Litosfera

La litosfera (del griego λίθος, lithos, ‘piedra’ y σφαίρα, sphaíra, ‘esfera’) es la capa superficial sólida de la Tierra, caracterizada por su rigidez.[1] Está formada por la corteza y la zona más externa del manto, y mantiene un equilibrio isostático sobre la astenosfera, una capa «plástica» que forma parte del manto. La litosfera suele tener un espesor aproximado de 50 a 100 km,[1] siendo su límite externo la superficie terrestre.[2] El límite inferior varía dependiendo de la definición de litosfera que se ocupe. Para este caso, teniendo en cuenta el espesor mencionado, es la astenosfera.[2]

Subducción entre placas litosféricas. Nótese que la litosfera incluye la corteza terrestre.

La litosfera está fragmentada en una serie de placas tectónicas o litosféricas, en cuyos bordes se concentran los fenómenos geológicos endógenos, como el magmatismo, la sismicidad o la orogénesis.[3][4]

Tipos de litosfera

En la práctica no es fácil establecer un espesor concreto para la litosfera.[2] Se aplican distintas aproximaciones a:

  • Litosfera térmica: Bajo este concepto la litosfera constituye la parte del manto donde la conducción de calor predomina sobre la convección de calor, caso opuesto de lo que ocurre en la parte del manto que subyace la litosfera.[5] En este sentido la base de la litosfera se puede definir según la intersección de una proyección del gradiente geotérmico con: a) alguna temperatura predefinida, b) cierta fracción de la temperatura de ambiente o c) cierta fracción del solidus del manto.[5] Otro método más simple define dicho límite según la superficie de una isoterma.[5]
  • Litosfera sísmica: La base de la litosfera se caracteriza por una reducción en la velocidad de propagación de las ondas S y una elevada atenuación de las ondas P. Esta definición tiene la ventaja que es fácilmente detectable a través de estudios sismológicos.[cita requerida]
  • Litosfera elástica: Se llama litosfera flexural o elástica como la capa superior de la Tierra que se mueve con las placas tectónicas.[6] Según esta definición la litosfera se define como rígida y con movimiento mecánico coherente.[6]

Las litosferas térmica y sísmica tienen espesores equivalentes. En general, el espesor de la litosfera elástica es mayor a los otros dos.[cita requerida]

Según el tipo de corteza que la forme, distinguimos dos tipos:

  • Litosfera continental: Es la litosfera que está formada por la corteza continental y la parte externa del manto terrestre. El espesor es de unos 120 km y está compuesta principalmente por rocas de composición granítica.
  • Litosfera oceánica: Está formada por la corteza oceánica y el manto externo terrestre. Constituye los fondos oceánicos y es más delgada que la litosfera continental. Su espesor es de 65 km y está formada en su mayoría por rocas basálticas.

Litosfera oceánica

La litosfera oceánica está formada principalmente por corteza máfica y manto ultramáfica (peridotita) y es más densa que la litosfera continental. La litosfera oceánica joven, que se encuentra en las dorsales oceánicas, no es más gruesa que la corteza, pero la litosfera oceánica se engrosa a medida que envejece y se aleja de la dorsal oceánica. La litosfera oceánica más antigua suele tener un grosor de unos 140 kilómetros (87,0 mi).[7] Este engrosamiento se produce por el enfriamiento conductivo, que convierte la astenosfera caliente en manto litosférico y hace que la litosfera oceánica sea cada vez más gruesa y densa con la edad. De hecho, la litosfera oceánica es una capa límite térmica para la convección[8] en el manto. El espesor de la parte del manto de la litosfera oceánica puede aproximarse como una capa límite térmica que se engrosa con la raíz cuadrada del tiempo.

Aquí, es el espesor de la litosfera del manto oceánico, es la difusividad térmica (aproximadamente 10-6 m2/s) para las rocas de silicato, y es la edad de la parte dada de la litosfera. La edad suele ser igual a L/V, donde L es la distancia desde el centro de propagación de la dorsal mediooceánica, y V es la velocidad de la placa litosférica.[9]

La litosfera oceánica es menos densa que la astenosfera durante unas decenas de millones de años, pero después se vuelve cada vez más densa que la astenosfera. Mientras que la corteza oceánica químicamente diferenciada es más ligera que la astenosfera, la contracción térmica de la litosfera del manto la hace más densa que la astenosfera. La inestabilidad gravitatoria de la litosfera oceánica madura hace que, en las zonas de subducción, la litosfera oceánica se hunda invariablemente bajo la litosfera dominante, que puede ser oceánica o continental. En las dorsales oceánicas se produce constantemente nueva litosfera oceánica, que se recicla en el manto en las zonas de subducción. Como resultado, la litosfera oceánica es mucho más joven que la continental: la litosfera oceánica más antigua tiene unos 170 millones de años, mientras que partes de la litosfera continental tienen miles de millones de años. [10][11]

Litosfera subducida

Los estudios geofísicos de principios del siglo XXI postulan que grandes trozos de la litosfera han sido subducidos en el manto a una profundidad de 2900 kilómetros (1802,0 mi) hasta cerca del límite entre el núcleo y el manto,[12] mientras que otros "flotan" en el manto superior.[13][14] Sin embargo, otros se adentran en el manto hasta 400km pero permanecen "adheridos" a la placa continental superior,[11] similar a la extensión de la "tectosfera" propuesta por Jordan en 1988. [15] La litosfera en subducción se mantiene rígida (como demuestran los terremotos profundos a lo largo de la zona Wadati-Benioff) hasta una profundidad de unos 600km.[16]

Xenolitos del manto

Los geocientíficos pueden estudiar directamente la naturaleza del manto subcontinental examinando los xenolitos del manto[17] que aparecen en la kimberlita, la lamproita y otros tubos volcánicos. La historia de estos xenolitos ha sido investigada por muchos métodos, incluyendo análisis de abundancia de isótopos de osmio y renio. Dichos estudios han confirmado que las litosferas del manto situadas bajo algunos cratones han persistido durante periodos superiores a los 3.000 millones de años, a pesar del flujo del manto que acompaña a la tectónica de placas.[18]

Véase también

Referencias
  1. Artimieva 2011, p. 1.
  2. Artimieva 2011, p. 4.
  3. lithosphere, Encyclopedia Britannica Academic Edition (en inglés). Consultado el 10 de marzo de 2013.
  4. platektonikk Store norske leksikon (en noruego). Consultado el 9 de marzo de 2013.
  5. Artimieva 2011, p. 7.
  6. Artimieva 2011, pp. 5-6.
  7. Pasyanos, M. E. (15 de mayo de 2008). «Lithospheric Thickness Modeled from Long Period Surface Wave Dispersion». Consultado el 25 de abril de 2014.
  8. Donald L. Turcotte, Gerald Schubert, Geodynamics. Cambridge University Press, 25 mar 2002 - 456
  9. Stein, Seth; Stein, Carol A. (1996). «Evolución termo-mecánica de la litosfera oceánica: Implicaciones para el proceso de subducción y los terremotos profundos». Subducción: Top to Bottom. Geophysical Monograph Series 96. pp. 1-17. Bibcode:1996GMS....96....1S. ISBN 9781118664575. doi:10.1029/GM096p0001.
  10. Jordan, Thomas H. (1978). «Composición y desarrollo de la tectosfera continental». Nature 274 (5671): 544-548. Bibcode:1978Natur.274..544J. S2CID 4286280. doi:10.1038/274544a0.
  11. O'Reilly, Suzanne Y.; Zhang, Ming; Griffin, William L.; Begg, Graham; Hronsky, Jon (2009). «Raíces continentales ultraperiféricas y sus restos oceánicos: ¿Una solución al problema geoquímico del "depósito del manto"?». Lithos 112: 1043-1054. Bibcode:2009Litho.112.1043O. doi:10.1016/j.lithos.2009.04.028.
  12. Burke, Kevin; Torsvik, Trond H. (2004). «Derivación de las grandes provincias ígneas de los últimos 200 millones de años a partir de heterogeneidades a largo plazo en el manto profundo». Earth and Planetary Science Letters 227 (3-4): 531. Bibcode:..531B 2004E&PSL.227 ..531B. doi:10.1016/j.epsl.2004.09.015.
  13. Replumaz, Anne; Kárason, Hrafnkell; Van Der Hilst, Rob D.; Besse, Jean; Tapponnier, Paul (2004). «Evolución 4-D del manto del SE de Asia a partir de reconstrucciones geológicas y tomografía sísmica». Earth and Planetary Science Letters 221 (1-4): 103-115. Bibcode:2004E&PSL.221..103R. S2CID 128974520. doi:10.1016/S0012-821X(04)00070-6.
  14. Li, Chang; Van Der Hilst, Robert D.; Engdahl, E. Robert; Burdick, Scott (2008). «Un nuevo modelo global para las variaciones de la velocidad de las ondas P en el manto terrestre». Geochemistry, Geophysics, Geosystems 9 (5): n/a. Bibcode:2008GGG.....905018L. doi:10.1029/2007GC001806.
  15. Jordan, T. H. (1988). «Estructura y formación de la tectosfera continental». Journal of Petrology 29 (1): 11-37. Bibcode:1988JPet...29S..11J. doi:10.1093/petrology/Special_Volume.1.11.
  16. Frolich, C. (1989). «La naturaleza de los terremotos de foco profundo». Annual Review of Earth and Planetary Sciences 17: 227-254. Bibcode:1989AREPS..17..227F. doi:10.1146/annurev.ea.17.050189.001303.
  17. Nixon, P.H. (1987) Mantle xenoliths J. Wiley & Sons, 844 p. ISBN 0-471-91209-3
  18. Carlson, Richard W. (2005). «Características físicas, químicas y cronológicas del manto continental». Reviews of Geophysics 43 (1): RG1001. Bibcode:2005RvGeo..43.1001C. doi:10.1029/2004RG000156.

Bibliografía
  • Artimeva, I. (2011). The Lithosphere: An Interdisciplinary Approach (en inglés). Cambridge University Press.
  • Chernicoff, Stanley; Whitney, Donna (1990). Geology. An Introduction to Physical Geology (4th edición). Pearson. ISBN 978-0-13-175124-8.

Enlaces externos
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