obducción). Este es un límite de placas “convergente” (3) una zona donde dos placas se deslizan una contra la otra. Este es un límite transformante.

Aunque el tamaño de las placas es variable, la mayor parte de la superficie de la tierra se divide en 7 placas principales: Pacífico, Norteamericana, Sudamericana, Africana, Eurasia, India y Antartica. Existen otras subdivisiones adicionales mas específicas y regionales, de las cuales las 6 mas importantes son la Arabiga, China, Filipinas, Cocos, Nazca y Caribe. (fig. 2.1 OU) Estas placas estan en continuo movimiento sobre la astenosfera en relación unas con otras y en relación con el eje de la tierra. Los movimientos de las placas son los responsables de las posiciones actuales de los continentes, la formación de cadenas montañosas, la mayoría de características topograficas de la tierra y sus principales sismos. Esto explica por qué los terremotos y volcanes estan localizados en zonas estrechas y por qué unos terremotos son someros y otros profundos. En el proceso de subducción la placa de corteza desciende dentro del manto caliente, y llega a cientos de kms antes de alcanzar latemperatura del manto. Se forma entonces un plano bajo la superficie inclinado de alta sismisidad que se conoce como la zona o plano de Benioff. (fig 5.13, 5.14, Kennett). En estas zonas se concentran hipocentros de terremotos entre 300 y 700 km de profundidad. El angulo de inclinación de la zona de Benioff varía entre 30 y 90º, con un promedio de 45º. Este angulo esta relacionado inversamente con las velocidades de expansión del océano.

Las placas tectónicas pueden aumentar o disminuir su tamaño dependiendo de la distribución de los límites convergentes y divergentes. Los límites convergentes (margenes destructivas) estan definidos por las zonas sísmicas de Benioff bajo sistemas de arcos de islas y fosas. Los arcos de islas y las fosas oceanicas estan entre las características tectónicas mas espectaculares del océano, caracterizadas por un vulcanismo y sismicidad intensos. Principalmente ocurren en las margenes del océano Pacífico. Las regiones de arcos de islas presentan las siguientes características: -Una línea arqueada de islas –Fuerte actividad volcanica –Una fosa profunda del lado oceanico y mares someros del lado continental –Anomalías de gravedad –Tectónica activa –Coincidencia con cinturones orogénicos recientes –Alto flujo de calor del lado continental del arco. Las fosas estan entre las características menos entendidas del océano, en parte por su profundidad y en parte porque al consumir piso oceanico dejan poca evidencia del material consumido.Los límites divergentes (margenes constructivas) estan caracterizados por las dorsales oceanicas, son sitios donde se forma nueva litosfera oceanica. Estos límites son considerados asísmicos. Los límites transformantes (margenes conservativas) son límites de placas que se deslizan una respecto a la otra. Debido a los movimientos relativos de una placa con respecto a la otra, estos límites son sísmicamente activos. Se caracterizan por fallas transformantes y grandes zonas de fracturas que sirven para facilitar los movimientos de las placas y su rotación una con otra. Generalmente sirven para conectar segmentos de dorsales oceanicas (fig 5.3 Kennett). Las características topograficas en estas zonas usualmente son escarpes y hendiduras en el piso oceanico. El ejemplo clasico de este tipo de límites es la falla San Andrés en California. Los puntos triples (triple junctions) son zonas donde se encuentran tres placas.


MORFOLOGÍA DE LOS OCÉANOS

La distribución global de los niveles de la superficie de la tierra (curva hipsografica) muestra que cerca de la mitad de la superficie sólida de la tierra se encuentra entre 2 límites de altitud y profundidad bien definidos: Entre 0-1 km de altura y entre 4-5 km de profundidad. (fig. 2.4 OU). En las profundidades del piso oceanico se destacan: la plataforma continental (profundidad media de 200 m), el talud continental que conecta la plataforma con el océano profundo y lugares estrechos con profundidades muy altas (2veces las normales) que corresponden a las fosas oceanicas. La profundidad media de los océanos es de 3.7 km, la profundidad maxima 11.04 km.

Aunque las principales características del piso oceanico son configuradas por procesos endógenos (derivados de la energía interna de la tierra), éste también refleja las fuerzas exógenas (derivadas del sol), es decir, los procesos de erosión y sedimentación. En general, los procesos endógenos tienden a arrugar la superficie de la tierra, mientras que los exógenos tienden a suavizarla. Una excepción la constituyen los arrecifes de coral, que son procesos exógenos que construyen montañas.

El piso oceanico puede dividirse entonces en dos regiones principales: las margenes continentales y las cuencas oceanicas. Las margenes continentales incluyen el talud y plataforma continentales y forman sólo un pequeño porcentaje del area oceanica (21%). El límite entre corteza continental y corteza oceanica no ocurre en las costas. El nivel del mar no tiene relación con las diferencias estructurales que ocurren entre las cortezas continental y oceanica, ya que cambia constantemente a través del tiempo geológico. Actualmente, la transición entre las cortezas ocurre principalmente en la pendiente continental. Como resultado, casi el 25% de la corteza continental esta actualmente bajo el nivel del mar.

Un corte entre el Atlantico Sur y Sur América ilustra las principales características fisiograficas de los océanos (fig. 2.5, OU) y suimportancia relativa en la batimetría del océano se presenta en la tabla 2.1 (OU).



OCÉANO PROFUNDO

Las dorsales oceanicas:

Se extienden en todos los océanos y son cordilleras submarinas de forma arqueada. Son: la dorsal del Pacífico Oriental, del Pacífico suroriental, Pacífico-Antartico, elevación de Chile, dorsal de Galapagos, Juan de Fuca, Carlsberg, del Indico Central, del Indico SE, del Indico SW, del Atlantico Medio y Reykjanes. Dependiendo de los límites que se consideren, las dorsales ocupan actualmente cerca del 33% del area total del piso oceanico. Son lugares donde se presenta extrusión de magma basaltico acompañado de la separación de los flancos, de manera que se forma continuamente nuevo piso oceanico. La velocidad de expansión usualmente es mas o menos simétrica y la dirección de expansión perpendicular a la dorsal. Las rocas que conforman estas dorsales son rocas ígneas con características particulares como una composición química muy basica, abundancia de vidrio volcanico por lo rapido de la solidificación y superficies que muestran alta viscosidad del magma. El material que surge forma basaltos almohadillados y laminas de lava sobre diques basalticos. Bajo éstos hay gabros y peridotitas que estan subyacidos por el Moho (límite con el manto). Fig. 1.8. Seibold.

El material caliente que rellena el vacío dejado por la expansión es menos denso que la corteza oceanica mas vieja debido a expansión térmica. A medida que se aleja delcentro, la corteza se vuelve mas densa y fría. Esto hace que la nueva litosfera flote sobre el manto y forme la protuberancia que conforma la dorsal. La altura de las dorsales varía entre 2000 y 3000 m sobre el piso oceanico. La forma de las dorsales depende de la velocidad de expansión (el Atlantico tiene una velocidad baja, entre 1-2 cm/a mientras el Pacífico tiene una velocidad alta, entre 6-8 cm/a). (fig. 2.11 OU). La dorsal del Atlantico medio tiene un valle medio de 25-50 km de ancho y 1-2 km de profundidad, mientras que este valle no esta bien desarrollado o esta ausente en la dorsal del Pacífico Este. También la altura de la dorsal del Atlantico es mucho mayor que la del Pacífico.

Localmente la topografía puede ser muy rugosa. El relieve consiste en un terreno de dorsal y valle paralelo al eje, cortado por zonas de fractura. Los dos flancos son simétricos y estan marcados por un basamento de relieve moderado a rugoso con una cubierta de sedimentos variable que usualmente aumenta su espesor con la distancia a la cresta de la dorsal. Así la morfología es mas rugosa cerca de la cresta y tiende a suavizarse hacia los flancos. La topografía también varía a través de su longitud y el mayor contraste existe entre la dorsal del Pacífico Este y las demas. Esta es mucho mas amplia, menos rugosa y no tiene valle a lo largo de la cresta.

A medida que el piso oceanico se separa de la cresta de la dorsal, la litósfera se enfría y hunde, cerca de 1000 m durante losprimeros 10 millones de años. Los siguientes 1000 m toman unos 26 millones de años en hundirse. Así, la profundidad del piso oceanico en los flancos de la dorsal es función de la edad:

Profundidad bajo la cresta = K (edad)1/2

Con K = 320m cuando la profundidad es en metros y la edad en millones de años.

Con el hundimiento del piso marino, la topografía rugosa producida por el vulcanismo y fallamiento es gradualmente suavizada por la cubierta de sedimentos, sin embargo, algunas colinas abisales con relieve entre 50 y 1000 m quedan como expresiones de la morfología del basamento sobre grandes regiones.

La dorsal mejor conocida es la del Atlantico medio. Esta compuesta principalmente de rocas basalticas y también se presentan otras rocas ígneas como gabro y serpentinita. La cresta esta caracterizada por sismos someros (con centros a menos de 60 km de profundidad), vulcanismo activo y altos flujos de calor. En algunas localidades ocurren volcanes e islas volcanicas, de composición basaltica, tales como las Azores e Islandia. La dorsal tiene una profundidad promedio de 2500-3000 m, sin embargo es mas somera en el Atlantico N donde existe el único lugar de una dorsal oceanica por encima del nivel del mar, Islandia. A lo largo de su longitud la dorsal esta segementada por zonas de fractura y cada uno de estos segmentos tiene su propia historia y morfología.


Las fosas oceanicas:

En general se encuentran cerca de las margenes de las cuencas oceanicas,especialmente del Pacífico, asociadas a zonas de subducción. Pueden ocurrir al lado de:
-Margenes continentales con cadenas montañosas volcanicas costeras, donde CO subduce bajo CC
-Arcos de islas, donde CO subduce CO

Las fosas son estrechas de paredes empinadas, paralelas a las margenes continentales. Casi todas ocurren en las margenes del Pacífico, a excepción de la de South Sandwich y Puerto Rico en el Atlantico y de la de Java en el Indico. (tabla 2.2. Kennet).

Las fosas mas profundas existen en el Pacífico Occidental (Mariana, Tonga, Filipinas y Japón), entre 9700 y 10900 m. En todos los demas lugares las fosas son menos profundas, entre 7000 y 8600 m aproximadamente. Las fosas del Pacífico oriental se caracterizan porque no estan asociadas con arcos de islas, por tanto estan rellenas de sedimentos continentales y esta puede ser una razón para que sean mas someras que las del W. El anillo de fosas que rodean el Pacífico es el sitio de mayor actividad sísmica del planeta.

Las fosas son de unos 100 km de ancho y de cientos a miles de km de largo. El corte es usualmente en forma de V y la parte mas profunda puede ser plana debido a la acumulación de sedimentos. Estos sedimentos generalmente se presentan en capas horizontales no disturbadas, llevados por corrientes de turbidez. Las pendientes de las fosas estan generalmente entre 8º y 15º pero ocasionalmente se han mapeado hasta 45º. En ocasiones se han observado afloramientos de basaltos.

Unejemplo de fosa es la de Perú-Chile (fig. 2.8 y 2.9 OU) que marca la subducción entre las placas de Nazca y parte de la Antartica bajo la placa Sur América. La fosa no es totalmente continua, existen algunos vacíos que se han atribuido a la subducción de montañas o pequeñas dorsales. En algunos casos las diferencias en profundidad y anchura de las fosas puede relacionarse con la velocidad de subducción, una subducción mas rapida puede resultar en una fosa mas profunda y estrecha, sin embargo, hay otras causas que influyen en las diferencias de los perfiles que deben tenerse en cuenta. En el caso de la fosa Perú-Chile las diferencias de los perfiles se atribuyen mas bien a los aportes sedimentarios. A lo largo de toda la fosa se presenta la cordillera de los Andes que tiene la capacidad de aportar sedimento suficiente en toda su longitud. Pero el caso aquí es climatico. El perfil 2 esta a la altura del desierto de Atacama al N de Chile que presenta un promedio anual de lluvias de 0.01 m, mientras que el perfil 3 esta en una zona de mayor pluviosidad, que llega a ser de 4 m/a, permitiendo una gran cantidad de aportes sedimentarios, se considera que al sur de 50º los aportes son tantos que han rellenado completamente la fosa.

Qué sucede en Colombia?

Las cuencas oceanicas:

Se presentan entre las margenes continentales y las dorsales medio oceanicas. Hay tres subdivisiones principales del piso oceanico de estas cuencas: 1) El piso abisal, a su vez dividido enplanos abisales y colinas abisales 2) Elevaciones oceanicas 3) Montes submarinos

Planos abisales:
Son vastas areas planas del piso oceanico profundo. Su pendiente es menor de 1:1000 (1m/km, 0.05º). Son practicamente las porciones mas planas de la superficie de la tierra. Su profundidad varía entre 3000 y 6000 m y se extienden entre 200 y 2000 km. Son depósitos de gran espesor de sedimentos depositados sobre las irregularidades topograficas originales. Los planos mas regulares ocurren donde hay abundantes sedimentos derivados de los continentes (tal como el Atlantico). El Pacífico, que esta rodeado por fosas que atrapan sedimentos del continente tiene menos planos de este tipo. El límite de estos planos hacia el continente es un cambio abrupto de pendiente, típico de la elevación continental. Los sedimentos que se depositan en los planos abisales cerca de esta elevación son principalmente turbiditas (depósitos que provienen de corrientes rapidas y poderosas generadas por gravedad, que consisten en mezclas de sedimento y agua mas densas que el agua circundante). Parte de la carga continental es llevada mas lejos con sedimentos pelagicos (sedimentos en suspensión y de origen biogénico depositados por decantación).

Colinas abisales:
Son colinas pequeñas que se elevan de los planos abisales no mas de 1000 m. Usualmente ocurren en grupos y su forma se deriva de la forma del basamento, aunque el término puede ser aplicado a colinas de origen sedimentario. Aunqueson abundantes en el Atlantico e Indico, son muy importantes en el Pacífico, donde cubren cerca del 85% del piso oceanico.

Montes submarinos:
Son volcanes que se elevan mas de 1000 m sobre el piso oceanico, con pendientes típicas entre 5 y 15º, ocurren al azar pero muchas veces en grupos o hileras, sólo el Pacífico tiene mas de 10.000 montes de este tipo. Su altura puede alcanzar hasta 10.000 m sobre el piso oceanico, mucho mas que la mayor altura continental.

Una vez formados, los volcanes submarinos existen largo tiempo, pero si sobresalen del nivel del mar se conocen como islas volcanicas. La parte emergida es erodada y si después de esto hay subsidencia (hundimiento) el monte submarino queda como una meseta y es conocido como un guyot o meseta submarina. En areas tropicales a menudo se forman arrecifes alrededor de estos montes y si continúa la subsidencia, se forma un atolón. Los guyots generalmente tienen sedimentos y fósiles encima de las rocas volcanicas.

Estos volcanes submarinos se presentan en el interior de las placas y constituyen el 5% de los volcanes del mundo (los demas estan asociados con límites de placas). Las cadenas de islas son lineales y los volcanes aumentan en edad a medida que se alejan de los centros de expansión oceanica. En el Pacifico tienen una dirección similar, NW. (fig 5.16, Kennett). La explicación para estas cadenas de volcanes es que existen puntos de la corteza conocidos como puntos calientes que son puntos de ascensode magma desde el manto superior en forma de plumas de pocos cientos de km de diametro. Ya que la fuente del magma esta inmóvil a medida que la placa tectónica se desliza sobre ella, los volcanes activos son separados de la fuente, cesando su vulcanismo. Al final este proceso crea una cadena de volcanes extintos moviéndose desde el punto caliente en la dirección de la expansión oceanica y llegando a ser progresivamente mas viejos. (fig. 5.17 Kennett). Esta es la explicación del origen de islas como Hawai y las islas Marshall.



MARGENES CONTINENTALES

Las margenes continentales estan entre los continentes y las cuencas oceanicas. La corteza continental, mas liviana, vieja y gruesa que la oceanica es mucho mas protuberante que la corteza oceanica, mas pesada, joven y delgada. En los límites entre las dos cortezas se apilan gruesos depósitos de sedimentos que construyen la margen actual. Estos sedimentos bien pueden estar estratificados o fuertemente deformados, dependiendo de las fuerzas tectónicas que actúan sobre la margen. Las margenes continentales son zonas de transición entre mar y tierra, agua somera y profunda, corteza continental y oceanica, y sedimentos terrígenos y biogénicos. Varían dependiendo del lugar donde ocurren respecto de la tectónica de placas.

La única característica común entre los distintos tipos de margenes es la ocurrencia de grandes masas de sedimentos. De hecho, las margenes continentales son los lugares de acumulación otrampas de sedimentos de origen continental, como también son los lugares donde se dan las regiones mas fértiles del océano, por tanto, se entierran grandes cantidades de materia organica que eventualmente pueden derivar en petróleo.

En general, se distinguen tres tipos de margenes continentales:

-Pasivas o tipo Atlantico
-Activas o tipo Pacífico
-Transformantes (que pueden ser pasivas o activas según la actividad tectónica)

Las margenes pasivas o tipo Atlantico no representan límites modernos de placas, son sísmicamente inactivas y se formaron cuando dos continentes se separaron para formar un nuevo océano, es decir, bajo condiciones divergentes. La morfología característica consta de plataforma continental, talud continental y elevación continental. Se caracterizan por grandes acumulaciones de sedimentos que incluyen material detrítico, evaporitas, arrecifes, reservorios de petróleo y sedimentos autígenos. Los factores que controlan el tipo y espesor de los sedimentos son: el clima, la presencia de ríos, el nivel del mar, presencia de vulcanismo y velocidad de subsidencia (hundimiento). Fig. 2.6. Seibold.

Las margenes activas o tipo Pacífico, en cambio, son sísmica y volcanicamente activas y actualmente son límites de placas. Son zonas de convergencia en las cuales la morfología es mas variada y complicada, generalmente incluyendo la plataforma, el talud y una fosa profunda. Se reconocen dos tipos principales de estas margenes: – las producidas por lacolisión de corteza continental y oceanica, como la tipo Chileno, caracterizadas por una plataforma continental estrecha y una fosa bajo el talud – las producidas por colisión de corteza oceanica y oceanica, como la tipo Marianas, que presentan una cuenca marginal somera, un arco de islas y una fosa. Fig 2.7. Seibold. Quizas las características mas importantes de las margenes activas son el plegamiento, los esfuerzos sobre los sedimentos, y la adición de material volcanico y plutónico. En efecto, los tipos de roca asociados con estas margenes son extremamente variados. También ocurren reacciones hidrotermales que permiten la formación de depósitos de mina, tal como en los Andes.


PLATAFORMA CONTINENTAL

La plataforma continental es la parte sumergida de los continentes. Típicamente son planas y no muy profundas (130 m en promedio, hasta unos 200 m de profundidad), van hasta donde hay un cambio en la pendiente del fondo. Algunas plataformas son muy anchas, especialmente en las margenes pasivas, donde son depositacionales, es decir, estan constituidas por sedimentos. En margenes activas las plataformas tienden a ser estrechas y rocosas con procesos erosivos dominantes. La amplitud de las plataformas varía entre pocos km hasta 400 km. Generalmente los ambientes de plataforma y los tipos de sedimentos muestran variaciones considerables en distancias cortas. En parte, esta variabilidad se deriva del nivel del mar hace 18.000 años, que estaba 130 m por debajodel actual. En ese entonces las condiciones eran totalmente diferentes y muchas características de las plataformas actuales todavía reflejan esas condiciones en la topografía y cubierta sedimentaria. A gran escala, las plataformas reflejan la tectónica y los cambios de nivel del mar. A escala regional reflejan condiciones climaticas y aportes de sedimentos. En latitudes bajas, los arrecifes son o fueron importantes, mientras que en latitudes altas el hielo ha sido el agente mas importante. Las plataformas formadas por grandes deltas pueden ser muy planas y monótonas en contraste con las moldeadas por hielo o arrecifes. En los deltas la cantidad de sedimento aportada permite una redistribución y suavizado por corrientes y olas. Las olas que pueden tener mayor influencia en la morfología de las plataformas son los tsunamis. Una tarea complicada en el estudio de las plataformas actuales es diferenciar cuanto de la morfología de una plataforma pertenece a herencia del pasado y cuanto a los procesos actuales. La tarea es mas complicada ya que la condición actual incluye al menos varios cientos de años, un intervalo de tiempo en el cual el mar puede producir efectos cuyas causas no son muy obvias, especialmente si hay actividad de huracanes o tsunamis.


EL QUIEBRE DE LA PLATAFORMA

Es el paso de la plataforma al talud, marca el punto bajo el cual la influencia del nivel del mar en la depositación y erosión disminuye rapidamente. El quiebre esta representado por unaumento distintivo en la pendiente ubicado en 130 m en promedio, lo cual sugiere que marca el nivel del mar en el último glacial.

TALUD Y ELEVACIÓN CONTINENTAL

El talud continental es una zona empinada al final de la plataforma (hasta 90º), es estrecha (usualmente menor de 200 km de ancho) y puede estar dividida por fallas en una serie de escarpes que se van cubriendo de sedimentos oscureciendo la estructura original de la margen. La elevación continental sólo ocurre en las margenes pasivas, es la parte inferior de la pendiente, presenta un angulo mas bajo que el talud y termina en los fondos abisales. Esta formada por la acumulación de gruesas capas de sedimentos transportados desde el continente y depositados en la base del talud continental. El límite entre el talud y la elevación continental a veces no es muy claro, sin embargo puede decirse que el talud es parte de la margen, mientras que la elevación esta sobre corteza oceanica y es parte del océano profundo. Basicamente la mayor parte de los taludes continentales son gruesas acumulaciones de los sedimentos de origen continental mezclados con materiales de origen oceanico biogénico. Altas tasas de acumulación en muchos taludes, donde no hay tiempo de que el sedimento pierda agua y se solidifique pueden resultar en inmensos deslizamientos. Estos pueden ser coherentes en grandes areas preservando parte de la estratigrafía original, o pueden ser caóticos (conocidos como slumps). Los sismos comúnmentedesencadenan estos deslizamientos. Los depósitos de deslizamientos pasan a ser parte de la elevación continental. La erosión en esta zona también puede producirse por la acción de fuertes corrientes profundas que fluyen horizontalmente a lo largo del talud. Estas corrientes se conocen como corrientes de contorno para distinguirlas de las corrientes de turbidez. Las corrientes de turbidez son masas de lodo y agua que fluyen pendiente abajo. Se cree que mucho de los sedimentos de la elevación continental son llevados allí por deslizamientos y corrientes de turbidez y luego son redistribuidos por las corrientes de contorno.


CAÑONES Y ABANICOS SUBMARINOS

El talud y elevación continentales normalmente estan cortados por valles e incisiones, entre los cuales los mas importantes son los cañones submarinos, que son equivalentes a los cañones terrestres. Sus paredes pueden ser rocosas y pueden comenzar desde tierra, el borde de la plataforma o el talud y pueden canalizar corrientes de turbidez llevando grandes cantidades de sedimento hacia las cuencas oceanicas. Al final de los cañones pueden presentarse depósitos en forma de abanico conocidos como abanicos marinos profundos. Estos abanicos también pueden formarse por flujos o deslizamientos de lodo y estan constituidos por turbiditas (depósitos de lodo producto de corrientes de turbidez, estas corrientes son de gravedad, intermitentes y llevan material lodoso acuoso mas pesado que el agua). Fig. 2.12 Seibold. El origende los cañones todavía es materia de debate. Muchos de ellos tienen una contraparte en tierra y comúnmente cortan desde la plataforma continental uniéndose con un valle en tierra. En cambio otros cañones comienzan sólo al borde de la plataforma. Hacia el mar, la extensión de los cañones submarinos puede ir mas alla de la elevación continental y continuar hasta miles de km en el piso oceanico profundo. En las zonas donde no se presentan cañones, ha sido probablemente por bajo aporte de sedimento y/o pendientes muy suaves. Lo que se cree es que los diferentes tipos de cañones deben tener diferentes orígenes. Unos pueden ser originados en condiciones anteriores emergidas, por acción de lluvia, otros son la continuación en el mar de un río, formando una clase de río submarino, que no se caracterizaría por agua dulce sino mas bien por agua cargada de lodo.

Los abanicos submarinos constan de lenguas de sedimento sobrepuestas, disectadas por canales que vuelven a rellenarse cuando son abandonados, formando un verdadero sistema de distributarios y meandros (Seibold y Berger, fig. 2.17). Estos abanicos tienen interés económico como reservorios potenciales de hidrocarburos, tienen grandes dimensiones y espesos cuerpos de arena con alta porosidad y permeabilidad. Mucho del sedimento de los abanicos submarinos consta de turbiditas y su distribución muestra que las corrientes de turbidez pueden alcanzar grandes distancias en el piso marino (p.e. Mississippi, Amazonas).