Una dorsal oceánica ( MOR ) es un sistema montañoso del fondo marino formado por la tectónica de placas . Normalmente tiene una profundidad de unos 2600 metros (8500 pies) y se eleva unos 2000 metros (6600 pies) por encima de la parte más profunda de una cuenca oceánica . Esta característica es donde se produce la expansión del fondo marino a lo largo de un límite de placa divergente . La velocidad de expansión del fondo marino determina la morfología de la cresta de la dorsal oceánica y su anchura en una cuenca oceánica.
La formación de litosfera oceánica y de fondo marino nuevo es resultado de la surgencia del manto en respuesta a la separación de las placas. El material fundido asciende en forma de magma en la debilidad lineal entre las placas que se separan y emerge en forma de lava , creando una nueva corteza oceánica y litosfera al enfriarse.
La primera dorsal oceánica descubierta fue la dorsal mesoatlántica , que es un centro de expansión que divide las cuencas del Atlántico Norte y Sur; de ahí el origen del nombre "dorsal mesoatlántica". La mayoría de los centros de expansión oceánica no están en el medio de la base oceánica que los alberga, pero, independientemente de ello, se denominan tradicionalmente dorsales mesoatlánticas. Las dorsales mesoatlánticas de todo el mundo están unidas por límites tectónicos de placas y el rastro de las dorsales a lo largo del fondo oceánico parece similar a la costura de una pelota de béisbol . El sistema de dorsales mesoatlánticas es, por tanto, la cadena montañosa más larga de la Tierra, con unos 65.000 km (40.000 mi).
Las dorsales oceánicas del mundo están conectadas entre sí y forman la dorsal oceánica, un sistema único de dorsales oceánicas globales que forma parte de todos los océanos , lo que la convierte en la cordillera más larga del mundo. La cordillera continua tiene 65.000 km (40.400 mi) de longitud (varias veces más larga que los Andes , la cordillera continental más larga), y la longitud total del sistema de dorsales oceánicas es de 80.000 km (49.700 mi) de longitud. [1]
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En el centro de expansión de una dorsal oceánica, la profundidad del fondo marino es de aproximadamente 2.600 metros (8.500 pies). [2] [3] En los flancos de la dorsal, la profundidad del fondo marino (o la altura de una ubicación en una dorsal oceánica por encima de un nivel base) está correlacionada con su edad (edad de la litosfera donde se mide la profundidad). La relación profundidad-edad se puede modelar mediante el enfriamiento de una placa litosférica [4] [5] o el semiespacio del manto. [6] Una buena aproximación es que la profundidad del fondo marino en una ubicación en una dorsal oceánica en expansión es proporcional a la raíz cuadrada de la edad del fondo marino. [6] La forma general de las dorsales resulta de la isostasia de Pratt : cerca del eje de la dorsal, hay un manto caliente de baja densidad que sostiene la corteza oceánica. A medida que la placa oceánica se enfría, alejándose del eje de la dorsal, la litosfera del manto oceánico (la parte más fría y densa del manto que, junto con la corteza, compone las placas oceánicas) se engrosa y la densidad aumenta. Por lo tanto, el fondo marino más antiguo está sustentado por material más denso y es más profundo. [4] [5]
La tasa de expansión es la velocidad a la que una cuenca oceánica se ensancha debido a la expansión del fondo marino. Las tasas se pueden calcular mediante el mapeo de anomalías magnéticas marinas que abarcan las dorsales oceánicas. A medida que el basalto cristalizado extruido en un eje de dorsal se enfría por debajo de los puntos de Curie de óxidos de hierro y titanio apropiados, las direcciones del campo magnético paralelas al campo magnético de la Tierra se registran en esos óxidos. Las orientaciones del campo preservadas en la corteza oceánica comprenden un registro de las direcciones del campo magnético de la Tierra con el tiempo. Debido a que el campo ha invertido direcciones a intervalos conocidos a lo largo de su historia, el patrón de inversiones geomagnéticas en la corteza oceánica se puede utilizar como un indicador de la edad; dada la edad de la corteza y la distancia desde el eje de la dorsal, se pueden calcular las tasas de expansión. [2] [3] [7] [8]
Las tasas de expansión varían de aproximadamente 10 a 200 mm/año. [2] [3] Las dorsales de expansión lenta, como la dorsal mesoatlántica, se han extendido mucho menos (mostrando un perfil más pronunciado) que las dorsales más rápidas, como la dorsal del Pacífico oriental (perfil suave), durante la misma cantidad de tiempo y enfriamiento y la consiguiente profundización batimétrica. [2] Las dorsales de expansión lenta (menos de 40 mm/año) generalmente tienen grandes valles de rift , a veces de hasta 10 a 20 km (6,2 a 12,4 mi) de ancho, y un terreno muy accidentado en la cresta de la dorsal que puede tener un relieve de hasta 1000 m (3300 pies). [2] [3] [9] [10] Por el contrario, las dorsales de expansión rápida (más de 90 mm/año), como la dorsal del Pacífico oriental, carecen de valles de rift. La tasa de expansión del Océano Atlántico Norte es de ~ 25 mm/año, mientras que en la región del Pacífico es de 80–145 mm/año. [11] La tasa más alta conocida es de más de 200 mm/año en el Mioceno en la Dorsal del Pacífico Oriental. [12] Las dorsales que se extienden a tasas <20 mm/año se conocen como dorsales de expansión ultralenta [3] [13] (por ejemplo, la dorsal de Gakkel en el Océano Ártico y la dorsal Índica del Sudoeste ).
El centro o eje de expansión se conecta comúnmente a una falla transformante orientada en ángulos rectos con el eje. Los flancos de las dorsales oceánicas están marcados en muchos lugares por las cicatrices inactivas de las fallas transformantes llamadas zonas de fractura . A tasas de expansión más rápidas, los ejes a menudo muestran centros de expansión superpuestos que carecen de fallas transformantes conectadas. [2] [14] La profundidad del eje cambia de manera sistemática con profundidades menores entre los desplazamientos, como las fallas transformantes y los centros de expansión superpuestos que dividen el eje en segmentos. Una hipótesis para las diferentes profundidades a lo largo del eje son las variaciones en el suministro de magma al centro de expansión. [2] Las dorsales de expansión ultralenta forman segmentos de dorsales magmáticos y amagmáticos (actualmente carecen de actividad volcánica) sin fallas transformantes. [13]
Las dorsales oceánicas presentan un vulcanismo y una sismicidad activos . [3] La corteza oceánica se encuentra en un estado constante de "renovación" en las dorsales oceánicas por los procesos de expansión del fondo marino y tectónica de placas. El nuevo magma emerge constantemente al fondo oceánico y se introduce en la corteza oceánica existente en y cerca de las grietas a lo largo de los ejes de las dorsales. Las rocas que forman la corteza debajo del fondo marino son más jóvenes a lo largo del eje de la dorsal y envejecen a medida que aumenta la distancia desde ese eje. El nuevo magma de composición basáltica emerge en y cerca del eje debido a la fusión por descompresión en el manto terrestre subyacente . [15] El material sólido del manto que surge isentrópicamente excede la temperatura de solidus y se funde.
El magma cristalizado forma una nueva corteza de basalto conocida como MORB por basalto de la dorsal oceánica, y gabro debajo de ella en la corteza oceánica inferior . [16] El basalto de la dorsal oceánica es un basalto toleítico y es bajo en elementos incompatibles . [17] [18] Los respiraderos hidrotermales alimentados por calor magmático y volcánico son una característica común en los centros de expansión oceánica. [19] [20] Una característica de las dorsales elevadas son sus valores de flujo de calor relativamente altos, de alrededor de 1–10 μcal/cm 2 s, [21] o aproximadamente 0,04–0,4 W/m 2 .
La mayor parte de la corteza de las cuencas oceánicas tiene menos de 200 millones de años, [22] [23] lo que es mucho más joven que los 4.540 millones de años de edad de la Tierra . Este hecho refleja el proceso de reciclaje de la litosfera en el manto de la Tierra durante la subducción . A medida que la corteza oceánica y la litosfera se alejan del eje de la dorsal, la peridotita en la litosfera del manto subyacente se enfría y se vuelve más rígida. La corteza y la peridotita relativamente rígida debajo de ella forman la litosfera oceánica , que se encuentra por encima de la astenosfera menos rígida y viscosa . [3]
La litosfera oceánica se forma en una dorsal oceánica, mientras que la litosfera se subduce de nuevo hacia la astenosfera en las fosas oceánicas . Se cree que dos procesos, el empuje de la dorsal y el tirón de la placa , son responsables de la expansión en las dorsales oceánicas. [24] El empuje de la dorsal se refiere al deslizamiento gravitacional de la placa oceánica que se eleva por encima de la astenosfera más caliente, creando así una fuerza de cuerpo que provoca el deslizamiento de la placa pendiente abajo. [25] En el tirón de la placa, el peso de una placa tectónica que se subduce (tira) por debajo de una placa suprayacente en una zona de subducción arrastra el resto de la placa detrás de ella. Se considera que el mecanismo de tirón de la placa contribuye más que el empuje de la dorsal. [24] [26]
Un proceso propuesto previamente para contribuir al movimiento de las placas y la formación de nueva corteza oceánica en las dorsales oceánicas es el "transportador del manto" debido a la convección profunda (ver imagen). [27] [28] Sin embargo, algunos estudios han demostrado que el manto superior ( astenosfera ) es demasiado plástico (flexible) para generar suficiente fricción para tirar de la placa tectónica. [29] [30] Además, el afloramiento del manto que hace que se forme magma debajo de las dorsales oceánicas parece involucrar solo sus 400 km (250 mi) superiores, como se deduce de la tomografía sísmica y las observaciones de la discontinuidad sísmica en el manto superior a unos 400 km (250 mi). Por otro lado, algunas de las placas tectónicas más grandes del mundo, como la placa norteamericana y la sudamericana, están en movimiento, pero solo están siendo subducidas en ubicaciones restringidas como el Arco de las Antillas Menores y el Arco de Escocia , lo que apunta a la acción de la fuerza del cuerpo de empuje de la dorsal sobre estas placas. Los modelos computacionales de los movimientos de las placas y del manto sugieren que el movimiento de las placas y la convección del manto no están conectados, y que la principal fuerza impulsora de la placa es la tracción de la losa. [31]
El aumento de la tasa de expansión del fondo marino (es decir, la tasa de expansión de la dorsal oceánica) ha provocado que el nivel global ( eustático ) del mar aumente en escalas de tiempo muy largas (millones de años). [32] [33] El aumento de la expansión del fondo marino significa que la dorsal oceánica se expandirá y formará una dorsal más amplia con una profundidad media reducida, ocupando más espacio en la cuenca oceánica. Esto desplaza el océano suprayacente y provoca que el nivel del mar aumente. [34]
El cambio del nivel del mar puede atribuirse a otros factores ( expansión térmica , derretimiento del hielo y convección del manto que crean una topografía dinámica [35] ). Sin embargo, en escalas de tiempo muy largas, es el resultado de cambios en el volumen de las cuencas oceánicas que, a su vez, se ven afectadas por las tasas de expansión del fondo marino a lo largo de las dorsales oceánicas. [36]
El nivel del mar, que fue entre 100 y 170 metros más alto en el período Cretácico (144–65 Ma), se atribuye en parte a la tectónica de placas, porque la expansión térmica y la ausencia de capas de hielo solo explican una parte del nivel adicional del mar. [34]
La expansión del fondo marino en las dorsales oceánicas es un sistema de intercambio iónico a escala global. [37] Los respiraderos hidrotermales en los centros de expansión introducen diversas cantidades de hierro , azufre , manganeso , silicio y otros elementos en el océano, algunos de los cuales se reciclan en la corteza oceánica. El helio-3 , un isótopo que acompaña al vulcanismo desde el manto, es emitido por los respiraderos hidrotermales y puede detectarse en columnas dentro del océano. [38]
Las tasas de expansión rápidas expandirán la dorsal oceánica, lo que hará que las reacciones del basalto con el agua de mar se produzcan con mayor rapidez. La relación magnesio/calcio será menor porque se están eliminando más iones de magnesio del agua de mar y son consumidos por la roca, y se están eliminando más iones de calcio de la roca y se están liberando al agua de mar. La actividad hidrotermal en la cresta de la dorsal es eficiente en la eliminación del magnesio. [39] Una relación Mg/Ca menor favorece la precipitación de polimorfos de carbonato de calcio de calcita con bajo contenido de Mg ( mares de calcita ). [40] [41]
La expansión lenta en las dorsales oceánicas tiene el efecto opuesto y dará como resultado una mayor relación Mg/Ca, lo que favorece la precipitación de aragonita y polimorfos de calcita con alto contenido de Mg de carbonato de calcio ( mares de aragonita ). [41]
Los experimentos muestran que la mayoría de los organismos modernos con alto contenido de calcita en Mg habrían sido calcita con bajo contenido de Mg en mares de calcita pasados, [42] lo que significa que la relación Mg/Ca en el esqueleto de un organismo varía con la relación Mg/Ca del agua de mar en la que creció.
De este modo, la mineralogía de los organismos constructores de arrecifes y productores de sedimentos está regulada por reacciones químicas que ocurren a lo largo de la dorsal oceánica, cuya velocidad está controlada por la velocidad de expansión del fondo marino. [39] [42]
Los primeros indicios de que una dorsal divide la cuenca del océano Atlántico proceden de los resultados de la expedición británica Challenger del siglo XIX. [43] Los oceanógrafos Matthew Fontaine Maury y Charles Wyville Thomson analizaron los sondeos de las líneas arrojadas al fondo marino , que revelaron una importante elevación del fondo marino que recorría la cuenca atlántica de norte a sur. Las ecosondas de sonar confirmaron este hallazgo a principios del siglo XX. [44]
No fue hasta después de la Segunda Guerra Mundial , cuando el fondo del océano fue estudiado con más detalle, que se conoció la extensión completa de las dorsales oceánicas. El Vema , un barco del Observatorio Terrestre Lamont-Doherty de la Universidad de Columbia , atravesó el Océano Atlántico, registrando datos de ecosonda sobre la profundidad del fondo del océano. Un equipo dirigido por Marie Tharp y Bruce Heezen concluyó que había una enorme cadena montañosa con un valle de rift en su cresta, que se extendía por el medio del Océano Atlántico. Los científicos la llamaron "dorsal mesoatlántica". Otras investigaciones mostraron que la cresta de la dorsal era sísmicamente activa [45] y se encontraron lavas frescas en el valle de rift. [46] Además, el flujo de calor de la corteza era más alto aquí que en cualquier otro lugar de la cuenca del Océano Atlántico. [47]
En un principio, se pensó que la dorsal era una característica específica del océano Atlántico. Sin embargo, a medida que se continuaban los estudios del fondo oceánico en todo el mundo, se descubrió que todos los océanos contienen partes del sistema de dorsales oceánicas. La expedición alemana Meteor siguió el recorrido de la dorsal oceánica desde el Atlántico Sur hasta el océano Índico a principios del siglo XX. Aunque la primera sección descubierta del sistema de dorsales discurre por el centro del océano Atlántico, se descubrió que la mayoría de las dorsales oceánicas se encuentran alejadas del centro de otras cuencas oceánicas. [2] [3]
Alfred Wegener propuso la teoría de la deriva continental en 1912. Afirmó: "la dorsal mesoatlántica... zona en la que el fondo del Atlántico, a medida que se sigue extendiendo, se abre continuamente y deja espacio para que sima fresca, relativamente fluida y caliente [se eleve] desde la profundidad". [48] Sin embargo, Wegener no continuó con esta observación en sus trabajos posteriores y su teoría fue descartada por los geólogos porque no había ningún mecanismo para explicar cómo los continentes podían atravesar la corteza oceánica , y la teoría quedó en gran medida olvidada.
Tras el descubrimiento de la extensión mundial de la dorsal oceánica en la década de 1950, los geólogos se enfrentaron a una nueva tarea: explicar cómo se pudo haber formado una estructura geológica tan enorme. En la década de 1960, los geólogos descubrieron y comenzaron a proponer mecanismos para la expansión del fondo marino . El descubrimiento de las dorsales oceánicas y el proceso de expansión del fondo marino permitieron que la teoría de Wegener se ampliara de modo que incluyera el movimiento de la corteza oceánica además de los continentes. [49] La tectónica de placas fue una explicación adecuada para la expansión del fondo marino, y la aceptación de la tectónica de placas por parte de la mayoría de los geólogos resultó en un importante cambio de paradigma en el pensamiento geológico.
Se estima que a lo largo de las dorsales oceánicas de la Tierra se forman cada año 2,7 km2 (1,0 millas cuadradas) de nuevo fondo marino mediante este proceso. [ 50] Con un espesor de corteza de 7 km (4,3 millas), esto equivale a unos 19 km3 ( 4,6 millas cúbicas) de nueva corteza oceánica formada cada año. [50]
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