Expansión del fondo marino

Proceso geológico en las dorsales oceánicas

Edad de la litosfera oceánica; el más joven (color claro) está a lo largo de los centros de expansión

La expansión del fondo marino , o expansión del fondo marino , es un proceso que ocurre en las dorsales oceánicas , donde se forma nueva corteza oceánica a través de la actividad volcánica y luego se aleja gradualmente de la dorsal.

historia del 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 propio fondo marino se mueve y también arrastra consigo los continentes a medida que se expande desde un eje central de rift fue propuesta por Harold Hammond Hess de la Universidad de Princeton y Robert Dietz del Laboratorio de Electrónica Naval de Estados Unidos en San Diego en los años 1960. ^{[1] [2]} El fenómeno se conoce hoy como tectónica de placas . En lugares donde dos placas se separan, en las dorsales en medio del océano, continuamente se forma nuevo fondo marino durante la expansión del fondo marino.

Significado

La expansión del fondo marino ayuda a explicar la deriva continental en la teoría de la tectónica de placas . Cuando las placas oceánicas divergen , la tensión tensional provoca fracturas en la litosfera . La fuerza motivadora de las crestas en expansión del fondo marino es la atracción de las placas tectónicas en las zonas de subducción , en lugar de la presión del magma, aunque suele haber una actividad de magma significativa en las crestas en expansión. ^[3] Las placas que no están en subducción son impulsadas por la gravedad y se deslizan desde las dorsales elevadas en medio del océano, un proceso llamado empuje de crestas . ^[4] En un centro de expansión, el magma basáltico sube por las fracturas y se enfría en el fondo del océano para formar nuevo fondo marino . Los respiraderos hidrotermales son comunes en los centros de expansión. 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.

Spreading rate is the rate at which an ocean basin widens due to seafloor spreading. (The rate at which new oceanic lithosphere is added to each tectonic plate on either side of a mid-ocean ridge is the spreading half-rate and is equal to half of the spreading rate). Spreading rates determine if the ridge is fast, intermediate, or slow. As a general rule, fast ridges have spreading (opening) rates of more than 90 mm/year. Intermediate ridges have a spreading rate of 40–90 mm/year while slow spreading ridges have a rate less than 40 mm/year.^{[5][6][7]: 2} The highest known rate was over 200 mm/yr during the Miocene on the East Pacific Rise.^[8]

In the 1960s, the past record of geomagnetic reversals of Earth's magnetic field was noticed by observing magnetic stripe "anomalies" on the ocean floor.^[9][10] This results in broadly evident "stripes" from which the past magnetic field polarity can be inferred from data gathered with a magnetometer towed on the sea surface or from an aircraft. The stripes on one side of the mid-ocean ridge were the mirror image of those on the other side. By identifying a reversal with a known age and measuring the distance of that reversal from the spreading center, the spreading half-rate could be computed.

magnetic stripes formed during seafloor spreading

In some locations spreading rates have been found to be asymmetric; the half rates differ on each side of the ridge crest by about five percent.^[11][12] This is thought due to temperature gradients in the asthenosphere from mantle plumes near the spreading center.^[12]

Spreading center

Seafloor spreading occurs at spreading centers, distributed along the crests of mid-ocean ridges. Spreading centers end in transform faults or in overlapping spreading center offsets. A spreading center includes a seismically active plate boundary zone a few kilometers to tens of kilometers wide, a crustal accretion zone within the boundary zone where the ocean crust is youngest, and an instantaneous plate boundary - a line within the crustal accretion zone demarcating the two separating plates.^[13] Within the crustal accretion zone is a 1–2 km-wide neovolcanic zone where active volcanism occurs.^[14][15]

Incipient spreading

Plates in the crust of the earth, according to the plate tectonics theory

En el caso general, la expansión del fondo marino comienza como una grieta en una masa continental , similar al actual sistema de grieta del Mar Rojo y África Oriental . ^[16] El proceso comienza con el calentamiento en 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 más densos, el área que se calienta se convierte en una amplia cúpula (ver isostasia ). A medida que la corteza se inclina hacia arriba, se producen fracturas que gradualmente crecen hasta convertirse en fisuras. El sistema de rift típico consta de tres brazos de rift en ángulos de aproximadamente 120 grados. Estas áreas se denominan cruces triples y hoy en día se pueden encontrar en varios lugares del mundo. Los márgenes separados de los continentes evolucionan para formar márgenes pasivos . La teoría de Hess era que se forma un nuevo fondo marino cuando el magma es empujado hacia la superficie en una dorsal en medio del océano.

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 fisuras activas continúan abriéndose, eventualmente la corteza continental se atenúa tanto como se pueda 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 fisuras se abre hacia el océano existente, el sistema de fisuras se inunda con agua de mar y se convierte en un nuevo mar. El Mar Rojo es un ejemplo de un nuevo brazo de mar. Se pensaba que la grieta de África Oriental era un brazo fallido que se estaba abriendo más lentamente que los otros dos brazos, pero en 2005 el Experimento Litosférico Geofísico de Afar de Etiopía ^[17] informó que en la región de Afar , en septiembre de 2005, se abrió una fisura de 60 km como de ancho hasta ocho metros. ^[18] Durante este período de inundación inicial, el nuevo mar es sensible a los cambios de clima y eustasy . Como resultado, el nuevo mar se evaporará (parcial o completamente) varias veces antes de que la elevación del valle del rift baje 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 petroleros .

La expansión del fondo marino puede detenerse durante el proceso, pero si continúa hasta el punto en que el continente queda completamente cortado, 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 alguna vez estuvo incluida en el área del delta del Níger . El río Níger se ha formado en el brazo fallido de la triple unión . ^[19]

Continua difusión y subducción.

Extendiéndose en una dorsal en medio del océano

A medida que se forma un nuevo fondo marino y se separa de la dorsal oceánica, se enfría lentamente con el tiempo. Por lo tanto, el fondo marino más antiguo es más frío que el nuevo, y las cuencas oceánicas más antiguas son más profundas que las nuevas 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 mediante el cual la corteza también se destruya. La destrucción de la corteza oceánica ocurre en zonas de subducción donde la corteza oceánica es forzada bajo la corteza continental o la corteza oceánica. Hoy en día, la cuenca del Atlántico se está extendiendo activamente en la Dorsal Mesoatlántica . Sólo una pequeña porción de la corteza oceánica producida en el Atlántico está subducida. Sin embargo, las placas que componen 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 expansión más activos del mundo (la Ascensión del Pacífico Oriental), con tasas de expansión de hasta 145 ± 4 mm/año entre las placas del Pacífico y Nazca . ^[20] La Cordillera del Atlántico Medio es un centro de expansión lenta, mientras que la Ascensión del Pacífico Oriental es un ejemplo de expansión rápida. Los centros de expansión a velocidades lentas e intermedias exhiben un valle de rift, mientras que a velocidades rápidas se encuentra un máximo axial dentro de la zona de acreción de la corteza. ^[6] Las diferencias en las tasas de dispersión afectan no sólo a las geometrías de las crestas sino también a la geoquímica de los basaltos que se producen. ^[21]

Dado que las nuevas cuencas oceánicas son menos profundas que las antiguas, la capacidad total de las cuencas oceánicas del mundo disminuye durante las épocas 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 Dorsal Mesoatlántica (y en otras dorsales oceánicas), el material del manto superior se eleva a través de las fallas entre las placas oceánicas para formar nueva corteza a medida que las placas se alejan unas de otras, un fenómeno observado por primera vez como deriva continental. Cuando Alfred Wegener presentó por primera vez la hipótesis de la deriva continental en 1912, sugirió que los continentes surcaban la corteza oceánica. Esto era imposible: la corteza oceánica es a la vez más densa y más rígida que la corteza continental. En consecuencia, la teoría de Wegener no se tomó muy en serio, especialmente en 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 relacionado con la expansión del fondo marino mediante la teoría de la tectónica de placas, que es impulsada por la convección que incluye también la propia corteza. ^[4]

El factor que impulsa la expansión del fondo marino en placas con márgenes activos es el peso de las losas frías, densas y en subducción que los arrastran, o la tracción de las losas. El magmatismo en la cresta se considera un afloramiento pasivo, causado por la separación de las placas bajo el peso de sus propias losas. ^{[4] [23]} Esto se puede considerar como algo análogo a una alfombra sobre una mesa con poca fricción: cuando parte de la alfombra está fuera de la mesa, su peso arrastra el resto de la alfombra hacia abajo con ella. Sin embargo, la dorsal del Atlántico Medio en sí no está bordeada por placas que estén siendo arrastradas hacia zonas de subducción, excepto la subducción menor en las Antillas Menores y el Arco de Escocia . En este caso, las placas se deslizan separándose sobre el afloramiento del manto en el proceso de empuje de las crestas. ^[4]

Topografía global del fondo marino: modelos de enfriamiento

La profundidad del fondo marino (o la altura de un lugar en una dorsal oceánica por encima del nivel de la base) está estrechamente correlacionada con su edad (edad de la litosfera donde se mide la profundidad). La relación edad-profundidad se puede modelar mediante el enfriamiento de una placa de 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 del medio espacio del manto, ^[28] la altura del fondo 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 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 tanto, en x = 0 la temperatura es la función escalonada de Heaviside . Se supone que el sistema está en un estado casi estacionario , de modo que la distribución de temperatura es constante en el tiempo, es decir ${\displaystyle T_{1}\cdot \Theta (-z)}$ ${\displaystyle T=T(x,z).}$

Calculando en el marco de referencia de la litosfera en movimiento (velocidad v ), cuál tiene coordenadas espaciales y la ecuación del calor es: ${\displaystyle x'=x-vt,}$ ${\displaystyle T=T(x',z,t).}$

${\displaystyle {\frac {\partial T}{\partial t}}=\kappa \nabla ^{2}T=\kappa {\frac {\partial ^{2}T}{\partial ^{2}z}}+\kappa {\frac {\partial ^{2}T}{\partial ^{2}x'}}}$

¿Dónde está la difusividad térmica del manto litosfera? ${\displaystyle \kappa }$

Dado que T depende de x' y t sólo mediante la combinación : ${\displaystyle x=x'+vt,}$

${\displaystyle {\frac {\partial T}{\partial x'}}={\frac {1}{v}}\cdot {\frac {\partial T}{\partial t}}}$

De este modo:

${\displaystyle {\frac {\partial T}{\partial t}}=\kappa \nabla ^{2}T=\kappa {\frac {\partial ^{2}T}{\partial ^{2}z}}+{\frac {\kappa }{v^{2}}}{\frac {\partial ^{2}T}{\partial ^{2}t}}}$

Se supone que es grande en comparación con otras escalas del problema; por lo tanto, el último término de la ecuación se desprecia, dando una ecuación de difusión unidimensional: ${\displaystyle v}$

${\displaystyle {\frac {\partial T}{\partial t}}=\kappa {\frac {\partial ^{2}T}{\partial ^{2}z}}}$

con las condiciones iniciales

${\displaystyle T(t=0)=T_{1}\cdot \Theta (-z).}$

La solución viene dada por la función de error : ${\displaystyle z\leq 0}$

${\displaystyle T(x',z,t)=T_{1}\cdot \operatorname {erf} \left({\frac {z}{2{\sqrt {\kappa t}}}}\right)}$.

Debido a la gran velocidad, la dependencia de la temperatura con la dirección horizontal es insignificante, y la altura en el momento t (es decir, el fondo marino de edad t ) se puede calcular integrando la expansión térmica sobre z :

${\displaystyle h(t)=h_{0}+\alpha _{\mathrm {eff} }\int _{0}^{\infty }[T(z)-T_{1}]dz=h_{0}-{\frac {2}{\sqrt {\pi }}}\alpha _{\mathrm {eff} }T_{1}{\sqrt {\kappa t}}}$

donde es el coeficiente de expansión térmica volumétrica efectiva y h ₀ es la altura de la dorsal oceánica (en comparación con alguna referencia). ${\displaystyle \alpha _{\mathrm {eff} }}$

La suposición de que v es relativamente grande equivale a la suposición de que la difusividad térmica es pequeña en comparación 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. ${\displaystyle \kappa }$ ${\displaystyle L^{2}/A}$

El coeficiente de expansión térmica efectivo es diferente del coeficiente de expansión térmica habitual debido al efecto isostásico del cambio en la altura de la columna de agua sobre la litosfera a medida que se expande o retrae. Ambos coeficientes están relacionados por: ${\displaystyle \alpha _{\mathrm {eff} }}$ ${\displaystyle \alpha }$

${\displaystyle \alpha _{\mathrm {eff} }=\alpha \cdot {\frac {\rho }{\rho -\rho _{w}}}}$

donde es la densidad de la roca y es la densidad del agua. ${\displaystyle \rho \sim 3.3\ \mathrm {g} \cdot \mathrm {cm} ^{-3}}$ ${\displaystyle \rho _{0}=1\ \mathrm {g} \cdot \mathrm {cm} ^{-3}}$

Sustituyendo los parámetros por sus estimaciones aproximadas:

${\displaystyle {\begin{aligned}\kappa &\sim 8\cdot 10^{-7}\ \mathrm {m} ^{2}\cdot \mathrm {s} ^{-1}\\\alpha &\sim 4\cdot 10^{-5}\ {}^{\circ }\mathrm {C} ^{-1}\\T_{1}&\sim 1220\ {}^{\circ }\mathrm {C} &&{\text{for the Atlantic and Indian oceans}}\\T_{1}&\sim 1120\ {}^{\circ }\mathrm {C} &&{\text{for the eastern Pacific}}\end{aligned}}}$

tenemos: ^[28]

${\displaystyle h(t)\sim {\begin{cases}h_{0}-390{\sqrt {t}}&{\text{for the Atlantic and Indian oceans}}\\h_{0}-350{\sqrt {t}}&{\text{for the eastern Pacific}}\end{cases}}}$

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.

Más que la altura del fondo del océano sobre una base o nivel de referencia , lo que interesa es la profundidad del océano . Porque ( medido desde la superficie del océano) podemos encontrar que: ${\displaystyle h(t)}$ ${\displaystyle h_{b}}$ ${\displaystyle d(t)}$ ${\displaystyle d(t)+h(t)=h_{b}}$ ${\displaystyle h_{b}}$

${\displaystyle d(t)=h_{b}-h_{0}+350{\sqrt {t}}}$; para el Pacífico oriental, por ejemplo, donde está la profundidad en la cresta de la cresta, normalmente 2600 m. ${\displaystyle h_{b}-h_{0}}$

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 mediante un modelo de placa de litosfera enfriándose que mediante el semiespacio del manto enfriándose. ^[27] La ​​placa tiene una temperatura constante en su base y en el borde de extensión. El análisis de los datos de profundidad versus edad y de profundidad versus raíz cuadrada de la edad permitió a Parsons y Sclater ^[27] estimar los parámetros del modelo (para el Pacífico Norte):

~125 km para el espesor de la litosfera

${\displaystyle T_{1}\thicksim 1350\ {}^{\circ }\mathrm {C} }$en la base y borde joven del plato

${\displaystyle \alpha \thicksim 3.2\cdot 10^{-5}\ {}^{\circ }\mathrm {C} ^{-1}}$

Suponiendo equilibrio isostático en todas partes debajo de la placa de enfriamiento se obtiene una relación de profundidad de edad revisada para fondos marinos más antiguos que es aproximadamente correcta para edades tan jóvenes como 20 millones de años:

${\displaystyle d(t)=6400-3200\exp {\bigl (}-t/62.8{\bigr )}}$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 tipo de convección del manto debe aplicar calor a la base de la placa en todas partes para evitar el enfriamiento por debajo de los 125 km y la contracción de la litosfera (profundización del fondo marino) a edades más avanzadas. ^[27] Su modelo de placas también permitió una expresión para el flujo de calor conductivo, q(t) desde el fondo del océano, que es aproximadamente constante más allá de 120 millones de años: ${\displaystyle 1\cdot 10^{-6}\mathrm {cal} \,\mathrm {cm} ^{-2}\mathrm {sec} ^{-1}}$

${\displaystyle q(t)=11.3/{\sqrt {t}}}$

Ver también

• Límite divergente  : característica lineal que existe entre dos placas tectónicas que se alejan una de la otra.
• Hipótesis de Vine-Matthews-Morley  : primera prueba científica clave de la teoría de la deriva continental y la tectónica de placas de expansión del fondo marino
• DSV ALVIN el sumergible de investigación que exploró centros de expansión en el Atlántico ( Proyecto FAMOUS ) y el Océano Pacífico ( proyecto RISE ).

Referencias

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enlaces externos

• Animación de una dorsal en medio del océano.