METEORITOS

Los meteoritos guardan las huellas del origen del sistema solar, ya que algunos de ellos desde su formación no han generado calor suficiente para fundirse, por lo que no ha existido fraccionación, que los halla podido diferenciar. Esto supone poder observar objetos que no ha sufrido cambios químicos desde el origen del sistema, conservando las características de la nebulosa protoplanetaria. Hay tres tipos principales de meteoritos:

- Sideritos: compuestos por una aleación de hierro y níquel (98%) cristalizados.

- Litometeoritos: compuestos de silicatos, sobre todo piroxeno y olivino. Estos pueden ser Acondritas (9%) o Condritas (86%), según contengan o no cóndrulos. Las segundas se subdividen en Condritas ordinarias (81%) y Condritas carbonáceas (5%). Estas además presentan volátiles (H2O, CO2, etc.) y compuestos orgánicos (aminoácidos). Los cóndrulos son unas estructuras esferoidales de varios milímetros de diámetro. Son gotas de fundido formadas durante las primeras colisiones que se produjeron en la nebulosa que dio origen a los planetas.

En las acondritas los cóndrulos fueron destruidos, pero las condritas carbonaceas se interpretan como un material que no se ha diferenciado, ni se ha llegado a calentar, por lo que conserva sus abundantes volátiles.

- Siderolitos: que son una mezcla de los dos tipos (silicatos y Fe-Ni)

Los meteoritos que colisionan con la tierra pueden llegar a tener estructuras de distintos componentes. A) asteroide diferenciado; B) asteroide fragmentado y regenerado en sucesivas colisiones, es decir, los elementos fueron arrancados en las colisiones de distintos asteroides que luego se han agrupado.

ONDAS SÍSMICAS

Los movimientos sísmicos están relacionados con las fallas. El movimiento de estas puede explicarse mediante la teoría de la tectónica de placas, según la que las grandes unidades de la corteza terrestre se están moviendo lenta y continuamente. Estas placas móviles interactúan entre si, deformando las rocas en sus bordes.

Estos movimientos se basan en la deformación que provocan en las rocas de la corteza a ambos lados de la falla. Las fuerzas tectónicas deforman las rocas a ambos lados de la falla, que hace que las rocas se doblen y almacenen energía elástica sin movimientos diferenciales. Esto se da hasta que la tensión supera un umbral de resistencia a la fricción que mantiene unidas las rocas, haciendo que esta se rompa súbitamente produciendo un desplazamiento local en un foco (hipocentro) que rápidamente se extiende en todas direcciones, liberando la mayor parte de la energía elástica acumulada. El punto de la superficie situado directamente encima del foco es el epicentro. Conforme la ruptura se extiende a lo largo del plano de falla, los bloques se mueven diferencialmente entre si, alcanzando una nueva posición de equilibrio, entonces la tensión alrededor de la falla desaparece y el suleo rebota a su estado primitivo. Este salto atrás de las rocas se denomina rebote elástico. Este desplazamiento no es únicamente horizontal, también puede ser vertical, movimiento que provoca un escarpe de falla. Dependiendo de la profundidad en la que este el foco (primer punto en el que se supera la Fr), el terremoto puede o no poner de manifiesto un desplazamiento en la superficie.

El estudio de estas es la sismología, que mediante varios instrumentos entre ellos el sismógrafo, da un valor numérico a la fuerza que se desprende en un terremoto. A un terremoto, se le pueden dar dos tipos de valores. Uno es la magnitud, que es la medida instrumental basada en la amplitud máxima medida en un sismograma a una determinada distancia del epicentro, que interpretada siguiendo la escala de Richter representa la idea de la energía liberada. La otra es la Intensidad que da idea de los daños materiales causados y se utiliza la escala de Mercalli.

TIPOS DE ONDAS SÍSMICAS

El deslizamiento de una masa de roca genera dos grupos principales de ondas sísmicas. Uno de estos son las ondas superficiales que viajan sobre la parte externa de la tierra. Las otras que viajan por su interior se denominan ondas de cuerpo. Estas se dividen a su vez en dos tipos, que se denominan ondas primarias (P) y ondas secundarias (S), que se diferencia por la forma de viajar a través de los materiales.

Las ondas P empujan (comprimen) y tiran (expanden) de las rocas en la dirección de propagación de la onda. Los sólidos, los líquidos y los gases se oponen aun cambio de volumen cuando son comprimidos y recuperan elásticamente su forma cuando cesa. Por eso estas ondas compresivas pueden atravesar estos materiales.

Las ondas S sacuden las partículas en ángulos rectos con respecto a la dirección en la que viajan. A diferencia de las anteriores, que cambian transitoriamente el volumen del material por el que viajan, las ondas S cambian transitoriamente la forma de la materia que las transmite. Dado que los fluidos (gases, líquidos) no responden elásticamente a cambios de forma, no transmiten ondas S.

La propagación de las ondas sísmicas, al igual que otras ondas esféricas, sigue la ley de Snell, de forma que las ondas sufren refracción o reflexión al pasar por medios con diferentes densidades, de acuerdo con la ecuación. sen αi / sen αr = Vi / Vr = cte

Gracias a las características de las ondas sísmicas, podemos crear una imagen aproximada de la estructura interna de la Tierra. Si la tierra fuese un cuerpo perfectamente homogéneo, las hondas sísmicas se propagarían a través de el en línea recta y en todas direcciones. Pero esta suposición se ve contrariada por el hecho de que se ha comprobado de que las ondas viajan a distintas velocidades dependiendo del punto en el que se encuentren, estas variaciones en la velocidad son consecuencia de los cambios de presión. A partir de estos cambios en la velocidad que comportan un cambio de la presión y por tanto de la temperatura, se distinguen varias regiones con distinta composición química. Las principales capas son: La corteza, el manto y el núcleo.

De estas tres, la tierra puede dividirse en cinco capas principales según sus propiedades físicas y, por tanto, su resistencia mecánica: la litosfera, la astenosfera, la mesosfera (manto inferior), el núcleo externo y el núcleo interno. (distribución dinámica).

Litosfera y astenosfera. Es la capa más externa de la Tierra que esta fromada por la corteza y el manto superior. Presenta un comportamiento rigido, (fria y fuerte). Litosfera. Esta capa tiene un grosor medio de 100 kilómetros, que puede extenderse hasta 250km. Dentro de las cuencas oceánicas, la profundidad de la litosfera es de sólo unos pocos kilómetros debajo de las dorsales oceánicas y aumenta hasta casi 100 kilómetros en las regiones de la corteza oceánica más antiguas y más frías. Debajo de la litosfera, en el manto superior (a una profundidad de unos 660 kilómetros), se extiende una capa blanda, relativamente débil, conocida como astenosfera. En la parte superior de la astenosfera se dan unas condiciones de temperatura/presión que provocan una pequeña cantidad de fusión. Dentro de esta zona de debilidad, la litosfera está mecánicamente despegada de la capa inferior. El resultado es que la litosfera puede moverse con independencia de la astenosfera. La parte superior de la astenósfera coincide con el canal de baja velocidad, en la que una densidad distinta hace variar la velocidad de las ondas.

Mesosfera o manto inferior. Por debajo de la zona de debilidad de la astenosfera superior, la mayor presión contrarresta los efectos de la temperatura más elevada y las rocas son gradualmente más resistentes con la profundidad. Entre las profundidades de 660 kilómetros y 2.900 kilómetros, se encuentra una capa más rígida llamada mesosfera o manto inferior. A pesar de su resistencia, las rocas de la mesosfera están muy calientes y pueden fluir de una manera muy gradual. Núcleo interno y externo. El núcleo, que está compuesto principalmente por una aleación de hierro y níquel, se divide en dos regiones que exhiben resistencias mecánicas muy diferentes. El núcleo externo es una capa líquida de 2.270 kilómetros de espesor. El flujo convectivo del hierro metálico en el interior de esta zona es el que genera el campo magnético de la Tierra. El núcleo interno es una esfera con un radio de 3.486 kilómetros. A pesar de su temperatura más elevada, el material del núcleo interno es más fuerte (debido a la inmensa presión) que el núcleo externo y se comporta como un sólido.

Limites entre las capas

El límite entre la corteza y el manto, recibe el nombre de discontinuidad de Mohorovicic o Moho. Se sitúa a una profundidad media de unos 35 km, pudiendo encontrarse a 70 km de profundidad bajo los continentes o a tan solo 10 km bajo los océanos. Se pone de relieve cuando las ondas sísmicas aumentan bruscamente su velocidad. Constituye la superficie de separación entre los materiales rocosos menos densos de la corteza y los materiales rocosos más densos del manto.

Otro importante limite es el que hay entre el núcleo y el manto.

Este se basa en la disminución de las ondas P que finalmente desaparecen por completo a unos 105º desde un terremoto y reaparecen a los 140º, llegando a esa zona mas tarde de lo que cabria esperar. Esto generaba una zona de sombra de las ondas P, lo que podría explicarse con la existencia de un núcleo composicionalmente distinto al manto. Este obstaculiza la transmisión de las ondas P, produciendo una refracción de estas. También en el caso de las ondas S estas ni siquiera atravesaban el núcleo lo que daba ha entender de que parte de este estaba constituido por liquido. (Discontinuidad de Gutenberg)

Otra región de reflexión y refracción, se encuentra en el interior del núcleo, subdividiendo el núcleo en núcleo externo (liquido) y núcleo interno (solido). Esto se determino observando que las ondas P que atravesaban el núcleo lo hacían más rápidamente al pasar por el interno que por el externo. (Discontinuidad de Lehmann).

Estos límites crean la distribución geoquímica de la tierra, que se compone en:

La corteza. Es la más fina de las divisiones terrestres con una media inferior a los 20 km. La corteza en el interior estable de los continentes es de 35 – 40 km llegando a los 70 km en algunas regiones montañosas. La corteza oceánica es mas delgada entre los 3-15km (media de 7 km). Estos dos tipos de cortezas tienen distinta composición. En las rocas de la corteza continental se han descubierto algunas que superan los 4000 Ma de antigüedad. La corteza continental es rica en Na, K, Si y también afloramientos de rocas basálticas y andesíticas. Se cree que la composición del mato inferior es parecida al basalto. Las rocas de la corteza oceánica son mas jóvenes (180 Ma) y mas densas que las continentales. Su composición fundamental es de Basalto.

Manto. Este constituye el 82% del volumen terrestre que esta contenido en una capa gruesa de casi 2900 km formada por rocas silicatadas que se extiende desde la base de la corteza (moho) hasta el núcleo externo líquido. Gracias a que las ondas S viajan a través de el fácilmente, se determina que este se comporta como un solido elástico.

Hay diferentes límites dentro de este. El manto se divide en mesosfera o manto inferior que se extiende desde el núcleo hasta una profundidad de 660km; y astenósfera o manto superior, que continua hasta el moho. Este limite entre manto superior y inferior se debe a un aumento de la velocidad sísmica. En el superior a 410km existe otro límite que se debe a un cambio de fase, es decir, a un cambio en la estructura de un mineral producto de un cambio de la temperatura o la presión.

Otra subdivisión del manto es la capa D a unos 200km del núcleo, que se refleja en la disminución de las velocidades, supondría una fusión parcial del manto en contacto con la superficie fundida del núcleo externo. Esto podría explicar la actividad volcánica, ya que el manto sólido localizado por encima de esas zonas parcialmente fundidas se calentaran lo bastante como para adquirir flotabilidad y ascender lentamente hacia la superficie.

Núcleo. Este tiene un radio de 3486 km extendiéndose desde el manto hasta el centro de la tierra. Este esta construido por una capa externa liquida de unos 2270 km de grosor y una

esfera interior de 1216km de radio. Este tiene una gran densidad. Para explicar esta propiedad, y gracias también a la información que nos aportan los meteoritos, se determina que su composición es fundamentalmente de Hierro con y cantidades menores de Níquel. Se sugiere que el níquel se encuentra en una proporción del 5-10%. Para poder explicar como el núcleo externo se mantiene liquido a esas presiones y con esa concentración de Fe y Ni, se cree que este esta dopado con otras sustancias que rebajarían el punto de fusión. El principal candidato para ello es el azufre (S). Además el campo magnético terrestre y el hecho de que el Fe es el metal mas abundante del universo, confirman la existencia de un núcleo con las características anteriormente mencionadas.

Termodinámica terrestre

La temperatura va en aumento gradualmente conforme a la profundidad a un ritmo conocido como gradiente geotérmico. El calor interno se debe a tres procesos. L calor emitido por la desintegración radiactiva de los isótopos de uranio, torio y potasio; el calor liberado cuando el hierro cristalizo para formar el núcleo interno; y el claro liberado por la colisión de partículas durante la formación del planeta. Al irradiar mas calor del que genera, se puede afirmar que la tierra se esta enfriando. Estos flujos de calor son distintos según el punto interno de la tierra.

En la corteza el flujo se produce por conducción, es decir la transferencia de calor a través de la materia por actividad molecular. Por eso, en ella existe un gradiente geotérmico enorme.

En el manto el aumento de la temperatura es mucho más gradual. Transmitiendo mucho mas eficazmente el calor desde el núcleo. Este transporte mas eficaz solo se podría explicar por convección , que es la transferencia de calor mediante el movimiento o la circulación de una sustancia.

Distribución geoquímica/ Distribución dinámica

EL NÚCLEO DE LA TIERRA (10-13g/cm^3; 4000-6000 ºC)

Composición. Como hemos dicho antes y también debido a que el Fe es el elemento mas abundante del sistema solar, se cree que este esta compuesto fundamentalmente de Hierro con una densidad de 10-13g/cm^3. No obstante esta teoría tiene un inconveniente y es que el Fe en las condiciones de presión reinantes en el núcleo, seria demasiado denso. Por analogia con la composición de los sideritos, parace probable de que el nucleo presente tambien cantidades de Niquel, pero aun asi las densidad apenas cambiaria. Para ello haria falta un elemento ligero, que ademas se disuelva en Fe fundido y forma aleación con el hierro solido a alta presión. De todos los elementos tansolo el Azufre re une las condiciones. Un 10% de S en la aleación SFe (mineral troilita) seria suficiente para explicar el estado liquido del nucleo externo y su densidad. Aun asi no se descarta la posibilidad de la existencia de otros elementos como oxigeno o silicio (el inconveniente de la teoria es que el azufre es volátil i deberia de migrar hacia la superficie).

Ademas el nucleo no tiene una forma perfectamente esferica lo que hace variar el aporte de calor en una zona y otra de la tierra. Este aprote de calor se da mediante corrientes convectivas en el núcleo que convulsionan la capa D.

Origen. Para el origen del núcleo se barajan 3 modelos.

a) Acreción homogenea (condensación en equilibrio). La tierra se abria formado por acrecion de condensados de la misma composición heterogenea (silicatos mas metales). Posteriormente el hierro, mas denso y menos refractario, se habria fundido, cayendo gravitatoriamente hasta ocupar el centro del planeta, del que desplazaria los silicatos; al hacerlo, desprenderia una gran cantidad de calor gravitacional, lo que habria producido el gran acontecimiento termico (mayor episodio térmico de la historia de la Tierra) que explicaria la energia termica interna actual. ( Hipotesis mas apoyada)

b) Acreción heterogenea. Propone que las primeras particulas condensadas y agrecionadas serian metálicas y formarian el nucleo directamente; sólo después se condensarian los silicatos para formar el manto. Esta hipótesis

c) Hipótesis sintetica. Es una mezcla de las dos, en la que se explica que la tierra comenzaria a crecer a partir de silicatos y metales mezclados, pero se calentaria rapidamente a causa de los impactos, y cuendo tenia tansolo la mitad de su tamaño, el hieroo se fundio y descendio para formar el nucleo. Aun en crecimiento las nuevas particulas de metalicas se fundirian y se añadirían al nucleo. Aun y que en esta si se da un proceso de generacion de energia gravitacional, se cree que este seria demasiado debil para mantener un nivel termico al actual.

Resumen

Densidad (10-13 g/cm3); T (4000-6700 ºC); presencia de fuerte campo magnético y analogías con sideritos, permiten establecer: - Composición metálica: aleación Fe-Ni, con pequeñas proporciones de otros elementos (S) - Núcleo externo líquido e interno sólido - Corrientes convectivas en el núcleo externo que

convulsionan la capa D”

EL MANTO DE LA TIERRA

Composición. A partir del comportamiento de las ondas P-S y otras evidencias indirectas podemos conocer aproximadamente el manto.

La primera de las evidencias constituye una serie de afloramientos de rocas ultra básicas ( sin feldespatos y pobres en sílice) entre las que dominan las peridotitas, que tienen la misma densidad que el manto superior. Por ello existe un acuerdo general de que el manto superior esta formado por algún tipo de peridotita. Existen otras evidencias que lo confirman.

- A las temperaturas del manto, algunos de los minerales de las peridotitas se funden, dando líquidos basálticos, precisamente los magmas más abundantes. Además estos basaltos llevan “dunitas” que son rocas por minerales refractarios, sobretodo olivino y espinela, minerales de las peridotitas no fusibles a las temperaturas del manto.

-La similitud química de las peridotitas con las partes no metálicas ni volátiles de las contritas carbonáceas, que indicarían que las rocas de tipo peridotítico eran condensados frecuentes en la nebulosa solar cuando esta se enfrió.

- La anisotropía sísmica del manto, se relaciona con la anisotropía de los minerales que componen las peridotitas que unido a la probable existencia de corrientes que orienten sus minerales, explica la anisotropía mecánica del manto, similar a la comprobada experimentalmente.

Esto explicaría la composición y características del manto superior, pero se cree que la única diferencia entre los dos es meramente física. El empaquetamiento de los minerales debe hacerse mas estrecho al aumentar la presión. En el manto superior cada átomo de silicio esta rodeado por cuatro oxígenos, en una estructura abierta que liego se comprime y por ultimo en el manto inferior, se deforma pasando a estar cada silicio rodeado de 6 oxígenos. Cada cambio estructural aumenta la rigidez de la roca y con ella la velocidad sísmica.

Origen. El origen del manto comparte los mismos postulados que el del núcleo. Pero un aspecto interesante a considerar es el calor del manto, para el que se establecen varias hipótesis:

- Exclusivamente radiactiva: hipótesis condrítica. - Calor primordial: generada en la acreción (impactos) o posteriormente por el colapso del núcleo (gran acontecimiento térmico). Sea cual sea el origen del calor, lo cierto es que el Manto terrestre es el gran termostato del planeta. Resumen

Densidad (3,5-5,6 g/cm3); T (2000-3500 ºC); Analogías con litometeoritos y afloramientos, permiten establecer: - Composición silicatada: silicatos ricos en Mg-Fe. - Cambio de coordinación tetraédrica a octaédrica en los silicatos en el tránsito manto superior a inferior. - Anisotropía pronunciada en el manto superior. - Presencia de magmas silicatados en el canal de baja velocidad sísmica. - Convección térmica a gran escala.

LA CORTEZA DE LA TIERRA

Corteza oceánica

Estructura. Su grosor y estructura son prácticamente uniformes a todo lo largo de las cuencas oceánicas, con una media de 7Km. Tiene una densidad superior a la continental. Su estructura consiste en 4 capas:

- Capa 1: La capa superior está formada por una serie de sedimentos no consolidados.

- Capa 2: Bajo la capa de sedimentos hay una unidad rocosa compuesta principalmente de lavas basálticas que contienen abundantes estructuras en forma de almohada denominadas basaltos almohadillados.

- Capa 3: la capa rocosa intermedia está formada por numerosos diques interconectados con una orientación casi vertical, denominados complejo de diques.

- Capa 4: la unidad inferior está compuesta principalmente por gabros, el equivalente de grano grueso del basalto, que cristalizo en una cámara magmática debajo del eje de la dorsal.

Esta secuencia de rocas recibe el nombre de complejo ofiolítico.

Formación. La corteza oceánica esta formada por el magma basáltico originado a partir de la fusión parcial de las rocas del manto, que migra hacia la superficie. Este afloramiento se da en las dorsales. Al estar parcialmente fundido y ser menos denso que la roca solida circundante, el magma se desplaza gradualmente hacia arriba y entra en una cámara magmática situada a 1 o 2km de la dorsal. Existen dos tipos de dorsales, las que presentan velocidades de expansión lentas, como la dorsal centroatlántica, en la que las cámaras magmáticas se forman de manera intermitente; y las que tiene unas velocidades de expansión rápidas, como la del pacifico oriental, que tienen cámaras magmáticas permanentes.

Conforme la expansión del fondo oceánico progresa, se desarrollan numerosas fracturas verticales en la corteza oceánica. La roca fundida se inyecta en el interior de estas fisuras, sonde una parte se enfría y forma diques. Los nuevos diques intruyen en los diques antiguos, que todavía están calientes y son débiles y forman diques en capas.

Otra parte del magma de la cámara magmática (10%), acaba siendo expulsado sobre el fondo oceánico. El movimiento de avance se produce cuando la lava se acumula tras el borde solidificado y luego se abre paso. Esto se repite a medida que se extruye el basalto fundido, dando como resultado unas protuberancias en forma de tubo que se amontonan unas encima de otras, (basaltos almohadillados).

La unidad inferior de la corteza se desarrolla a partir de la cristalización en el interior de la cámara magmática central, pudiendo formar una zona estratificada cerca del fondo del

depósito. El magma restante tiende a enfriarse a lo largo de las paredes de la cámara y forman cantidades de grabo.

Toda esta intrusión de nuevo materia por la dorsal, genera toda la secuencia de rocas del complejo ofiolítico. Y ya que las cámaras, se vuelven a llenar periódicamente con nuevo magma, este produce una expansión que genera de manera continua la corteza oceánica.

Con todo esto se concluye que las zonas más cercanas a la dorsal son menos antiguas que las mas alejadas, donde hay subducción.

Corteza continental

Estructura. La estructura de la corteza en los continentes es más complicada, donde su grosor es de 25-70km. Tiene una composición heterogenia que varia en función de la zona continental. Aunque en la corteza, las rocas básicas son mas frecuentes en los niveles inferiores y las ácidas en los intermedios y superiores, la corteza se divide en tres capas siguiendo un criterio basado en el grado de metamorfismo y no en las rocas que lo componen, estas son:

- Ultrametamorfismo. Las más inferior, de rocas de quimismo muy variable, tanto acidas como basálticas, que pueden ser ultrametamorficas, plutónicas o metasedimentarias.

- Metamorfismo intenso. Nivel intermedio de quimismo ácido a intermedio, con rocas intensamente metamorficas y otras plutónicas.

- Metamorfismo leve o nulo. Un último nivel superior con intrusiones graníticas y rocas sedimentarias o volcánicas ligeramente metamorfizadas o sin metamorfizar.

En la interfase entre continentes y océanos existe un tipo de corteza con estructura tipo continental pero grosor intermedio, es la corteza transicional.

Movimientos verticales de la corteza. Los movimientos de la corteza no se limitan a una orientación horizontal causa principalmente por la tectónica de placas, sino que este movimiento también conlleva un desplazamiento vertical.

Isostasia. La corteza terrestre menos densa flota en la parte superior de las rocas mas densas y deformables del manto. Este concepto de corteza flotante en equilibrio gravitacional se denomina isostasia. El ajuste isostático es el proceso de establecimiento de un nuevo nivel de equilibrio cuando el peso o la densidad del material varia. Aplicando este concepto, al añadir peso a la corteza esta última respondería hundiéndose y al retirarlo la corteza ascendería. Estos cambios del peso de la corteza que hacen variar su espesor, se dan por ejemplo cuando un glaciar se retira. También puede ser consecuencia de la erosión que reduce las cimas de las montañas, en la que la corteza se elevara en respuesta a la reducción de carga. Este proceso de levantamiento y erosión continuaran hasta que el bloque montañoso alcance el grosor normal de la corteza. Esta erosión nos permite alcanzar materiales que antes se encontraban debajo de las montañas que después de ser erosionadas, los sedimentos se posaron en los márgenes causando también el hundimiento de la corteza.

Origen. Inicialmente se cree que en el periodo hádico, en el que la superficie terrestre permaneció fundida durante los 500 primeros Ma, algunos procesos generaron material cortical demasiado flotante como para subducir, formando el inicio de la primera corteza continental. Es igualmente posible que extensos continentes existieran en los primeros tiempos de la historia Terrestre, pero que desde entonces este material se haya reciclado de nuevo en el manto. Los mecanismos de crecimiento continental son dos: - Underplating. Es la adición de nuevas rocas ligeras a la base de la litosfera, procedentes de la fusión parcial del manto, que ascienden debido a su menor densidad. Este proceso parece consistir en un repetido parcheo, tanto en la horizontal como la vertical, de algunos bordes continentales.

- Obducciones. Son los choques de los continentes, es decir, representa un conjunto de procesos que llevan a las placas de la corteza a colisionar, incrustándose una en otra y creciendo en extensión. (colisiones continentales – complejos ofiolíticos)

En cuanto al ritmo de crecimiento de los continentes, se establecen 4 modelos:

a) crecimiento continuo, inacabado

b) crecimiento continuo acabado

c) crecimiento inicial, acabado

d) crecimiento inicial seguido de decrecimiento.

Resumen

VOCABULARIO

Reflexión. Es el cambio de dirección de un rayo o una onda que ocurre en la superficie de separación entre dos medios, de tal forma que regresa al medio inicial. y

Refracción. Es el cambio de dirección que experimenta una onda al pasar de un medio material a otro.

Extruir/Extrudir. Dar forma a una masa metálica, plástica, etc., haciéndola salir por una abertura especialmente dispuesta.

Refractario. Dicho de un material: Que resiste la acción del fuego sin alterarse.

Material cortical. Perteneciente o relativo a la corteza

Densidades (2,7-3 g/cm3); T (500 ºC en la base), y OBSERVACIÓN DIRECTA DE LOS MATERIALES, permiten establecer: - Corteza oceánica de composición basáltica, por enfriamiento de magmas procedentes de la fusión parcial del manto astenosférico bajo las dorsales. - Corteza continental menos densa y mucho más heterogénea (fraccionamiento intenso). - Corteza continental mucho más vieja que la oceánica - Distribución simétrica de la Corteza oceánica a partir de las dorsales, mientras que la de la Corteza continental es aproximadamente concéntrica.