La expansión del lecho marino es un proceso que ocurre en las dorsales oceánicas , donde se forma una nueva corteza oceánica a través de la actividad volcánica y luego se aleja gradualmente de la cresta.
Historia de estudio
Las teorías anteriores de Alfred Wegener y Alexander du Toit sobre la deriva continental postulaban que los continentes en movimiento "surcaban" el fondo marino fijo e inamovible. La idea de que el lecho marino en sí se mueve y también arrastra a los continentes a medida que se extiende desde un eje central de la grieta fue propuesta por Harold Hammond Hess de la Universidad de Princeton y Robert Dietz del Laboratorio de Electrónica Naval de EE. UU. En San Diego en la década de 1960. [1] [2] El fenómeno se conoce hoy como tectónica de placas . En lugares donde dos placas se separan, en las dorsales oceánicas, se forma continuamente nuevo fondo marino durante la expansión del fondo marino.
Significado
La expansión del lecho marino ayuda a explicar la deriva continental en la teoría de la tectónica de placas . Cuando las placas oceánicas divergen , la tensión de tensión provoca que se produzcan fracturas en la litosfera . La fuerza motivadora de las crestas que se extienden del fondo marino es el tirón de la placa tectónica en las zonas de subducción , en lugar de la presión del magma, aunque normalmente hay una actividad de magma significativa en las crestas que se extienden. [3] Las placas que no se subducen son impulsadas por la gravedad que se deslizan desde las dorsales oceánicas elevadas, un proceso llamado empuje de las crestas . [4] En un centro de expansión, el magma basáltico se eleva por las fracturas y se enfría en el fondo del océano para formar un nuevo lecho marino . Los respiraderos hidrotermales son comunes en los centros de propagación. Las rocas más viejas se encontrarán más lejos de la zona de expansión, mientras que las rocas más jóvenes se encontrarán más cerca de la zona de expansión.
La tasa de propagación es la tasa a la que se ensancha una cuenca oceánica debido a la expansión del lecho marino. (La tasa a la que se agrega nueva litosfera oceánica a cada placa tectónica a cada lado de una dorsal oceánica es la mitad de la tasa de expansión y es igual a la mitad de la tasa de expansión). Las tasas de esparcimiento determinan si la cresta es rápida, intermedia o lenta. Como regla general, las crestas rápidas tienen tasas de expansión (apertura) de más de 90 mm / año. Las crestas intermedias tienen una tasa de dispersión de 40 a 90 mm / año, mientras que las crestas de dispersión lenta tienen una tasa de menos de 40 mm / año. [5] [6] [7] : 2 La tasa más alta conocida fue de más de 200 mm / año durante el Mioceno en el East Pacific Rise . [8]
En la década de 1960, el registro pasado de inversiones geomagnéticas del campo magnético de la Tierra se notó al observar las "anomalías" de las bandas magnéticas en el fondo del océano. [9] [10] Esto da como resultado "franjas" ampliamente evidentes a partir de las cuales se puede inferir la polaridad pasada del campo magnético a partir de los datos recopilados con un magnetómetro remolcado en la superficie del mar o desde un avión. Las rayas en un lado de la cordillera en medio del océano eran la imagen especular de las del otro lado. Identificando una inversión con una edad conocida y midiendo la distancia de esa inversión desde el centro de expansión, se podría calcular la tasa media de expansión.
En algunos lugares, se ha descubierto que las tasas de propagación son asimétricas; las medias tasas difieren en cada lado de la cresta de la cresta en aproximadamente un cinco por ciento. [11] [12] Se cree que esto se debe a los gradientes de temperatura en la astenosfera de las plumas del manto cerca del centro de expansión. [12]
Centro de difusión
La expansión del lecho marino se produce en los centros de expansión, distribuidos a lo largo de las crestas de las dorsales oceánicas. Los centros de dispersión terminan en fallas de transformación o en desplazamientos de centros de dispersión superpuestos . Un centro de expansión incluye una zona límite de placa sísmicamente activa de unos pocos kilómetros a decenas de kilómetros de ancho, una zona de acreción cortical dentro de la zona límite donde la corteza oceánica es más joven y un límite de placa instantáneo: una línea dentro de la zona de acreción cortical que demarca las dos. placas de separación. [13] Dentro de la zona de acreción de la corteza hay una zona neovolcánica de 1-2 km de ancho donde ocurre el vulcanismo activo. [14] [15]
Difusión incipiente
En el caso general, la expansión del lecho marino comienza como una grieta en una masa de tierra continental , similar al Sistema de Rift del Mar Rojo - África Oriental actual. [16] El proceso comienza calentando la base de la corteza continental, lo que hace que se vuelva más plástica y menos densa. Debido a que los objetos menos densos se elevan en relación con los objetos más densos, el área que se calienta se convierte en una cúpula ancha (ver isostasia ). A medida que la corteza se arquea hacia arriba, se producen fracturas que gradualmente se convierten en fisuras. El sistema de ruptura típico consta de tres brazos de ruptura en ángulos de aproximadamente 120 grados. Estas áreas se denominan uniones triples y se pueden encontrar en varios lugares del mundo en la actualidad. Los márgenes separados de los continentes evolucionan para formar márgenes pasivos . La teoría de Hess era que se forma un nuevo lecho marino cuando el magma es empujado hacia la superficie en una cresta oceánica.
Si la propagación continúa más allá de la etapa incipiente descrita anteriormente, dos de los brazos de la grieta se abrirán mientras que el tercer brazo deja de abrirse y se convierte en una "grieta fallida" o aulacógeno . A medida que las dos grietas activas continúan abriéndose, eventualmente la corteza continental se atenúa tanto como se puede estirar. En este punto, la corteza oceánica basáltica y la litosfera del manto superior comienzan a formarse entre los fragmentos continentales que se separan. Cuando una de las grietas se abre hacia el océano existente, el sistema de grietas se inunda con agua de mar y se convierte en un nuevo mar. El Mar Rojo es un ejemplo de un nuevo brazo del mar. Se pensó que la grieta de África Oriental era un brazo fallido que se abría más lentamente que los otros dos brazos, pero en 2005 el Experimento Geofísico Litosférico Etíope Afar [17] informó que en la región de Afar , en septiembre de 2005, una fisura de 60 km se abrió como ancho como ocho metros. [18] Durante este período de inundación inicial, el nuevo mar es sensible a los cambios en el clima y la eustasia . Como resultado, el nuevo mar se evaporará (parcial o completamente) varias veces antes de que la elevación del valle del rift haya bajado hasta el punto en que el mar se estabilice. Durante este período de evaporación, se formarán grandes depósitos de evaporita en el valle del rift. Posteriormente, estos depósitos tienen el potencial de convertirse en sellos de hidrocarburos y son de particular interés para los geólogos del petróleo .
La propagación del lecho marino puede detenerse durante el proceso, pero si continúa hasta el punto de que el continente se corta por completo, se crea una nueva cuenca oceánica . El Mar Rojo aún no ha separado completamente a Arabia de África, pero se puede encontrar una característica similar en el otro lado de África que se ha liberado por completo. América del Sur una vez encajó en el área del Delta del Níger . El río Níger se ha formado en el brazo de la grieta fallida de la triple unión . [19]
Extensión y subducción continuas
A medida que se forma un nuevo lecho marino y se separa de la dorsal oceánica, se enfría lentamente con el tiempo. El fondo marino más antiguo es, por lo tanto, más frío que el nuevo fondo marino, y las cuencas oceánicas más antiguas son más profundas que las nuevas cuencas oceánicas debido a la isostasia. Si el diámetro de la tierra permanece relativamente constante a pesar de la producción de nueva corteza, debe existir un mecanismo por el cual la corteza también se destruya. La destrucción de la corteza oceánica ocurre en las zonas de subducción donde la corteza oceánica es forzada bajo la corteza continental o la corteza oceánica. Hoy, la cuenca del Atlántico se está extendiendo activamente en la Cordillera del Atlántico Medio . Solo se subduce una pequeña porción de la corteza oceánica producida en el Atlántico. Sin embargo, las placas que forman el Océano Pacífico están experimentando subducción a lo largo de muchos de sus límites, lo que provoca la actividad volcánica en lo que se ha denominado el Anillo de Fuego del Océano Pacífico. El Pacífico también alberga uno de los centros de propagación más activos del mundo (East Pacific Rise) con tasas de propagación de hasta 145 +/- 4 mm / año entre las placas del Pacífico y de Nazca . [20] Mid-Atlantic Ridge es un centro de expansión lenta, mientras que East Pacific Rise es un ejemplo de expansión rápida. Los centros de propagación a velocidades lentas e intermedias exhiben un valle de rift mientras que a velocidades rápidas se encuentra un colmo axial dentro de la zona de acreción de la corteza. [6] Las diferencias en las tasas de expansión afectan no solo las geometrías de las crestas sino también la geoquímica de los basaltos que se producen. [21]
Dado que las nuevas cuencas oceánicas son menos profundas que las antiguas cuencas oceánicas, la capacidad total de las cuencas oceánicas del mundo disminuye durante los períodos de expansión activa del fondo marino. Durante la apertura del Océano Atlántico , el nivel del mar era tan alto que se formó una vía marítima interior occidental a través de América del Norte desde el Golfo de México hasta el Océano Ártico .
Debate y búsqueda de mecanismo
En la Cordillera del Atlántico Medio (y en otras cordilleras oceánicas), el material del manto superior se eleva a través de las fallas entre las placas oceánicas para formar una nueva corteza a medida que las placas se alejan unas de otras, un fenómeno que se observó por primera vez como deriva continental. Cuando Alfred Wegener presentó por primera vez una hipótesis de deriva continental en 1912, sugirió que los continentes surcaban la corteza oceánica. Esto era imposible: la corteza oceánica es más densa y más rígida que la corteza continental. En consecuencia, la teoría de Wegener no se tomó muy en serio, especialmente en los Estados Unidos.
Al principio, se argumentó que la fuerza impulsora de la propagación eran las corrientes de convección en el manto. [22] Desde entonces, se ha demostrado que el movimiento de los continentes está vinculado a la expansión del fondo marino por la teoría de la tectónica de placas, que es impulsada por convección que también incluye la propia corteza. [4]
El factor determinante de la dispersión del fondo marino en placas con márgenes activos es el peso de las losas frías, densas y subductoras que las arrastran o tiran de las losas. El magmatismo en la cresta se considera un afloramiento pasivo, que es causado por las placas que se separan bajo el peso de sus propias losas. [4] [23] Esto puede considerarse análogo a una alfombra sobre una mesa con poca fricción: cuando parte de la alfombra está fuera de la mesa, su peso tira del resto de la alfombra con ella. Sin embargo, la cordillera del Atlántico Medio en sí no está bordeada por placas que están siendo arrastradas hacia zonas de subducción, excepto la subducción menor en las Antillas Menores y el Arco de Scotia . En este caso, las placas se deslizan separándose sobre la surgencia del manto en el proceso de empuje de la cresta. [4]
Topografía global del fondo marino: modelos de enfriamiento
La profundidad del lecho marino (o la altura de una ubicación en una dorsal oceánica por encima de un nivel base) está estrechamente relacionada con su edad (edad de la litosfera donde se mide la profundidad). La relación edad-profundidad puede modelarse mediante el enfriamiento de una placa litosfera [24] [25] [26] [27] o el medio espacio del manto en áreas sin subducción significativa . [28]
Modelo de manto de enfriamiento
En el modelo de medio espacio del manto, [28] la altura del lecho marino está determinada por la litosfera oceánica y la temperatura del manto, debido a la expansión térmica. El resultado simple es que la altura de la cresta o la profundidad del océano es proporcional a la raíz cuadrada de su edad. [28] La litosfera oceánica se forma continuamente a un ritmo constante en las dorsales oceánicas . La fuente de la litosfera tiene una forma de semiplano ( x = 0, z <0) y una temperatura constante T 1 . Debido a su creación continua, la litosfera en x > 0 se aleja de la cresta a una velocidad constante v , que se supone grande en comparación con otras escalas típicas del problema. La temperatura en el límite superior de la litosfera ( z = 0) es una constante T 0 = 0. Por lo tanto, en x = 0, la temperatura es la función escalonada de Heaviside. . Se supone que el sistema está en un estado cuasi estacionario , de modo que la distribución de temperatura es constante en el tiempo, es decir
Calculando en el marco de referencia de la litosfera en movimiento (velocidad v ), que tiene coordenadas espaciales y la ecuación de calor es:
dónde es la difusividad térmica de la litosfera del manto.
Desde T depende de x' y t sólo a través de la combinación:
Por lo tanto:
Se asume que es grande en comparación con otras escalas del problema; por lo tanto, se desprecia el último término de la ecuación, lo que da una ecuación de difusión unidimensional:
con las condiciones iniciales
La solucion para viene dada por la función de error :
- .
Debido a la gran velocidad, la dependencia de la temperatura de la dirección horizontal es despreciable, y la altura en el tiempo t (es decir, del fondo marino de edad t ) se puede calcular integrando la expansión térmica sobre z :
dónde es el coeficiente de expansión térmica volumétrica efectiva , y h 0 es la altura de la cresta oceánica (en comparación con alguna referencia).
La suposición de que v es relativamente grande es equivalente a la suposición de que la difusividad térmica es pequeño comparado con , donde L es el ancho del océano (desde las dorsales oceánicas hasta la plataforma continental ) y A es la edad de la cuenca oceánica.
El coeficiente de expansión térmica efectivo es diferente del coeficiente de expansión térmica habitual debido al efecto isostático del cambio en la altura de la columna de agua por encima de la litosfera a medida que se expande o se retrae. Ambos coeficientes están relacionados por:
dónde es la densidad de la roca y es la densidad del agua.
Sustituyendo los parámetros por sus estimaciones aproximadas:
tenemos: [28]
donde la altura está en metros y el tiempo en millones de años. Para obtener la dependencia de x , se debe sustituir t = x / v ~ Ax / L , donde L es la distancia entre la cresta y la plataforma continental (aproximadamente la mitad del ancho del océano) y A es la edad de la cuenca oceánica.
En lugar de la altura del fondo del océano por encima de un nivel base o de referencia , la profundidad del océano es de interés. Porque(con medido desde la superficie del océano) podemos encontrar que:
- ; para el Pacífico oriental, por ejemplo, donde es la profundidad en la cresta de la cresta, típicamente 2600 m.
Modelo de placa de enfriamiento
La profundidad predicha por la raíz cuadrada de la edad del fondo marino derivada anteriormente es demasiado profunda para un fondo marino de más de 80 millones de años. [27] La profundidad se explica mejor por un modelo de placa litosfera de enfriamiento en lugar del medio espacio del manto de enfriamiento. [27] La placa tiene una temperatura constante en su base y borde de extensión. El análisis de la profundidad frente a la edad y la profundidad frente a la raíz cuadrada de los datos de edad permitió a Parsons y Sclater [27] estimar los parámetros del modelo (para el Pacífico Norte):
- ~ 125 km para el espesor de la litosfera
- en la base y el borde joven del plato
Suponiendo equilibrio isostático en todas partes debajo de la placa de enfriamiento se obtiene una relación de profundidad de edad revisada para el fondo marino más antiguo que es aproximadamente correcta para edades tan jóvenes como 20 millones de años:
- metros
Por lo tanto, el fondo marino más antiguo se profundiza más lentamente que el más joven y, de hecho, se puede suponer que es casi constante a ~ 6400 m de profundidad. Parsons y Sclater concluyeron que algún estilo de convección del manto debe aplicar calor a la base de la placa en todas partes para evitar el enfriamiento por debajo de 125 km y la contracción de la litosfera (profundización del fondo marino) en edades más avanzadas. [27] Su modelo de placa también permitió una expresión para el flujo de calor conductor, q (t) desde el fondo del océano, que es aproximadamente constante en más allá de 120 millones de años:
Ver también
- Límite divergente : característica lineal que existe entre dos placas tectónicas que se alejan una de la otra.
- Hipótesis de Vine-Matthews-Morley : la primera prueba científica clave de la teoría de la dispersión del lecho marino de la deriva continental y la tectónica de placas.
- DSV ALVIN el sumergible de investigación que exploró los centros de expansión en los océanos Atlántico ( Proyecto FAMOUS ) y Pacífico ( proyecto RISE ).
Referencias
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enlaces externos
- Animación de una dorsal oceánica