En este capítulo se dará una breve descripción sobre la estructura interna de la Tierra. En la segunda parte del mismo se tratará más extensamente las características de la litósfera y el rol de las rocas ígneas en su constitución.

La Tierra está constituida por cuatro capas concéntricas denominadas núcleo, manto, corteza y atmósfera, las cuales a su vez se subdividen en diferentes capas de menor jerarquía. Las tres primeras se subdividen de acuerdo con su composición y con sus características sismológicas, las cuales son dependientes de las propiedades reológicas y de los materiales que la constituyen (Fig. 1). El núcleo está constituido por aleaciones ricas en hierro, el manto inferior está compuesto principalmente por óxidos, el manto superior por silicatos con óxidos subordinados y la corteza por silicatos. La atmósfera es la envoltura gaseosa que rodea la Tierra y no se la describe en estos apuntes.

La estructura del interior de la Tierra se conoce a partir de la información que proveen las ondas sísmicas que atraviesan el interior de la misma y arriban a la superficie. La información se obtiene analizando los tiempos de llegada de las ondas y de sus respectivas velocidades. La velocidad de las ondas sísmicas depende, entre otras variables, de la densidad, de la temperatura y del módulo elásticodel medioqueatraviesan.La densidaddelasrocas tieneunagranincidencia enlavelocidad de las ondas y a medida que aumenta la presión con la profundidad las fases minerales tienen celdas con empaquetamientos más densos. Los cambios de las fases minerales son abruptos y por esta razón pueden ser detectados con bastante precisión.

Los diferentes modelos propuestos para describir la estructura interna de la Tierra se fundametan de acuerdo con las fuentes de información y los más importantes son: 1) sismológicos, basados en la distancia recorrida por las ondas sísmicas y el tiempo empleado; 2) térmicos, basados en la distribución del calor y en la transferencia del mismo; 3) mineralógicos, que se basan en los cambios de composición y estructuras de los minerales, cuyo conocimiento ha aumentado considerablemente debido al desarrollo de equipos que reproducen condiciones de muy alta presión, de más de 3 GPa.

Los modelos de estructura interna de la Tierra más conocidos y que mayor aceptación tienen son los sismológicos. Entre ellos el modelo denominado PREM (Preliminary Reference Earth Model), establecido por Dziewonsky y Anderson (1981) es el más aceptado para identificar e interpretar las discontinuidades halladas en el interior de la Tierra. Las velocidades de las ondas sísmicas que llegan primero (ondas-P o compresionales) y las que llegan en segundo lugar (ondas-S o de cizalla) y su relación con la densidad y la profundidad de la Tierra se ilustran en la Fig. 2.

El núcleo es la parte más interna de la Tierra que tiene un radio de 3485 km. Está subdividido en un núcleo interior, sólido, con un espesor de 1220 km y un núcleo exterior, cuyo espesor es de 2265 km. Se ha comprobado que en el núcleo exterior no se transmiten las ondas sísmicas, por lo cual se infiere que puede ser líquido. Se ha estimado que la temperatura del centro del núcleo estaría entre 5000 y 6000 °K, mientras que la del límite con el manto estaría comprendida entre 3500 y 4500 °K (Jeanloz.y Romanowicz, 1997). La presión en el centro de la Tierra se calcula que es de alrededor de 365 GPa (=3,6 x 10 ⁶ atmósferas), mientras que en el límite con el manto es de aproximadamente 142 GPa (=1,4 x 10 ⁶ atmósferas).

En la zona límite entre el manto y el núcleo podría existir un cambio abrupto en la densidad de los materiales. En el modelo PREM, se le asigna un incremento de 3800 kg m ^-3 , ya que se pasa de 5800 kg m ^-3 en el manto a 9600 kg m ^-3 en el núcleo exterior. Esta diferencia se atribuye a la mayor densidad de los enlaces de las estructuras cristalinas de los minerales y a un mayor contenido en hierro. La densidad del núcleo interior es de alrededor de 13000 kg m ^-3 .

La composición del núcleo es homologable con la de un meteorito de hierro, y se cree que estaría constituido por diferentes aleaciones de este elemento. Esta es una característica que lo diferencia del manto, el cual está constituido principalmente por óxidos. En el núcleo el oxígeno se comporta como otro metal, uniéndose con el hierro y con otros elementos, para formar con ellos diversos tipos de aleaciones. El resultado de esta unión es que el núcleo es altamente conductor, que es otra diferencia importante respecto del manto. En el manto el oxígeno está unido a los metales formando los óxidos, que son compuestos malos conductores de la electricidad y del calor (Jeanloz y Romanowicz, 1997).

El núcleo exterior, que se asume que es líquido, posee celdas convectivas cuyo movimiento, asociado a la mala conducción eléctrica del manto, es el que produciría el campo geomagnético de la Tierra. También se ha comprobado que el núcleo rota 2 ± 1 grados más rápido que la Tierra y que su eje esta inclinado unos 10 grados respecto al eje de rotación de la misma. Este comportamiento es el que provoca las variaciones en la polaridad del campo magnético terrestre (Jeanloz y Romanowicz, 1997).

Se cree que el flujo de calor que se desplaza desde el núcleo hacia el manto es muy elevado y que las reacciones químicas entre los óxidos del manto y las aleaciones de hierro del núcleo son muy activas debido al diferente comportamiento del oxígeno. Este comportamiento tan diferente, que se registra en el límite núcleo-manto, daría lugar a la formación de fuerte gradientes de temperatura y de composición que favorecerían el desarrollo de las corrientes convectivas del manto. En la actualidad se asigna una singular importancia a este fenómeno y se piensa que podría influir en la magnitud y en la dinámica de la tectónica de placas.

El manto, cuyo espesor es de 2890 km, es la capa que se encuentra entre la corteza y el núcleo. Su parte superior contiene parcelas de rocas fundidas y por lo tanto no se la considera totalmente cristalina. A esta porción del manto se la denomina astenósfera, que hacia arriba pasa a la litósfera térmica, que también integra el manto, pero incluye, además, a la corteza. El límite entre la astenósfera y la litósfera térmica se encuentra a los 1280 °C, que es la temperatura del solidus de las rocas ultramáficas. El resto del manto es totalmente cristalino, pero, como se verá más adelante, puede fluir si los esfuerzos se aplican en periodos de tiempo en escala geológica.

El manto superior está compuesto principalmente por olivina (Fo 89 ) y en menor cantidad por piroxenos y granates. Ringwood (1966) denominó a esta asociación de minerales como pirolita, término que aún mantiene vigencia para los modelos en los cuales se asume esta composición.

En muchos de los modelos reológicos o sísmicos que fueron empleados para explicar el comportamiento del manto, se ha incluido solamente a la olivina como el único mineral constituyente.

Este hecho surgió de la abundante información obtenida experimentalmente sobre el comportamiento de la olivina a distintas presiones y temperaturas. Otros modelos, basados en la presencia de varias fases minerales que incluyen a los piroxenos, son más complejos y la información existente no es tan completa. Sin embargo, en los últimos años en la formulación de nuevos modelos se ha vuelto a reflotar el concepto de pirolita (Irifune e Isshiki, 1998), en particular para explicar las discontinuidades sísmicas.

La composición química del manto superior es rica en magnesio y en hierro, y pobre en aluminio, calcio, sodio y potasio. En general la composición promedio, expresada en % de óxidos, se encuentra comprendida entre los siguientes rangos: SiO 2 : 46-50%; MgO: 36-38%; FeO: 6-8%; Al 2 O 3 : 3-5%; CaO: 2-3%. Los otros óxidos, Na 2 O y K 2 O se encuentran en muy pequeña proporción, en general inferior a 1%.

Se dice que el manto tiene una composición deprimida cuando es deficiente en elementos trazas incompatibles, que son los que migran preferentemente hacia el fundido. Estos elementos fueron sustraídos durante los procesos de fusión parcial y posterior ascenso del material fundido.

El sector deprimido del manto, que se caracteriza por tener bajas relaciones iniciales de 87 Sr/86 Sr, 144 Nd/142 Nd y 206 Pb/204 Pb, se encuentra en los niveles inferiores del mismo y ascendería hasta las proximidades de la litósfera por medio de las corrientes convectivas (Fig. 3). Los basaltos de las dorsales oceánicas (MORB) son rocas que tienen características químicas que sugieren su origen en el manto deprimido.

El manto enriquecido es el que posee una concentración mayor de elementos incompatibles respecto a la composición de los basaltos medio-oceánicos (MORB). El origen de este enriquecimiento se debería al metasomatismo causado por los fluidos que migran de un lugar a otro.

Estos fluidos tendría su origen en el metamorfismo progrado y la consecuente deshidratación de las rocas de la loza oceánica subductada, causando la progresiva liberación de los volátiles.

Se atribuye a algunos basaltos de islas oceánicas (OIB) un origen en el manto enriquecido.

Como consecuencia del aumento de la presión con la profundidad, las fases minerales cambian a estructuras con empaquetamientos más densos, como p. ej. las del tipo granate, espinelo, ilmenita, perovskita o magnesiowüstita, que tienen una estructura similar a las del ClNa. El campo de estabilidad de los granates respecto a la presión y la temperatura, tiene un amplio rango de variación debido al gran espectro composicional de este grupo de minerales. Los granates magnesianos (piropo) son los que se forman a partir de 1 GPa (= 10 kb 30 km). Los granates de hierro (almandino) son estables a presiones menores, existiendo una continua variación entre el piropo y el almandino. Con respecto a los polimorfos de la sílice, la coesita aparece en las rocas eclogíticas formadas a presiones mayores a los 2 Gpa. También se encuentra coesita en los esquistos azules de alta presión de los Alpes Occidentales (Chopin, 1984), donde la presión alcanzó los 5,6 GPa. La stishovita es el polimorfo de alta densidad (4300 kg m -3 ) que podría encontrarse en rocas formadas a partir de los 16 GPa (480 km de profundidad).

Se considera que a una presión de 13 GPa el ortopiroxeno pasaría a una fase mineral con una estructura del tipo granate, que se denomina majorita (Fig. 6), de acuerdo con la siguiente reacción:

Sin embargo, como se explicará más adelante, la formación de la majorita también puede estar controlada por la interacción de la olivina con el ortopiroxeno.

Algunos de estos cambios de fases pueden ser los responsables de las discontinuidades internas del manto, siendo las más características y mejor definidas las que se encuentran a los 410 km y a los 660 km de profundidad. Esta última discontinuidad se utiliza para subdividir el manto en manto inferior y manto superior. La capa comprendida entre las discontinuidades de 410 y 660 km a veces se la denomina manto transicional.

En el manto se desarrollarían corrientes convectivas que fluyen desde el límite con el núcleo hasta la parte superior del manto (Figs. 3 y 4). Asimismo, se asume que estas corrientes convectivas transportan calor desde la base del manto hacia los niveles superiores del mismo, fenómeno que se produce en escalas de tiempo del orden de los 10 ⁸ a 10 ¹⁰ Ma. El resultado de este proceso es que la resistencia de las rocas que están sometidas a esfuerzos diferenciales durante largos períodos de tiempo, son tan bajas (tasa de deformación de alrededor de 1 x 10 ^-18 s ^-1 ) que pueden fluir ante esfuerzos constantes muy pequeños, permitiendo de esta manera la formación de celdas convectivas. La subdivisión en manto superior e inferior, ha puesto en dudas el funcionamiento de la extensión de las celdas convectivas. En este sentido las celdas convectivas podrían abarcar la totalidad del manto o podrían estar restringidas al manto inferior. Otra alternativa es que haya

celdas convectivas independientes en el manto inferior y en el superior (Fig. 4). En este último caso en el manto habría una estratificación composicional y térmica bien definida (Hofmann, 1997), donde el manto inferior tendría una composición muy primitiva, que no se habría contaminado con los productos diferenciados del manto superior y de la corteza. De esta manera, los procesos de subducción, y también las raíces de las plumas térmicas, estarían limitadas al manto superior. Sin embargo, sobre la base de métodos geofísicos de tomografía global (van der Hillst et al, 1997) se ha podido comprobar que las lozas oceánicas subductadas, detectados por geofísica por su menor temperatura, descenderían hasta la base del manto, casi en el límite con el núcleo. De acuerdo con esta comprobación, las corrientes convectivas atravesarían la discontinuidad que separa el manto inferior del superior. De ser así, no se puede comprender como se mantiene dicha discontinuidad.

posibilidad es que la velocidad de las corrientes convectivas sea menor que la velocidad con la cual se transforman las fases minerales y por lo tanto, a la presión correspondiente a la de la discontinuidad, los minerales que están ascendiendo con la corriente convectiva cambiarían de fase y continuarían ascendiendo con sus nuevas estructuras. No obstante, debemos señalar que los bloques de loza que se hunden no habrían alcanzado el equilibrio térmico, lo cual podría sugerir que la velocidad ha sido más alta que la de la disipación térmica.

En síntesis, aún no se puede concluir si las celdas convectivas del manto están restringidas a un solo sistema que ocupa la totalidad de su espesor o si existen dos niveles diferentes de celdas convectivas que se ubican en el manto inferior y superior respectivamente. En la actualidad la mayoría de los investigadores piensan que las celdas convectivas afectan en forma integral al manto. Condie (1998) postula que a medida que se enfría la Tierra la discontinuidad de los 660 km que separa el manto inferior del superior puede ser atravesada con mayor facilidad, aumentando la posibilidad que existan un solo sistema de corrientes convectivas en el manto en el Fanerozoico.

El manto superior está comprendido entre la corteza y la discontinuidad sísmica de los 660 km. Los minerales más abundantes son olivina Fo 89 (37-51%), ortopiroxeno (26-34%), clinopiroxeno (12-17%) y granate (10-14%). En menor proporción se encontrarían algunos minerales como anfíboles (Smith et al., 1994) y flogopita, cuya importancia es la de poseer agua en su composición y por lo tanto contribuir a la disminución del punto de fusión. Recientemente Kohlstedt et al. (1996) han comprobado que a altas presiones el agua puede ser disuelta en las diversas fases de la olivina: a - ß- . -(Mg,Fe)2 SiO 4 , aumentando su capacidad de disolución con la presión, por lo cual el agua no podría encontrarse libre en el manto. No obstante el H es un elemento muy móvil, con un coeficiente de partición muy favorable al fundido, de modo que cuando comienza la fusión el agua pasaría casi enteramente al fundido.

Litológicamente el manto superior está caracterizado por asociaciones de rocas ultramáficas mezcladas con lentes de rocas máficas y de eclogitas. En el manto superior se originan la mayor parte de los fundidos magmáticos que llegan hasta la corteza.

El cambio de fases más importante en el manto superior se registra a alrededor de los 410 km de profundidad (13-14 GPa), donde la olivina, denominada a -olivina para distinguirla de las otras estructuras, pasa a una fase de alta temperatura (Fig. 5) y presión con una estructura transicional entre la del espinelo (rómbica cúbica) y la de la olivina (rómbica). Esta fase se denomina ß-olivina, o wadsellita, y tiene una densidad de 3550 kg m -3 , que es 7,5% más densa que la de a -olivina, cuya densidad es de 3300 kg m -3 .

Este cambio de fases ha sido interpretado como el responsable de la discontinuidad sísmica de los 410 km (Helffrich y Wood, 1996). Sin embargo, recientemente Irifune e Isshiki (1998) han propuesto que la discontinuidad de los ~ 410 km no correspondería a un simple cambio de fases mineralógicas, sino que también implicaría un cambio en la composición, causado por la interacción entre la olivina y los piroxenos. El resultado es que la olivina se enriquecería en hierro para formar una fase tipo majorita rica en hierro (Mg 3 [Fe,Al,Si]2 Si 3 O 12 ), que es un mineral estable a P > 13,5 GPa ( 410 km) y con la estructura de granate (Fig. 6).

La tomografía sísmica del manto superior ha podido comprobar que es heterogéneo lateralmen

te.Lascausasde estavariaciónseatribuyen principalmentealapresencia dedistintasproporcionesde magma, a cambios composicionales causados por diferentes grados de fusión que han dejado residuos de diversas composiciones, a la separación y coalescencia del fundido y/o también a la orientación preferencial de los minerales. El registro de estas variaciones se confeccionan a través de mapas de anomalías, donde se grafican las velocidades de llegada de las ondas sísmicas. De acuerdo con Anderson (1992) hasta los 300 km de profundidad las anomalías en las velocidades de las ondas sísmicassecorrelacionancon latectónica,porcual suvariaciónlateraltambién puedeserexplicada por los procesos tectónicos que modelan la estructura de la corteza y la parte superior del manto.

En algunos sectores del manto superior predomina una composición enriquecida, caracterizada por una mayor concentración de los elementos incompatibles. Las rocas de este manto enriquecido son fértiles con respecto a su capacidad para producir magmas. Debido a la heterogeneidad en la composición del manto superior, se pueden encontrar reservorios con distintos grados de enriquecimiento y distintos grados de fertilidad. Así p.ej. una gran parte de los basaltos de meseta continentales se habrían formado a partir de reservorios de manto enriquecido que subyace a la corteza.

La viscosidad del manto superior se ha estimado en 10 ²⁰ - 10 ²² Pa s. Recientemente se ha comprobado que la presencia de muy pequeñas cantidades de fundido reducen la resistencia a la reptación (creep) de hasta un orden de magnitud (Kohlstedt y Zimmerman, 1996), a diferencia de lo que sucede en los niveles superiores de la corteza, donde pequeñas cantidades de líquido no influyen en el valor de esa resistencia. Esta característica, sumada a tasas de deformación muy lentas, permite el desarrollo de corrientes convectivas en el manto superior. Son frecuentes en los complejos ofiolíticos la presencia de numerosos cuerpos de peridotitas deformados dúctilmente, apoyando la hipótesis que estas estar rocas pueden fluir aun hasta en los niveles superiores del manto.

El Manto inferior se extiende entre la discontinuidad sísmica de los 660 km y el límite con el núcleo. Está compuesto principalmente por perovskita: (Mg,Fe)SiO 3 , . = 4108 kg m ^-3 y magnesiowüstita: (Mg,Fe)O, . 3600-3700 kg m ^-3 .

La discontinuidad de los 660 km ha sido interpretada como un importante cambio de fases, donde tanto la olivina como el ortopiroxeno pasan a fases con estructura tipo perovskita y magnesiowüstita. La olivina que está presente es la fase . -olivina (con estructura tipo espinelo, . 3900 kg m ^-3 ), que se forma a partir de los 500 km de profundidad. Las reacciones más características en la discontinuidad de los 660 km son las siguientes:

En la porción más profunda del manto inferior, aproximadamente a 100-300 km por encima del límite manto-núcleo, se ha reconocido una capa donde las ondas sísmicas poseen baja velocidad. A este sector se lo denomina capa "D" y poco es lo que se conoce acerca de la misma. Sin embargo, su origen podría deberse a un cambio de fase en los minerales y a variaciones en la temperatura y en la composición (Condie, 1997). Se considera que esta capa "D" puede tener influencia en la formación de las plumas desarrolladas en el manto, pero todavía la naturaleza de la misma y su importancia en la dinámica del manto es especulativa.

La corteza es la capa más externa de la parte sólida de la Tierra. Su base está separada del manto por la discontinuidad de Mohorovicic, que es un límite bien definido, donde cambian bruscamente las velocidades de las ondas sísmicas compresionales (ondas-P). Las ondas que atraviesan la parte superior del manto tienen una velocidad de alrededor de 8,0 km s ^-1 , mientras que en la base de la corteza tienen valores promedio de 7,2 km s -1 . Esta abrupta diferencia en la magnitud de la velocidad de las ondas sísmicas indica un cambio brusco en las densidades de las rocas. La base de la corteza está compuesta por rocas máficas con proporciones variables de plagioclasa cálcica, y la densidad promedio de ellas es de 3000 kg m ^-3 . La parte superior del manto está constituida por rocas ultramáficas, con escasa proporción de plagioclasa, con densidades promedio de 3300 kg m ^-3 . Esta variación en las densidades de las rocas también está acompañada por una variación de la composición química de las mismas (Tabla 1). La corteza es más rica en aluminio, sodio, potasio y es más pobre en magnesio y hierro que el manto.

La corteza se divide en corteza oceánica y corteza continental. La corteza oceánica ocupa el 65% de la superficie de la Tierra. Las rocas más antiguas de la corteza tienen una edad de alrededor de 150 Ma, época en la que comenzó el supercontinente de Gondwana a desmembrarse.

El espesor de la corteza oceánica es de aproximadamente 8 km y está cubierta por 4 km de agua. Está compuesta por tres capas sísmicas que de arriba hacia abajo se denominan capas 1, 2 y 3. La capa 1 tiene un espesor promedio de 0, 5 km y está constituida por sedimentos, cuyo espesor aumenta en las inmediaciones de los continentes. La capa 2 tiene 1,5 km de espesor y está constituida por basaltos, mayormente alterados. La capa 3 tiene 6 km de espesor está compuesta por gabros, diques, rocas máficas metamorfizadas y posiblemente cumulatos peridotíticos.

La corteza continental tiene espesores variables, pero en promedio se estima que tiene entre 30 y 35 km. Su composición y estructura es muy irregular, variando notablemente entre los distin-

tos ambientes tectónicos: escudos, plataformas, cinturones orogénicos, rifts y otros. Tiene una composición silícica en la parte superior y mayormente máfica en la parte inferior. Posee varios planos horizontales de muy baja resistencia, que absorben los esfuerzos, desacoplando mecánicamente los niveles que se hallan por encima. Reologicamente se la divide en corteza superior, frágil y corteza inferior, dúctil, con una zona de transición entre ambas (Figura 8)..

La discontinuidad de Mohorovicic, o simplemente Moho, se encuentra representada en todo el planeta. Sólo en algunos casos pierde su identidad, en particular en aquellos lugares donde la magnitud del flujo calórico es elevada (90 mW m ^-2 ), como sucede por ejemplo en la base de las fajas orogénicas activas, en los rifts (oceánicos y continentales) y probablemente en el ápice de las plumas térmicas. En estos lugares la temperatura de la base de la corteza puede llegar hasta los 850-1000°C, lo cual permite la generación y evolución de cuerpos magmáticos. En estos sitios las velocidades de las ondas-P están comprendidas entre 7,2 km s ^-1 y 7,9 km s ^-1 , y la discontinuidad de Mohorovicic está muy mal definida o se encuentra ausente.

El espesor de la corteza es variable, desde una decena de kilómetros, como se ha comprobado en la corteza oceánica o en algunos bordes de margenes continentales pasivos, hasta 70-80 km en zonas de subducción (Altiplano en los Andes Centrales) y en zonas colisionales (Himalayas).

El espesor mínimo de la corteza ha sido registrado en los márgenes continentales pasivos, con estructuras tipo rift, como p. ej. en la plataforma submarina frente a las costas de Galicia (Fig. 7) o al sureste de Terranova (Bown y White 1995). En estos lugares, el espesor de la corteza es apenas de 2-3 km, y coinciden con la transición entre la corteza continental y la oceánica. En estos lugares de transición se ha comprobado que en la base de la corteza la velocidades de las ondas sísmicas tienen hasta 7,9 km s -1 , magnitud mayor que el promedio de la base de la corteza.

Estas velocidades anómalas para la corteza, se corresponden con rocas de densidades intermedias entre las del manto y las de la corteza. Esto puede ser explicado por la formación de subplacas máficas o por hidratación y consecuente serpentinización del manto. La ausencia de actividad magmática asociada a estos bordes pasivos resulta inexplicable cuando se lo relaciona con los espesores tan delgados de la corteza.

La existencia de margenes continentales tipo rift con espesores de corteza de un par de kilómetros sin actividad ígnea es un fenómeno que es difícil de comprender. Los modelos teóricos que tratan de explicarlo se basan en la conductividad térmica efectiva de las rocas, relacionando la velocidad del adelgazamiento cortical con la velocidad de la disipación térmica. Uno de los modelos postula que el rift se forma casi en forma instantánea, por lo cual la pérdida de calor por conducción es mínima, posibilitando la fusión de las rocas por descompresión. En otros modelos, opuestos al anterior, se postula que la tasa de formación del rift es lenta, por lo cual el calor puede disiparse casi totalmente antes que disminuya sustancialmente la presión y, en consecuencia, no se alcanzan las condiciones necesarias para producir la fusión de las rocas. De acuerdo con ambos modelos, se puede concluir que la actividad ígnea dependería de la velocidad con que se abre el rift. La ausencia de actividad ígnea en los bordes adelgazados de los márgenes continentales fue explicada por Bown y White (1995) con un modelo en el cual el rift se habría formado durante un prolongado periodo de 15 a 25 Ma. En estos casos la formación del rift, o adelgazamiento de la corteza, es suficientemente lenta como para permitir que la disipación térmica mantenga un gradiente geotérmico bajo, evitándose así la formación de magma. Si el periodo de apertura del rift hubiera sido más corto, la rápida disminución de la presión, que estaría asociada a un elevado gradiente térmico, hubiera permitido la fusión de los materiales y el desarrollo de rocas magmáticas. La ausencia de actividad magmática favorecería la hipótesis que las velocidades anómalas de la base de la corteza corresponderían a serpentinitas, en lugar de una subplaca máfica. De ser así, la hidratación del manto para formar las serpentinitas podríaserinvocado comounprocesoque incorporalasrocasdel mantoenlacorteza, porlocualestá última crecería a expensas del manto (Bown y White (1995).

Otra característica de los margenes pasivos tipo rift es la ausencia de plumas térmicas, que de haber existido habrían desarrollado una intensa actividad magmática, aun a pesar de la lenta tasa de deformación de los materiales de estos lugares.

Con respecto a los cinturones de corteza engrosada, son característicos en zonas de colisión  continente-continente, como p. ej. en los Himalayas, y también en zonas de subducción de tipo andina, como  sucede en el Altiplano Andino en los Andes Centrales, donde la corteza alcanza un espesor de 70 km (James, 1971; Isacks, 1988). En ambos casos se registra actividad magmática, aunque con distinta composición. En las zonas de colisión predominan las composiciones silícicas peraluminosas, y en el Altiplano Andino las series calco-alcalinas. Esto es consecuencia de regímenes térmicos distintos, con un gradiente de menor magnitud en las zonas de colisión. El espesor en las áreas cratónicas es de alrededor de 35 a 40 km, el cual se considera como un espesor standard, mientras que en algunas fajas orogénicas Paleozoicas el espesor cortical es de alrededor de 30 km.

4.1.3.1. Composición de la corteza: El grado de conocimiento que en la actualidad se tiene de la composición y la estructura de la corteza, proviene de observaciones indirectas a través de los datos obtenidos con los métodos geofísicos (sísmica de refracción y reflexión), los xenolitos ascendidos por las rocas ígneas y los procesos tectónicos que han permitido la exhumación de terrenos profundos (Steltenpohl et al., 1993). La base de datos que actualmente se posee sobre la corteza, es aun insuficiente para conocer fehacientemente como está organizada la misma. El tratamiento de estos datos permite concluir sobre una diversidad muy grande de hipótesis sobre la corteza. Así p. ej. los minerales de algunos de los xenolitos granulíticos que llegan a la superficie con las rocas ígneas, pudieron haber sido reequilibrados durante su residencia en el magma y, por lo tanto, no representarían la composición de la base de la corteza. Asimismo, la exhumación de los terrenos profundos no necesariamente representan segmentos o porciones de la corteza profunda o mediana. Probablemente corresponden a terrenos que transitoriamente han estado a esas profundidades. A esto se debe agregar que la corteza continental es heterogénea, de modo que la información proveniente de las regiones estudiadas con más detalle no es estrictamente extrapolable a toda la corteza en general.

Además, a diferencia de la oceánica, la corteza continental se ha reciclado con mucha menor intensidad que la oceánica, conservando una historia compleja adquirida durante sucesivas etapas de acreción y desmembramiento que han conformado un collage de terrenos con diferentes historias geológicas.

La composición global de la corteza ha sido estudiada e investigada por numerosos autores. Para ellos se han tenido en cuenta varios factores, como la distribución y la extensión de los tipos litológicos de la corteza superior, el análisis de rocas sedimentarias (Taylor y Mc Lennan, 1985), la composición de granulitas (Rudnick y Fountain, 1995) o combinando en forma teórica los promedio de los análisis de la corteza superior, de la corteza inferior félsica y de la corteza inferior máfica, cuya proporción relativa entre ellas se estima que es de aproximadamente 1 : 0.6 : 0.4, respectivamente (Wedepohl, 1995). Los diversos autores que se avocaron a este tema coinciden en una composición global de la corteza que sería equivalente a una roca de composición diorítica (Taylor y Mc Lennan, 1985) o tonalítica (Wedepohl, 1995). De acuerdo con Rudnick y Fountain (1995) esta composición no implica una supremacía de este tipo de rocas, sino que es el resultado de una mezcla de rocas máficas y félsicas. En la Tabla 1 se proporciona una síntesis de los promedios actualmente disponibles.

El agua no parece encontrarse en forma libre en la corteza inferior, porque los procesos metamórficos la absorbería. Frost y Bucher (1994) han concluido que la corteza inferior que subyace a los cratones estaría desprovista de agua, aunque no descartan que en cinturones de intensa actividad tectónica el agua pueda infiltrarse transitoriamente hasta los niveles inferiores de la corteza. Los minerales hidratados, en cambio, tales como anfiboles, biotita/flogopita y escapolita pueden estar presentes en la corteza inferior.

La densidad de la rocas de la corteza varía desde alrededor de 2600 kg m ^-3 en la superficie, hasta 3000 kg m ^-3 en la base, asumiéndose una densidad global promedio de 2800 kg m ^-3 . Esta estratificación de densidades se corresponde con una variación en la composición de las rocas.

De esta manera, la corteza se agrupa en dos capas principales: 1) la corteza superior, caracterizada por la abundancia de rocas sedimentarias, intrusivas félsicas, intermedias y máficas y metamorfitas de grado bajo a medio, y 2) la corteza inferior, compuesta principalmente por rocas metamórficas de alto grado, como son las granulitas y parcelas de eclogitas.

4.1.3.2. Características reológicas de la corteza: Desde el punto de vista reológico la corteza también se divide en dos capas principales, a las que se agrega una tercera de transición, que corresponde al pasaje entre ellas (Fig. 8). La capa superior es rígida y está caracterizada por un comportamiento elástico y el tipo de deformación de sus rocas es principalmente frágil, cualquiera sea la velocidad con que se deforman. La capa inferior es mecánicamente débil y su comportamiento dúctil permite que fluya si se consideran los tiempos en escalas geológicas. Únicamente en escala de tiempos breves, como p. ej. la velocidad de las ondas sísmicas o de los cambios de fases mineralógicas, la parte inferior de la corteza tiene un comportamiento rígido. De acuerdo con esta ambigüedad reológica es posible que bajo ciertas circunstancias se desarrollen fracturas (Shaw, 1980), transitorias, en la corteza inferior, que posteriormente se cerrarían y desaparecerían por efecto de la fluxión. También la capa inferior de la corteza se caracteriza por la ausencia de hipocentros sísmicos, confirmando su comportamiento dúctil y por lo tanto la baja resistencia de sus rocas.

El espesor de la capa frágil es de alrededor de 15 km en zonas cratónicas. Este espesor disminuye con el aumento del gradiente geotérmico, debido a la disminución de la resistencia de las rocas por el

aumento de la temperatura. En lo que concierne a las rocas ígneas, el límite inferior de la capa frágil representa el "piso"de los batolitos, ya que a esta profundidad se pierde la identidad de sus rocas, porque disminuye notablemente el contraste reológico con la caja.

La ductilidad de la capa inferior de la corteza, que es rica en feldespato, contrasta con la rigidez de la parte superior del manto (Fig. 9), que se debe a la presencia de rocas con abundante olivina. La energía de activación de la olivina es mayor que la de la plagioclasa (véase Tabla 1 de Propiedades físicas del Magma), propiedad que la hace más resistente. Este contraste en el comportamiento reológico, promueve un reparto selectivo de los esfuerzos, desacoplando mecánicamente la corteza, en particular la continental, del manto (Burov y Diament, 1996).

La litósfera es  la capa superior de la Tierra que comprende la corteza y la parte superior del manto. En la litósfera se registran la totalidad de los procesos geológicos, incluyendo la tectónica de placas y la actividad ígnea. El origen de gran parte de estos procesos está relacionado con la distribución irregular de la temperatura, que provoca fuertes cambios en el comportamiento reológico de la litósfera. A la litósfera subyace la astenósfera, caracterizada por el desarrollo de corrientes convectivas, las cuales cuando son ascendentes se denominan plumas. Las provincia ígneas gigantes están asociadas a estas plumas, de modo que existen un estrecha interacción entre la astenósfera y la litósfera.

El término litósfera (del griego litos = duro) en su acepción más amplia se refiere a la capa rígida externa de la Tierra, resistente a los esfuerzos. Comprende la corteza y la capa superior del manto, esta última también se denomina "tapa" (= lid en inglés) debido a su rigidez. Astenósfera (del griego astenos = débil) representa la capa reológicamente débil que subyace a la litósfera y que se caracteriza por no soportar los esfuerzos, fluyendo en escalas de tiempos geológicos.

El concepto de litósfera ha sido utilizado de distintas maneras por los especialistas (para una discusión detallada veáse Anderson, 1995). Esto se debe principalmente a que presenta comportamientos reológicos diferentes de acuerdo con la variación de la tasa de deformación, que influye en sus propiedades reológicas. De acuerdo con esta propiedad, el espesor de la capa rígida dependería de las escalas de tiempo con que se aplican los esfuerzos. Así p. ej. para escalas de tiempo del orden de 1 x 10 ⁶ a 1 x 10 ⁹ Ma (p. ej. la convección del manto) el espesor de la litósfera es significativamente menor con respecto esfuerzos aplicados en escalas de tiempo breves, como son, p. ej., el pasaje de las ondas sísmicas, o los cambios de fase mineralógicos. Tampoco las observaciones geofísicas han podido obtener una definición en el pasaje de litósfera a astenósfera, aumentando la imprecisión en la definición de litósfera.

Dentro del término litósfera son dos las acepciones que con mayor frecuencia han sido mencionadas en la literatura: 1) la litósfera como capa rígida, homologable con el comportamiento elástico, y 2) la litósfera como una capa delimitada termicamente.

La litósfera como capa rígida es denominada litósfera mecánica y se basa en un criterio puramente reológico. La naturaleza elástica de la litósfera mecánica se puede inferir a partir del análisis de su deformación (y posterior recuperación) causada por el agregado de una carga extra sobre la misma. Por ej. el paulatino hundimiento de los escudos canadiense y bálticos como consecuencia de la última glaciación. Al desaparecer la calota de hielo, se produjo el rebote isostático. También se puede reconocer un comportamiento equivalente al considerarse la deflexión producida por el peso de una cadena orogénica, cuya evolución es del orden de 1 x 10 ⁸ años. En estos casos se infiere que el espesor de la litósfera debe ser suficiente para sostener semejantes pesos, aunque todavía no ha podido determinarse su magnitud. Sobre la base de modelos teóricos el espesor de la litósfera elástica dependería de la isoterma de 550-650°C, que es la temperatura a la cual comienzan a ceder los materiales ante muy bajos esfuerzos, a tasas de deformación muy lentas. Esta temperatura se basa en un principio reológico empírico que dice que una roca comienza a fluir a la mitad de su temperatura de fusión, que en las rocas ultramáficas es de 1280 °C. De acuerdo con este modelo la litósfera mecánica está compuesta por la corteza y parte del manto, que en conjunto conforman tres capas: dos rígidas, corteza superior y manto y una dúctil, la corteza inferior.

La segunda acepción de litósfera es referida en la literatura como litósfera térmica y está relacionada a la isoterma de 1280°C, que es la temperatura del solidus de las rocas ultramáficas del manto superior. En este sentido, el término litósfera ha sido empleado como una capa límite térmica (thermal boundary layer) y corresponde al límite a partir del cual comienza a aparecer un fundido intersticial en las rocas. Este cambio, originado por la aparición de ese fundido, ha provocado un concepto reológico erróneo, consistente en que por la aparición del magma los materiales cambian drásticamente de rígidos a dúctiles. Esto no es así, porque a bajas velocidades de deformación y hasta temperaturas de alrededor de 700°C las rocas se comportan reológicamente como fluidos y por lo tanto fluyen. Por este motivo, la litósfera mecánica siempre tiene menor espesor que la térmica. En forma muy general, este límite térmico también ha sido invocado como la capa más externa del manto convectivo. Sin embargo, por lo expresado, no se puede descartar que las corrientes convectivas también puedan llegar hasta la base de la litósfera mecánica.

La confusión en los diferentes usos del término litósfera puede ser explicada por los diferentes enfoques que se le ha dado a la naturaleza de los materiales y su implicancia en la deformación.

Desde un punto de vista atómico se distinguen sólidos de líquidos, pero desde un punto de vista reológico se distinguen sólidos y fluidos. Un fluido es desde un punta de vista reológico un material que cede ante un mínimo esfuerzo diferencial y tiene la particularidad de fluir, sin distinción de su ordenamiento atómico. Por este motivo es común que rocas totalmente cristalizadas fluyan en forma similar a líquidos. Al respecto no podemos dejar de recordar que las leyes que rigen las deformaciones de los materiales terrestres están basadas en el análisis mecánico del continuo, cuya escala es mayor que la atómica.

Para todos los análisis estructurales-tectónicos es conveniente tener presente la definición de litósfera mecánica. Desde el punta de vista petrológico, en cambio, el concepto de litósfera térmica señala una subdivisión que tiene implicancias en la generación de los cuerpos ígneos. Por encima de ese límite la presencia de magma es transitoria, mientras que por debajo la presencia de magma es permanente.

De acuerdo con la composición de la corteza, la litósfera ha sido subdividida en litósfera oceánica y litósfera continental. Globalmente el espesor de la litósfera oceánica es menor que el de la continental. El espesor de la litósfera (térmica) oceánica aumenta con la edad, variando desde unos pocos kilómetros en las dorsales oceánicas, que es donde se general la corteza oceánica, hasta unos 100 km para edades de unos 130-150 Ma. El espesor de la litósfera (térmica) continental es de unos 120-200 km, aumentando en los escudos precámbricos.

La erosión de la base de la litósfera se llama delaminación. Son varios los modelos teóricos que se han invocado para explicar este proceso, entre ellos el desprendimiento de bloques que por su alta densidad se hunden en la astenósfera. En condiciones de acortamiento lateral la corteza aumenta su espesor permitiendo que su base alcance las condiciones de presión y de temperatura de la facies eclogítica, formándose rocas con densidades de 3300 kg m -3 , como es frecuente en la base de los Alpes (Pennacchioni, 1996). En estas circunstancias, por su mayor densidad, la corteza también puede desprenderse y hundirse con la litósfera en la astenósfera.

Este modelo es el más popular en la actualidad. Las consecuencias de este proceso en la geodinámica global son: 1) adelgazamiento de la litósfera (térmica) y debilitamiento de la misma; 2) incremento del gradiente geotérmico; 3) ascenso regional de la litósfera, debido a su menor peso; 4) posible generación de un régimen tectónico extensional y 5) el mayor gradiente geotérmico Asociado con este proceso se favorecería la generación y ascenso de magmas máficos (Kay y Mahlburg Kay, 1993).

Una pluma es una entidad hipotética que se supone que se desarrolla en el manto y representa una columna cilíndrica vertical de rocas, cuya temperatura es mayor que las de su entorno. Un pluma representa el ascenso de rocas y de calor, que son transportados hacia arriba en forma convectiva. El diámetro estimado de una pluma es de alrededor de 200 - 400 km. Estas cifras se obtienen a partir de la observación de la extensión de las provincias ígneas, cuyas rocas, se suponen que fueron originadas por dichas plumas. Asimismo, la existencia de una pluma se puede inferir por las anomalías térmicas positivas que se registran en la litósfera, y que se traducen en una actividad magmática de gran volumen. La formación de muchas de las provincias ígneas gigantes, se atribuyen a la interacción de una pluma con la litósfera, hecho que favorece la generación de grandes cantidades de magma. La intensa actividad del complejo volcánico de Yellowstone, USA, ha sido relacionada con una pluma. También el origen de algunas islas oceánicas, que no son otra cosa que gigantescos aparatos volcánicos, se atribuye a la existencia de una pluma.

Otro efecto común de la interacción de una pluma con la litósfera, es el debilitamiento térmico de la misma. El calentamiento de la litósfera disminuye la resistencia de las rocas que la constituyen, favoreciendo su fracturación. Además, favorece la elevación de la superficie del terreno que se encuentra por encima de la pluma. En ocasiones este abovedamiento colapsa, produciendo la fracturación de la litósfera. Estas condiciones favorecen el modelo que sostiene que las plumas juegan un importante papel en el desmembramiento de los supercontinentes (Courtillot et al., 1999; Dalziel et al., 2000).

El modelo de una pluma es el de una columna cilíndrica de rocas sólidas que están a mayor temperatura que su entorno y que fluyen verticalmente hacia arriba debido a su menor densidad.

Cuando llegan a la base de la litósfera no pueden continuar con su ascenso vertical debido a la rigidez que esta presenta. En este momento el material de la pluma comienza a fluir lateralmente, tomando la forma de un hongo. Esta parte de la pluma se denomina cabeza y llega a tener un diámetro de alrededor de 2000 a 4000 km. En la cabeza de la pluma, el sector de mayor temperatura se encuentra en el centro de la misma y disminuye gradualmente hacia los bordes.

Las plumas a las cuales se ha hecho referencia aquí no deben confundirse con las plumas volcánicas o columnas eruptivas, que representan una columna vertical constituida por materiales sólidos y gaseosos que son eyectados hacia la atmósfera por un volcán.

Las provincias ígneas gigantes poseen una considerable extensión areal, donde el desarrollo de la actividad magmática tiene una acotada y restringida distribución en el espacio y en el tiempo. Se considera que una provincia ígnea es gigante cuando su extensión supera los 100.000 km ² de superficie, y su desarrollo en el tiempo es de solo unos pocos millones de años. Por esta razón en una provincia ígnea gigante la generación de los magmas se produce en forma rápida y con un elevado porcentaje de fusión. A su vez los fundidos se movilizan con rapidez y llegan a los niveles superiores de la corteza en un tiempo relativamente corto. Una provincia ígnea gigante está asociada a importantes fracturas que permiten el rápido ascenso del magma. En los sectores donde se emplazan las provincias ígneas gigantes, el incremento de calor en la base de la litósfera y su posterior disipación, se producen en forma muy rápida. En la Tabla 2 se da una síntesis de las provincias ígneas gigantes más importantes del Fanerozoico.

El concepto de provincia ígnea gigante es relativamente nuevo y se acuñó en la década de los años 80 con la finalidad de describir los grandes plateaus basálticos, tanto continentales como oceánicos. También se incluyen entre las provincias ígneas gigantes los plateaus basálticos asociados a los margenes continentales pasivos. La observación de grandes extensiones volcánicas en la superficie de Venus y de Marte contribuyó a la creación de este concepto. La importancia geológica de estas provincias se refleja en el libro editado por Mahoney y Coffin (1997), que actualiza los conocimientos sobre el tema.

La provincia ígnea basáltica de Paraná-Etendeka es uno de los ejemplos más típicos y exhaustivamente estudiado (Peate, 1997). El volumen de su material es mayor a 1 x 10 6 km ³ y lo más característico de ella es que el mismo se extruyó en sólo 5 Ma, entre los 134 y 129 Ma, lo cual implica una tasa de extrusión muy alta y una rápida disipación térmica. Está constituido mayormente por lavas basálticas toleíticas, a las cuales se asocian algunos filones capa en su borde oriental y diversos enjambres de diques de similar composición (Fig. 10). El plateau basáltico está coronado por extensos derrames riolíticos, que están estrechamente asociados a la evolución magmática del plateau.

Entre las provincias ígneas de grandes dimensiones también se pueden incluir los enjambres de diques radiales gigantes, algunos de los cuales están asociados a los plateau basálticos.

La mayor parte de las provincias ígneas gigantes estudiadas en detalle son Fanerozoicas.

Otra de sus características más destacables, además de su desarrollo en solo unos poco millones de años, es que no tienen una relación directa con una tectónica con esfuerzos horizontales dominantes, como es típicamente la tectónica de placas. Están relacionadas a movimientos verticales y actualmente hay consenso para explicar el origen de estas provincias por la interacción

de una pluma térmica con la litósfera. El desarrollo de plumas también ha sido propuesto para explicar la voluminosa actividad magmática de Venus, donde la tectónica de placas aparentemente no ha estado activa durante los últimos 500 Ma.

El Batolito Andino de América del Sur , que está relacionado a proceso de subducción, por su extensión, mayor de 210.000 km ² , podría ser considerado como una provincia ígnea gigante.

Sin embargo, no se lo incluye entre de ellas debido a que su emplazamiento tuvo lugar durante varias decenas de millones de años, en vez de unos pocos millones de años como es propio de las provincias ígneas gigantes.

Las provincias ígneas gigantes tienen una gran influencia en la formación y en el crecimiento de la corteza. En efecto, durante la formación de una provincia ígnea gigante se incorpora en la corteza superior, un gran volumen de rocas máficas originadas en el manto. El aporte de estas grandes masas de rocas máficas con alta densidad provoca una perturbación de la normal estratificación de las densidades de las rocas de la corteza. Es probable que esta situación de lugar al inicio de procesos que

tiendan a restablecer el equilibrio entre las densidades. En las áreas cratónicas la duración de este proceso es seguramente muy largo, pero en los bordes de los escudos y en las fajas orogénicas es más rápido.

En la Argentina las provincias riolíticas del Choiyoi, de Marifil y de Chon Aike, también podrían se consideradas como provincias ígneas gigantes. Una característica común a estas tres provincias ígneas es que comienzan con rocas de composición andesítica a dacítica y finalizan con extensos plateau dacíticos a riolíticos que prácticamente sepultan a las rocas de la base. Otra característica común es la elevada proporción de ignimbritas silícicas de alto grado, que en muchos casos tienen el aspecto de lavas. El ángulo de reposo de las unidades extrusivas es bajo, de pocos grados, por lo cual las formas de los edificios volcánicos son más cercanas a la de los escudos volcánicos que a la de los estratovolcanes.

La provincia Choiyoi se desarrolla fundamentalmente en la Cordillera Frontal, desde La Rioja hasta Mendoza, y continua en el subsuelo neuquino. Hacia el sudeste entra en la provincia de La Pampa llegando hasta la de Buenos Aires, con los aislados afloramientos de López Lecube.

Su extensión es mayor a los 200.000 km ² de superficie, y su desarrollo temporal fue de aproximadamente 30 Ma, entre los 270 y 240 Ma. Su duración excede a los típicos períodos de las provincias ígneas gigantes y este es un tema que debe ser estudiado con mayor detalle en el futuro.

La provincia de Marifil está ubicada en el Macizo Norpatagónico (provincias de Río Negro y Chubut), su extensión es de aproximadamente 160.000 km ² y se desarrolló en el entorno de 180 Ma.

La provincia de Chon Aike (~ 150 Ma) se extiende a lo largo de Santa Cruz y Tierra del Fuego y continúa en la plataforma continental, por alrededor de 200.000 km ² , que puede ser mucho mayor si se integran las rocas halladas en el subsuelo.

Una característica que las diferencia de las provincias ígneas gigantes, compuestas esencialmente por rocas máficas, es su composición predominantemente silícica.

Una placa constituye la unidad fundamental de la teoría de tectónica de placas. Es la capa rígida más externa de la Tierra y sus límites son homologables con la litósfera mecánica. Se caracteriza por su comportamiento elástico y por lo tanto tiene la propiedad de transmitir y acumular los esfuerzos. El límite inferior de una placa tiene un marcado contraste reológico con la capa subyacente, de menor viscosidad, que puede actuar como una superficie de desacople mecánico.

La placa cuando subduce toma el nombre de loza (slab). El ángulo con que subduce depende del contraste de densidad entre las litósferas de ambas placas. Las placas oceánicas jóvenes en general tienen menor densidad que las más antiguas y el ángulo de subducción tiende a ser bajo (10-20°), mientras que en las placas más densas el ángulo es de unos 30°.

La loza representa una perturbación transitoria en el gradiente geotérmico de la litósfera, debido a la introducción de una cuña de baja temperatura (Fig. 11). La loza se metamorfiza progresivamente a medida que desciende, alcanzando un grado metamórfico correspondiente a la facies de eclogita. El metamorfismo y la menor temperatura de la loza se traduce en una densidad mayor a la del medio que la rodea, por lo cual se hunde. La información obtenida a partir de los métodos geofísicos han permitido comprobar que la loza puede alcanzar grandes profundidades. En los Andes, a la altura de Cuzco, Perú, James y Snoke (1994) han detectado la posible presencia de fragmentos de loza oceánica a una profundidad de aproximadamente 500 km.

Estos autores también estimaron que a partir de los 100-150 km de profundidad el ángulo de descenso de la loza es de aproximadamente 70°, lo cual se puede interpretar que se halla cerca al descenso en caída libre. Esta situación promueve el desarrollo de corrientes convectivas en el manto, dando lugar a la redistribución de su composición.

A pesar que las placas juegan un papel fundamental en la tectónica global, el conocimiento en detalle de sus propiedades reológicas, de su espesor, y de su relación mecánica con la astenósfera, es en la actualidad incompleto y motivo de discusión. Uno de los temas prioritarios es comprender como se distribuyen los esfuerzos en el límite entre la placa rígida y la astenósfera dúctil. La importancia de este fenómeno radica en que son estos esfuerzos los que aparentemente gobiernan el movimiento de las placas y la mayor parte de los procesos de deformación que ocurren en su interior.

Este tema ha sido ampliamente discutido por Anderson (1995), autor a quien remitimos para una mayor información.

La incapacidad de obtener información real y confiable acerca de las propiedades reológicas de las placas, proviene de la estrecha dependencia que existe entre los mecanismos de deformación de los materiales y la tasa de deformación. Esta relación tiene una gran importancia porque toda la información de lo que ocurren en el interior de la Tierra proviene de los métodos de análisis geofísicos que, al basarse en las velocidades de las ondas sísmicas, solamente reflejan las situaciones que corresponden a las altas tasas de deformación. Es probable que estos métodos no reflejen enteramente la realidad, ya que no se podrían detectar numerosas estructuras afectadas por deformaciones muy lentas, de alrededor de 10 ⁶ a 10 ⁹ Ma. De acuerdo con estas observaciones, los espesores promedio de las placas durante estos periodos podrían ser más delgados que lo que revelan los datos proporcionados por las velocidades de las ondas sísmicas, debido a que la rigidez que se infiere de su comportamiento corresponde solamente a tasas de deformaciones rápidas. También los recientes estudios revelan que por debajo de los cratones arqueanos, existirían profundas raíces de aproximadamente 400 km (Vinnik et al., 1996). Sin embargo, dichas raíces podrían no ser tan profundas si se consideran tasas de deformación pequeñas (de alrededor de 1 x 10 ^-13 a 10 ^-18 s ^-1 ), ya que a 650° ± 50°C los materiales del manto pueden ceder con facilidad ante esfuerzos constantes mínimos. Algunos datos geocronológicos preliminares de estas raíces, obtenidos en el Departamento de Magnetismo Terrestre de la Carnegie Institution (Carlson et al., 1994), sugieren que dichas raíces tienen edades similares a la de los escudos que soportan. Con esta información Carlson et al. (1993) han concluido que esas raíces están solidariamente asociadas a los escudos y por lo tanto formarían parte de una única unidad desde esa época. Con el continuo perfeccionamiento de los instrumento geofísicos de medición se podrán obtener datos más precisos de la estructura interna de la Tierra y también se podrían llegar a formular nuevas hipótesis y modelos.

La subplaca máfica es un conjunto de rocas máficas que tienen una elevada proporción de material fundido intersticial, y tiene la capacidad de fluir. Su composición sería equivalente a la de un basalto. Se encuentran como lentes horizontales dentro de la litósfera y están generalmente asociadas a importantes discontinuidades mecánicas, como es p. ej. la discontinuidad de Mohorovicic.

Una subplaca máfica produce una anomalía térmica positiva de singular importancia, la cual es capaz de provocar la fusión de las rocas en las capas que se encuentran por encima (Huppert y Sparks, 1988; Atherton, 1993) o, alternativamente, de metamorfizarlas en facies de granulita (Ellis, 1987; Spear, 1993).

La formación de una subplaca máfica está relacionada con el ingreso de un magma máfico en la litósfera y con la imposibilidad de este material de continuar su ascenso vertical y comenzar a desplazarse lateralmente a lo largo de una superficie de discontinuidad. La subplaca máfica está generalmente asociada a plumas térmicas, que implican el ascenso de material y de calor desde las partes inferiores del manto, que se ubican tanto en zonas de intraplaca, como en los márgenes de placas convergentes o divergentes. En las zonas orogénicas las subplacas máficas podrían estar relacionadas a procesos de delaminación o a variaciones en la tasa de subducción.

La formación de los enclaves microgranulares máficos que contienen las rocas ígneas se la relaciona en muchos casos con las subplacas máficas. En efecto, los fundidos graníticos que se forman por encima de la subplaca máfica, serían inyectados por el magma máfico que asciende desde la subplaca. Esto es posible porque la velocidad de ascenso de los magmas máficos es mayor que la de los silícicos debido a su menor viscosidad. El ingreso de un magma máfico de mayor temperatura en otro silícico más frío, produce el congelamiento del primero en pequeños cuerpos sub-esféricos, con formas de almohadillas, similares a las formas de los basaltos en almohadilla (= pillows lavas). Además, el fundido granítico incrementa su temperatura como consecuencia del ingreso de los fundidos máficos. En consecuencia, en el cuerpo silícico hospedante se generan vigorosas corrientes convectivas ascendentes, que arrastran, redistribuyen y deforman los enclaves. La presencia de enclaves microgranulares máficos es frecuente en dioritas, tonalitas y monzogranitos de zonas orogénicas, incluyendo a los estadios post-orogénicos, y en intraplaca. En todos estos ambientes tectónicos es posible la existencia de subplacas máficas.