VII. LA CORTEZA TERRESTRE
EN LA sección anterior viajamos desde la superficie de la Tierra hasta su núcleo sin examinar con mayor detalle su corteza. Ésta, en cuya superficie se desarrolla la vida, es extraordinariamente interesante tanto por su complejidad como por las preguntas que puede uno hacerse sobre su origen. En efecto, ¿por qué tiene una corteza la Tierra?, ¿cuál es su estructura, composición y edad?
A todas estas preguntas trata de contestar la geología con el auxilio de dos ciencias complementarias: la geofísica y la geoquímica. Es conveniente referirnos, aunque sea brevemente, a los métodos de la geofísica, ya que estos constituyen uno de los principales métodos para conocer la estructura interna de la corteza. Tres métodos principales son utilizados por la geofísica para conocer la estructura cortical: el sísmico, el gravimétrico y el magnetométrico. Estos métodos no son los únicos pero si los más ampliamente utilizados por lo que, en favor de la brevedad, sólo nos referiremos a ellos.
MÉTODOS GEOFÍSICOS PARA EL ESTUDIO DE LA CORTEZA
Hemos hablado ya de cómo la sismología nos permite conocer indirectamente el interior de un cuerpo sólido. En esta sección hablaremos un poco más del mismo tema.
Ya habíamos visto que una onda que incide sobre una superficie en que las ondas tienen mayor velocidad es refractada hacia el exterior. Notemos que si el ángulo con que la onda incide va creciendo el rayo refractado se va acercando a la frontera entre los dos medios. Existe un ángulo en el que el rayo viaja paralelo a la frontera y aparentemente a lo largo de ella (Figura 24).
Figura 24. Refracción crítica en la frontera entre dos medios en la que el inferior tiene mayor velocidad.
Al rayo que viaja en esa dirección se le llama rayo críticamente refractado y viaja con la velocidad del medio inferior. En este punto es preciso aclarar que la representación de la onda por medio de un rayo es deficiente para explicar este fenómeno, puesto que, además de otras limitaciones no explica por qué el rayo viaja con la velocidad del medio inferior, sin embargo, como medio de visualización es útil y lo seguiremos utilizando. Utilizaremos además un principio muy práctico debido a Fermat y que establece que "en un frente de onda cada punto actúa como una nueva fuente de ondas". De esta manera, cada punto de la frontera entre los medios actúa como emisor de rayos y si tenemos sismómetros en la superficie podemos detectar su arribo a la misma (Figura 25).
Figura 25. Ilustración del método de refracción sísmica.
Notemos que la llegada de las ondas se va retardando progresivamente mientras nos alejamos de la fuente, puesto que deben recorrer distancias más grandes. Basándose en este efecto, los sismólogos pueden deducir la profundidad a que se encuentran las fronteras entre estratos y las velocidades de las ondas en los mismos. Este método, conocido como sismología de refracción, es de gran utilidad para estudiar la corteza terrestre. La fuente de ondas sísmicas es por lo general una explosión con la potencia necesaria para que el equipo detecte las ondas emitidas por ella misma.
Otro método utilizado a menudo es el llamado de "dispersión de ondas superficiales". En este método se utilizan las ondas superficiales que emite un temblor natural. Cuando éste ocurre, como hemos visto, se generan ondas internas P y S. Además de éstas se produce un tipo de ondas de mayor amplitud que se generan y viajan en la superficie del planeta y son conocidas como ondas superficiales. Estas ondas se asemejan a las olas producidas en la superficie de un líquido, pues su amplitud máxima la tienen en la superficie y decaen rápidamente con la profundidad. Las características de las ondas superficiales hacen que éstas viajen por amplias regiones de la corteza y recojan información sobre la misma. Los sismólogos analizan los registros de estas ondas y pueden deducir la estructura de la corteza por la que se han propagado.
El método gravimétrico es otra forma muy importante de determinar la estructura interna de nuestra corteza. Este método se basa en la atracción gravitacional entre masas. Veamos con mayor detalle el fundamento de este método.
Sabemos que dos cuerpos de masas ml y m2 sufren una atracción entre sí que está dada por la fórmula siguiente:
en esta fórmula, r es la distancia que separa los centros de masa de los cuerpos y G una constante llamada constante de gravitación universal. Fue el gran Newton quien descubrió esta relación, cuya mejor demostración está dada por la atracción que la Tierra ejerce sobre los cuerpos que se mueven en su superficie. El valor de la constante fue hallado experimentalmente por H. Cavendish, un físico inglés en 1798. Un valor más moderno de la misma es:
G = 6.673x10 cm gr/seg
Ahora bien, la gravedad que nosotros experimentamos sobre la superficie de la Tierra no es exactamente la que corresponde a este valor, porque nuestro planeta se encuentra en rotación. Fue el mismo Newton quien en su famoso libro Principia expuso este hecho. Como podemos ver en la figura 26, todo cuerpo en la superficie del planeta experimenta dos fuerzas: una de ellas es la atracción gravitacional del planeta y otra la fuerza centrífuga debida a la rotación del mismo.
Figura 26. Un objeto sobre la superficie de la Tierra experimenta la atracción de la gravedad disminuida por la fuerza centrípeta utilizada en mantener el objeto en rotación; desde el punto de vista del observador en la Tierra, también se puede pensar que la gravedad experimentada es la suma de la fuerza de gravedad y una "fuerza" centrífuga.
En un sentido estricto, la única fuerza real es la de gravitación. Esta fuerza es la que hace que los cuerpos sigan trayectorias circulares puesto que de otra forma seguirían trayectorias rectilíneas. Podemos entonces pensar en la situación de dos maneras: una es la que se ilustra en la figura 26 y otra la que tiene más sentido físico, considerando que no experimentamos toda la fuerza gravitacional porque parte de ella se emplea en mantener una trayectoria circular. La única razón por la cual se habla de una fuerza centrífuga es porque muchas veces ignoramos el hecho de que nos encontramos en un sistema en rotación. En otras palabras, la fuerza centrífuga se introduce como un truco para hablar de un cuerpo que se mueve en trayectoria circular como si estuviera en reposo o en movimiento rectilíneo y con velocidad uniforme.
Volviendo a la consideración sobre la atracción gravitacional, la fuerza que debe ejercerse sobre un cuerpo para mantenerlo en una trayectoria circular de radio d está dada por:
f = mv2 / d
donde d es la distancia entre el objeto y el eje de rotación, y v la velocidad tangencial del objeto debido a la rotación.
Esta fuerza, llamada fuerza centrípeta, es la que debe ser restada de la fuerza de gravedad para obtener la atracción neta sobre los cuerpos en su superficie.
Todos los puntos de la Tierra giran 360 grados en 24 horas, de manera que los puntos más cecanos al eje de rotación tienen una menor velocidad tangencial, y aunque la distancia d es más grande en el ecuador, como la velocidad contribuye al cuadrado resulta que la contribución más grande de la fuerza centrípeta se realiza en el ecuador. Así, la gravedad experimentada por un cuerpo es mayor en el polo que en el ecuador; este efecto se refuerza además porque por efecto del achatamiento de los polos el radio ecuatorial es mayor que el polar.
En conclusión, podemos decir que la gravedad experimentada por un cuerpo en la superficie de la Tierra tiene un efecto latitudinal.
Es posible obtener una fórmula general para calcular este efecto latitudinal
o, en otras palabras, calcular la gravedad teórica en un lugar dado, si se cuenta
con una expresión matemática simple que describa la forma de la Tierra así como
valores de la gravedad medidos en algunos puntos de la superficie de la misma.
Desde luego, una esfera podría ser utilizada para describir la forma del planeta,
pero sabemos que esto es poco real. En la actualidad se utiliza un elipsoide
de revolución para describir matemáticamente al planeta. Otros cuerpos geométricos
más reales, por ejemplo un elipsoide triaxial, resultan demasiado complicados
para su empleo geodésico (véase el Apéndice B). La adopción de elipsoides de
referencia es tarea de organismos científicos internacionales, entre ellos,
la Unión Astronómica Internacional (IAU) y la Unión Internacional
de Geodesia y Geofísica (IUGG). La fórmula adoptada actualmente
está dada por la siguiente expresión:
donde f es la latitud. Esta fórmula, adoptada por
la IUGG en 1967, es conocida como fórmula del sistema geodésico
de referencia (GRS 67). El valor de gT en el ecuador (f
= 0) es el resultado del ajuste estadístico de la red internacional de medidas
gravimétricas.
En este punto es conveniente hacer una referencia al gravímetro, nombre del instrumento utilizado en este tipo de investigaciones. Existen básicamente dos tipos de gravímetros: los de determinación absoluta de la gravedad y los de determinación relativa.
El primer tipo de gravímetros nos permite obtener el valor absoluto de la gravedad en un sitio dado. Durante mucho tiempo se utilizaron e incluso actualmente siguen usándose el péndulo y la caída libre de un cuerpo en el vacío para calcular la gravedad. Tanto el periodo de un péndulo como el tiempo de caída de un cuerpo en el vacío son funciones de g. Naturalmente, el problema de metrología es más complejo que el principio en que están basadas ambas determinaciones. En efecto, tanto el experimento del péndulo como el de caída libre deben realizarse en el vacío, bajo condiciones controladas y con dispositivos elaborados cuidadosamente. En estas condiciones, la gravedad puede determinarse con exactitudes del orden de 0.001 cm/seg2 o, en unidades geofísicas, de un miligal. La unidad miligal es la milésima parte de 1 gal (1 cm/seg2), denominada así en honor a Galileo. En estas unidades la gravedad promedio en la superficie de la Tierra es de alrededor de 980 gales o 98 x 104 miligales.
Los gravímetros de determinación relativa de g son instrumentos que permiten la evaluación de la gravedad de un sitio con respecto a otro. Usualmente consisten en sistemas de elásticos y péndulos en equilibrio inestable. La figura 27 muestra un diagrama simplificado del mecanismo de un gravímetro.
Figura 27. Esquema de un gravímetro tipo Lacoste & Romberg.
Estos gravímetros tienen resoluciones desde un décimo de miligal hasta milésimos de miligal y son ampliamente utilizados cuando se quieren obtener planos de anomalías gravimétricas, puesto que en tal caso basta referir las medidas a un punto base y no es necesario llevar a cabo determinaciones absolutas de la gravedad.
Regresando al tema de esta sección, una vez que se ha determinado el valor de la gravedad en un sitio podemos tomar la diferencia entre el valor teórico y el observado go:
Si la Tierra fuera homogénea y correspondiera exactamente con el elipsoide, la diferencia entre ambos valores sería cero. Sin embargo, éste no es el caso; la superficie de la Tierra tiene una topografía y una distribución de masa irregular, es decir, está compuesta por rocas de muy diversas densidades. Así que la diferencia Dg es debida tanto al relieve de la Tierra como a la distribución de masas en su interior. Es posible eliminar el efecto del relieve terrestre a través de algunas correcciones a los datos observados, que toman en cuenta tanto las alturas y la presencia o deficiencia de materiales sobre el nivel del mar como la topografía. Si se realizan estas correcciones, obtendremos:
donde gT es el efecto del relieve. Ésta sería la diferencia encontrada en una Tierra que no tuviera relieve y su superficie estuviera dada por el nivel de un mar universal. A esta superficie se le llama geoide y no debe confundirse con el elipsoide, que es la figura geométrica simple que mejor describe al geoide.
Nuevamente, si la Tierra no tuviera heterogeneidades laterales Dgb tendría un valor igual a cero. Como esto no es así, gb es el residuo o anomalía gravimétrica debida directamente a la distribución de masas en el interior de la Tierra. A gb se le conoce como anomalía de Bouguer en honor a Pierre Bouguer, geodesta francés que entre otras cosas determinó las dimensiones de un arco de longitud en los Andes.
La figura 28 nos muestra las anomalías de Bouguer en el planeta. A grandes rasgos podemos ver que existen anomalías fuertemente negativas en las grandes cordilleras y positivas en los océanos. Éstas no son debidas a anomalías de masa en la corteza, puesto que, de ser así, ¿cómo se explica la correspondencia entre topografía y anomalías? Tal correspondencia, además, se relaciona con el hecho mismo de la existencia de una topografía muy irregular, porque ¿cómo pueden existir enormes montañas y fosas profundas sin que la fuerza de gravedad y de los elementos tiendan a nivelarla? La respuesta a estas preguntas proporciona gran información sobre la estructura de la corteza y se puede resumir en una palabra: isostasia.
Figura 28. Mapa de anomalías gravimétricas globales.
Leonardo da Vinci, con su penetrante sentido de observación, escribió desde
el siglo XIV:
| Aquella parte de la superficie de cualquier cuerpo pesado que es más ligera se distanciará más de su centro de gravedad. |
En 1749, Bouguer, miembro de la Comisión Geodésica Francesa enviada a Perú, publicó un libro llamado La figure de la Terre. En éste expresaba su convicción de que la atracción efectiva sobre la masa de un péndulo debida a la enorme masa de los Andes es mucho menor de lo que cabría esperar.
Casi 100 años después Everest llevaba a cabo la determinación de la longitud de arco en la India. Al hacer determinaciones de latitud entre las ciudades de Kaliana y Kalianpur, encontró que en esta última había una diferencia de 5.24 segundos entre la latitud determinada astronómicamente y la obtenida geodésicamente. En este punto es necesario precisar que la latitud astronómica se obtiene observando la posición de una estrella con respecto a la vertical dada por la plomada. La latitud geodésica se obtiene midiendo por métodos topográficos la posición de Kalianpur con respecto a la de Kaliana. La diferencia estriba en la cercanía de los Himalayas a la ciudad de Kalianpur. En efecto, la masa de los Himalayas ejerce una atracción gravitatoria sobre la masa de la plomada, desviándola de la "verdadera" vertical (Figura 29).
Figura 29. La atracción de la plomada por los Himalayas introduce un error en la determinación de la latitud cuando se toma como referencia. El ángulo i en la figura está grandemente exagerado.
Este efecto es el que había sido observado por Bouguer en los Andes y señalado en su libro sobre la figura de la Tierra.
En 1854 el archidiácono inglés J. H. Pratt publicó sus cálculos sobre la atracción de los Himalayas. Según éstos, la diferencia de latitudes debería ser de 15.88 segundos y no los 5.24 encontrados por Everest. A continuación Pratt se propuso explicar la inconsistencia y en 1959 publicó su teoría, según la cual la diferencia era debida a las distintas densidades de los bloques que componen la corteza terrestre. En la figura 30(a) podemos ver que si las zonas montañosas están compuestas por bloques cuya densidad es menor que la de zonas de menor relieve y asimismo las grandes fosas oceánicas están soportadas por bloques de mayor densidad, la frontera entre corteza y manto está a una misma presión y la atracción de las montañas será menor por su menor densidad con respecto a la densidad de un bloque con menor relieve.
Figura 30. Modelos isostáticos de Pratt (a) y Airy (b).
Existe otra manera de explicar la deficiencia, que fue propuesta por otro británico. En 1855 G.B. Airy planteó que las grandes montañas están compensadas por grandes protuberancias o raíces que se hunden en lo que se identifica modernamente como el manto, el cual posee una densidad superior a cualquier material de la corteza. En este modelo la densidad promedio de la corteza es igual en todas partes (Figura 30b). Una analogía con este modelo puede verse en unos troncos de árbol flotando en el agua. La madera busca una posición de equilibrio y para cada porción que sobresale del agua existe una porción bajo la misma. La existencia de estas raíces que se hunden en un material más denso ocasiona una deficiencia de masa que compensa la atracción de la montaña.
Con el desarrollo de las técnicas sismológicas fue posible detectar la discontinuidad de Mohorovicic y observar que efectivamente es más profunda en los continentes que en los océanos; aunque esto no implica que la teoría de Pratt sea incorrecta, y el mecanismo propuesto por él también interviene en el proceso de equilibrio de la corteza, o como se le conoce actualmente, equilibrio isostático. Por supuesto, no todas las regiones de la Tierra han alcanzado equilibrio isostático. Este mecanismo tiene lugar a lo largo de millones de años, puesto que el manto se comporta como un fluido de gran viscosidad. Aquí es necesario aclarar un punto. Hemos mencionado que el manto tiene una composición lítica. ¿Cómo puede entonces comportarse como un fluido? La respuesta se encuentra en las escalas de tiempo. En efecto, las rocas nos parecen un buen ejemplo de un cuerpo sólido. Si por desgracia un trozo de roca nos cae en la cabeza estaremos aún más convencidos del punto. Sin embargo, si sometiéramos un bloque de roca a altas presiones y temperaturas por tiempos muy largos veríamos que ésta se deforma sin recuperar su forma anterior, es decir, la roca se comporta en este caso como un sólido plástico. Si se la somete a esas condiciones por tiempos mucho mayores su conducta se asemejará a la de un fluido de alta viscosidad.
Volviendo al tema principal, decíamos que no toda la corteza está compensada isostáticamente. Por ejemplo, enormes regiones de Canadá y Fenoscandia que fueron cubiertas por los hielos durante las glaciaciones continúan sufriendo lentos levantamientos para compensar la deficiencia de masa que dejó el retroceso de los hielos en épocas geológicamente recientes. Tampoco están compensadas aquellas zonas en que el volcanismo reciente ha creado edificios y en general aquellas en que la dinámica terrestre ha producido recientemente movimientos orogénicos.
Mercurio, Venus, la Tierra y Marte son llamados planetas terrestres. Dentro de este grupo, la Tierra tiene el campo magnético más grande. En una primera aproximación, éste puede representarse por un dipolo magnético situado en su centro con una inclinación de 11 grados con respecto al eje geográfico y con una magnitud de 0.6 a 0.7 oersteds.
A pesar de que tanto el origen como las características del campo magnético son temas de gran interés y relevancia para el estudio del planeta, por su extensión no es posible tratarlos en un breve espacio. Así pues, nos referiremos solamente al método que se emplea para conocer la estructura de la corteza terrestre.
La mayoría de las rocas contienen pequeñas cantidades de magnetita y otros óxidos de hierro, así como algunos sulfuros que poseen propiedades ferromagnéticas. Esto quiere decir que tales minerales pueden adquirir un campo magnético si cristalizan en presencia de un campo magnético. En el caso de los minerales magnéticos, su magnetización es adquirida del campo magnético terrestre al cristalizar a partir de un magma. La intensidad de la magnetización inducida, o el momento magnético por unidad de volumen adquirido por un cuerpo en presencia de un campo externo (H) puede ser escrito como:
donde X es una constante llamada susceptibilidad magnética. Como puede observarse, entre más grande es X más grande es el campo magnético inducido.
Dado que la magnetita es un mineral con alta susceptibilidad magnética, su contenido en una roca determina significativamente la susceptibilidad de esta última. La concentración de magnetita y en general de minerales ferromagnéticos en las rocas es muy baja, pero se presenta en suficiente cantidad para poder ser medida y ofrecer un contraste entre rocas de diferentes tipos.
El magnetismo en rocas se mide por medio de los instrumentos llamados magnetómetros, y para el estudio de la corteza se hacen determinaciones relativas de manera semejante al método gravimétrico. Tanto en magnetometría como en gravimetría se suele utilizar la componente vertical del campo en cuestión. En magnetometría se puede utilizar también la declinación (Figura 31) pero la componente vertical es usualmente más sencilla de interpretar.
Figura 31. El vector de campo geomagnético. H es la componente horizontal, Z la vertical, D es la declinación e i la inclinación.
En cuanto a los magnetómetros, existe una gran variedad de instrumentos basados en diferentes principios: la deflexión de una brújula, el desbalance de un par de bobinas, la precesión libre de protones, el bombeo óptico de electrones, etc. Magnetómetros de estos tipos son los más utilizados actualmente en el trabajo de campo, aunque existen otros de gran sensibilidad para trabajo de laboratorio.
En magnetometría se suele utilizar una unidad más pequeña que el oersted y que es conocida como gamma (g):
En estas unidades se pueden detectar variaciones en el campo magnético de algunas decenas de gamma, dependiendo del instrumento utilizado. Un aspecto que le da gran versatilidad a la investigación magnetométrica es que puede hacerse desde aviones a los que se han adaptado magnetómetros que usualmente son arrastrados por cables a cierta distancia del avión para evitar el campo magnético propio de la aeronave. De esta manera es posible obtener datos magnetométricos de áreas extensas en corto tiempo y con bastante densidad (Figura 32).
Figura 32. Perfil típico de un levamtamiento aeromagnético.
Los datos magnéticos son configurados y presentados como mapas de isoanomalías magnéticas. La figura 33 nos muestra un ejemplo de un mapa de anomalías magnéticas. La interpretación de mapas tanto magnetométricos como gravimétricos requiere del procesamiento de los datos con métodos matemáticos que permiten resaltar o disminuir determinados rasgos y son posteriormente modelados para dilucidar las estructuras que los causan.
Figura 33. Mapa típico de anomalías magnéticas. Los contornos están dados en gammas.
Incidentalmente, durante mucho tiempo el método gravimétrico no pudo ser llevado a cabo a bordo de aeronaves puesto que los movimientos de las mismas introducían aceleraciones que alteraban las determinaciones de gravedad. Es un fruto de la tecnología de los años setenta y ochenta el que este método se pueda llevar a la práctica, aunque aún dista de tener la facilidad y economía del método magnetométrico.
ESTRUCTURA DE LA CORTEZA TERRESTRE
A los métodos que acabamos de mencionar los geofísicos añaden muchas otras técnicas de investigación: entre éstas cabe mencionar la medición del flujo de calor terrestre y la penetración de las ondas eléctricas en el interior de la Tierra. Los científicos utilizan tanta información como les es posible, ya que cada método aporta información complementaria para resolver el rompecabezas que constituye la estructura cortical.
Con base en estos métodos ha sido posible estudiar con detalle la estructura de algunas regiones de la corteza terrestre. Durante mucho tiempo, dadas las limitaciones de los datos geológicos y geofísicos, se pensó que la corteza tenía una estructura simple compuesta a grandes rasgos por dos estratos, uno inferior basáltico y otro superior granítico, separados por una discontinuidad a la que se dio el nombre de discontinuidad de Conrad. Esta discontinuidad se detecta efectivamente en algunas áreas, donde tiene profundidades que oscilan entre los 17 y 25 km. Sin embargo, con la acumulación de datos este sencillo esquema no es ya satisfactorio y la corteza revela una estructura mucho más complicada.
Una clasificación general de los tipos de corteza, dada por J. Brune en 1969, aparece en el cuadro 8:
UADRO 8. Clasificación de la corteza propuesta por Brune (1969)
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Las figuras 34 y 35 muestran segmentos de la corteza en México, obtenidos por refracción sísmica y consistentes con medidas de gravedad. El primero es un perfil perpendicular a la trinchera de Acapulco. Los números entre paréntesis indican las densidades y los demás las velocidades de las ondas P. La figura 34 es un perfil paralelo a la zona de trinchera. Finalmente, la figura 36 nos muestra un segmento de la estructura oceánica en el Atlántico.
Como podemos observar, la complejidad de la corteza terrestre nos impide hacer generalizaciones sobre su estructura, y muestra que cada porción de la misma requiere de estudios detallados y específicos para dilucidarla. La corteza terrestre es un delgado estrato en constante evolución y transformación que incluye continuos engrosamientos y adelgazamientos; la actividad magmática, las fuerzas erosivas y la dinámica de la litosfera son factores que determinan esta evolución.
Es necesario hacer aquí una aclaración: la evolución y comportamiento de la corteza están íntimamente relacionadas con la tectónica de placas. No nos detendremos detalladamente en esta teoría, cuyo tratamiento podría ocupar un solo volumen, pero sí aclararemos el significado de la afirmación anterior.
Sabemos actualmente que los continentes han ocupado posiciones relativas diferentes en el pasado. Partes de la corteza continental actual formaron alguna vez un solo continente, al que se ha llamado Pangea. Este protocontinente se fragmentó en varias partes como resultado del movimiento de las diferentes placas que constituyen el cascarón externo de la Tierra llamado litosfera. Esta capa externa tiene un espesor de alrededor de 100 km, y tanto la corteza como la parte superior del manto constituyen parte de la misma. La litosfera "flota" sobre otro casquete conocido como astenosfera. Debe tomarse en cuenta que esta clasificación de la parte superior de la Tierra no contradice a la descrita anteriormente, cuando nos referimos a su estructura interna. Mientras que la clasificación que vimos antes indica cambios químicos y físicos, la definición de litosfera y astenosfera se basa esencialmente en su respuesta mecánica. Volviendo a la figura 17(b), podemos ver que la región a, la capa rígida de alta velocidad, es precisamente la litosfera y el estrato b la astenosfera.
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Figura 34. Sección de la corteza perpendicular a la costa de Acapulco, obtenido por refracción sísmica y gravimetría. Los valores entre paréntesis son las densidades de las capas; los demás valores son sus velocidades sísmicas. La curva superior es la gravedad teórica comparada con la observada (adaptada de Singh y colaboradores, 1985).
Figura 35. Sección de la corteza entre Puerto Maldonado y Puerto Ángel. Los valores indicados son la densidad de la capa en gr/cm. La gráfica superior es la comparación entre las gravedades teórica y observada (adaptada de Nava y colaboradores, 1988).
En cuanto a la composición química de la corteza, una estimación promedio de ésta hecha por A. B. Ronov y A. A. Yaroshevsky aparece en el cuadro 9. Las estimaciones de otros autores no difieren considerablemente de ésta.
Estos mismos autores estimaron las proporciones de rocas y minerales por volumen que aparecen en la corteza. Sus datos aparecen en el cuadro 10.
Figura 36. Mapa de anomalías magnéticas de una sección del Atlántico (adaptado de Talwani y colaboradores, 1965).
UADRO 9. Composición química de la corteza terrestre.
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FUENTE: Ronov y Yaroshevsky, 1969. |
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UADRO 10. Composición petrológica y mineralógica de la corteza
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FUENTE: Ronov y Yaroshevsky, 1969. |
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En 1963 A. E. J. Engel publicó una síntesis de las edades de las grandes estructuras tectónicas de Norteamérica. La figura 37 muestra el patrón de edades de las grandes formaciones continentales. Como puede verse, el continente consiste de un núcleo antiguo rodeado por rocas de edad decreciente, donde la última es de 5 a 6 veces más joven que el núcleo. Este hecho sugiere que los continentes han crecido por acrecentamiento de sus márgenes. Es sin embargo difícil determinar a qué razón han crecido, puesto que las rocas más jóvenes pueden provenir del reprocesamiento de las partes antiguas o de adición nueva del manto. En este sentido, estudios isostáticos que muestran un alto grado de compensación han arrojado cierta luz sobre el problema, aunque no bastan todavía para arrojar una conclusión general.
Figura 37. Mapa generalizado de las edades de las rocas de Norteamérica (tomado de Engel, 1963).
El mismo comentario puede hacerse sobre los estudios geoquímicos. Cabe mencionar,
en particular, a los estudios isotópicos. Como vimos en la primera parte de
este libro, el Sr-87 puede provenir del decaimiento del Rb-87; la comparación
de las razones de Sr-87/Sr-86 en varias muestras de rocas continentales permite
adelantar algunas conclusiones. El valor del Sr-87/Sr-86 en rocas representativas
del manto es de 0.704 
0.002. La gran diferencia entre este valor y los valores de rocas de la corteza,
por ejemplo de algunas rocas precámbricas (Sr-87/Sr-86 = 0.712-0.726), indican
que la formación de la corteza comenzó en una etapa muy temprana de la historia
del planeta, pues de lo contrario dichas rocas no habrían logrado tanta diferenciación.
La figura 38 nos indica los rangos de valores de estroncio en rocas de diferentes
ambientes.
Figura 38. Gráfica de frecuencia de valores de Sr-87/Sr-86 en diferentes ambientes tectónicos (tomada de Wyllie, 1971).
En estos histogramas podemos apreciar la complejidad en la evolución de las rocas continentales comparadas con las oceánicas (aunque la interpretación de los resultados para estas últimas tampoco es muy sencilla).
Las técnicas que hemos mencionado forman parte de las herramientas esenciales de las ciencias de la Tierra para el estudio local de la corteza terrestre. La investigación sobre el tema es incesante y algún día permitirá realizar una síntesis general que nos permita entender mejor la dinámica del planeta.
La investigación no sólo es de interés científico sino práctico. La información que estos estudios arrojen permitirá comprender mejor la génesis de los grandes yacimientos minerales, las manifestaciones destructivas de la Tierra, como el vulcanismo y la sismicidad, y otros fenómenos del planeta que están íntimamente asociados con las actividades del hombre.