Expansión del fondo marino

Edad de la litosfera oceánica; más joven (rojo) es a lo largo de los centros de difusión

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 de estudio

Teorías anteriores de Alfred Wegener y Alexander du Toit sobre la deriva continental postulaban que los continentes en movimiento "araban" a través del fondo marino fijo e inamovible. Harold Hammond Hess, de la Universidad de Princeton, y Robert Dietz, del Laboratorio de Electrónica Naval de EE. UU. en San Diego, propusieron en la década de 1960 la idea de que el lecho marino en sí mismo se mueve y también transporta los continentes a medida que se expande desde un eje de ruptura central. 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.

Importancia

La expansión del fondo marino ayuda a explicar la deriva continental en la teoría de la tectónica de placas. Cuando las placas oceánicas divergen, el estrés tensional provoca que se produzcan fracturas en la litosfera. La fuerza que motiva la expansión de las dorsales del fondo marino es la tracción de las placas tectónicas en las zonas de subducción, en lugar de la presión del magma, aunque normalmente hay una actividad significativa del magma en las dorsales que se extienden. Las placas que no se subducen son impulsadas por la gravedad deslizándose desde las dorsales oceánicas elevadas, un proceso llamado empuje de dorsales. 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 expansión. Las rocas más antiguas se encontrarán más lejos de la zona de expansión, mientras que las rocas más jóvenes se encontrarán más cerca de la zona de expansión.

Tasa de expansión 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 ambos lados de una dorsal oceánica es la media tasa de expansión y es igual a la mitad de la tasa de expansión). Las tasas de dispersión 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 expansión de 40 a 90 mm/año, mientras que las crestas de expansión lenta tienen una tasa inferior a 40 mm/año. La tasa más alta conocida fue de más de 200 mm/año durante el Mioceno en el East Pacific Rise.

En la década de 1960, el registro anterior de inversiones geomagnéticas del campo magnético de la Tierra se notó al observar las 'anomalías' de las bandas magnéticas. en el fondo del océano. Esto da como resultado "rayas" ampliamente evidentes. del cual se puede inferir la polaridad del campo magnético pasado a partir de los datos recopilados con un magnetómetro remolcado en la superficie del mar o desde un avión. Las franjas de un lado de la dorsal oceánica eran la imagen especular de las del otro lado. Al identificar una inversión con una edad conocida y medir la distancia de esa inversión desde el centro de propagación, se podría calcular la tasa media de propagación.

Cintas magnéticas formadas durante la difusión del fondo marino

En algunos lugares, se ha descubierto que las tasas de dispersión son asimétricas; las tasas medias difieren en cada lado de la cresta de la cresta en aproximadamente un cinco por ciento. Se cree que esto se debe a los gradientes de temperatura en la astenosfera de las plumas del manto cerca del centro de expansión.

Centro de esparcimiento

La expansión del fondo marino ocurre en los centros de expansión, distribuidos a lo largo de las crestas de las dorsales oceánicas. Los centros de expansión terminan en fallas transformantes o en desplazamientos de centros de expansión 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 de la corteza 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 de la corteza que demarca las dos placas separadoras. Dentro de la zona de acreción de la corteza hay una zona neovolcánica de 1 a 2 km de ancho donde ocurre un vulcanismo activo.

Difusión incipiente

Placas en la corteza de la tierra, según la teoría de la placa tectónica

En general, la expansión del lecho marino comienza como una grieta en una masa de tierra continental, similar al sistema de grietas del Mar Rojo y África Oriental en la actualidad. El proceso comienza con el calentamiento de 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 amplia cúpula (ver isostasia). A medida que la corteza se inclina hacia arriba, se producen fracturas que gradualmente se convierten en grietas. El sistema de grietas típico consta de tres brazos de grietas en ángulos de aproximadamente 120 grados. Estas áreas se denominan cruces triples y se pueden encontrar en varios lugares del mundo en la actualidad. Los márgenes separados de los continentes evolucionan para formar márgenes pasivos. Hess' La teoría era que se forma un nuevo fondo marino cuando el magma es empujado hacia arriba 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 grietas activas continúan abriéndose, eventualmente la corteza continental se atenúa tanto como sea posible. 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 al 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 abría más lentamente que los otros dos brazos, pero en 2005 el Experimento Litosférico Geofísico Afar de Etiopía informó que en la región de Afar, en septiembre de 2005, se abrió una fisura de 60 km con un ancho de ocho metros Durante este período de inundación inicial, el nuevo mar es sensible a los cambios de clima y eustacia. 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 de que el continente se separa por completo, se crea una nueva cuenca oceánica. El Mar Rojo aún no ha separado por completo 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 ruptura fallido de la unión triple.

Difusión y subducción continuas

Esparciendo en una cresta de medio océano

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 fondo marino nuevo, y las cuencas oceánicas más antiguas son más profundas que las cuencas oceánicas 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 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 dorsal mesoatlántica. 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 expansión más activos del mundo (East Pacific Rise) con tasas de propagación de hasta 145 +/- 4 mm/año entre las placas del Pacífico y Nazca. La Dorsal del Atlántico Medio es un centro de expansión lenta, mientras que la Dorsal del Pacífico Oriental es un ejemplo de expansión rápida. Los centros de expansión a velocidades lentas e intermedias exhiben un valle de grietas, mientras que a velocidades rápidas se encuentra un alto axial dentro de la zona de acreción de la corteza. Las diferencias en las tasas de esparcimiento afectan no solo las geometrías de las crestas sino también la geoquímica de los basaltos que se producen.

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 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 continental. deriva. Cuando Alfred Wegener presentó por primera vez una hipótesis de la deriva continental en 1912, sugirió que los continentes se abrían paso a través de 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 expansión eran las corrientes de convección en el manto. Desde entonces, se ha demostrado que el movimiento de los continentes está relacionado con la expansión del fondo marino por la teoría de la tectónica de placas, que está impulsada por la convección que también incluye la corteza misma.

El impulsor de la expansión del fondo marino en placas con márgenes activos es el peso de las losas frías, densas y en subducción que las arrastran, o la tracción de las losas. El magmatismo en la dorsal se considera un afloramiento pasivo, causado por las placas que se separan bajo el peso de sus propias losas. Esto se puede considerar como 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 hacia abajo. Sin embargo, la dorsal del Atlántico Medio en sí misma 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 sobre el afloramiento del manto en el proceso de empuje de la cresta.

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 se puede modelar mediante el enfriamiento de una placa de litosfera o del semiespacio del manto en áreas sin subducción significativa.

Modelo de manto de refrigeración

En el modelo de medio espacio de manto, la altura de los fondos marinos 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. La litosfera oceánica se forma continuamente a un ritmo constante en las crestas medianas. La fuente de la litosfera tiene una forma de medio plano (x = 0, z 0) y una temperatura constante T₁. Debido a su creación continua, la litosfera en x ■ 0 se mueve lejos de la cresta a una velocidad constante v, que se supone grande en comparación con otras escalas típicas en el problema. La temperatura en el límite superior de la litosfera (z = 0) es una constante T₀ = 0. x = 0 la temperatura es la función paso Heaviside T1⋅ ⋅ .. ()− − z){displaystyle T_{1}cdot Theta (-z)}. Se supone que el sistema está en un estado cuasi estable, por lo que la distribución de temperatura es constante en el tiempo, es decir. T=T()x,z).{displaystyle T=T(x,z).}

Calculando en el marco de referencia de la litosfera móvil (velocia) v), que tiene coordenadas espaciales x.=x− − vt,{displaystyle x'=x-vt,} T=T()x.,z,t).{displaystyle T=T(x',z,t). } y la ecuación de calor es:

∂ ∂ T∂ ∂ t=κ κ Silencio Silencio 2T=κ κ ∂ ∂ 2T∂ ∂ 2z+κ κ ∂ ∂ 2T∂ ∂ 2x.{fnMicrosoft {fnMicrosoft {fnMicrosoft {fnMicrosoft {fnMicrosoft {\fnMicrosoft} T}{partial t}=kappa nabla ^{2}T=kappa {fnMicroc {fnMicrosoft Sans Serif} {fnMicroc {fnMicrosoft Sans Serif} {f}} {fn}} {fnMicroc {fnMicroc {fnMicrosoft} {fnMicroc} {fnMicroc} {fnMicroc}f}}}}}}}}}}} {f}f}\f}fnMicroc}f}fnMicroc {f}f}f}fnMicroc}fn}f}f}f}fnMicroc {f}fnMicroc}fnMicroc {fnMicroc}}fn}f}fnMicroc {f}f}fn}fnMicroc {fnMicroc {fn}f}f}f}f}f}} ¿Qué?

Donde κ κ {displaystyle kappa } es la difusividad térmica de la litosfera de manto.

Desde T depende de x ' y t sólo a través de la combinación x=x.+vt,{displaystyle x=x'+vt,}:

∂ ∂ T∂ ∂ x.=1v⋅ ⋅ ∂ ∂ T∂ ∂ t{fnMicrosoft {fnMicrosoft {fnMicrosoft {fnMicrosoft {fnMicrosoft {\fnMicrosoft} T}{partial x'}={frac {1}{}cdot {fnMicroc {partial T}{partial }

Así:

∂ ∂ T∂ ∂ t=κ κ Silencio Silencio 2T=κ κ ∂ ∂ 2T∂ ∂ 2z+κ κ v2∂ ∂ 2T∂ ∂ 2t{fnMicrosoft {fnMicrosoft {fnMicrosoft {fnMicrosoft {fnMicrosoft {\fnMicrosoft} T}{partial t}=kappa nabla ^{2}T=kappa {fnMicroc {fnMicrosoft Sans Serif} {fnMicroc {fnMicrosoft Sans Serif} {f}} {fn}} {fnMicroc {fnMicroc {fnMicrosoft} {fnMicroc} {fnMicroc}}} {fnMicroc}}}}}}}}}}} {f}f}f}f}f}fnMicroc {fnMicroc}f}f}f}f}f}fnMicroc {f}f}fnMicroc}f}fnMicrocfnMicroc}f}fn}}fnMicroc {fnMicroc {f}f}s}f}fnMicroc} ¿Qué?

Se supone que v{displaystyle v} es grande en comparación con otras escalas del problema; por lo tanto el último término en la ecuación es descuidado, dando una ecuación de difusión 1-dimensional:

∂ ∂ T∂ ∂ t=κ κ ∂ ∂ 2T∂ ∂ 2z{fnMicrosoft {fnMicrosoft {fnMicrosoft {fnMicrosoft {fnMicrosoft {\fnMicrosoft} T}{partial t}=kappa {partial ^{2}T}{partial ^{2}z}

con las condiciones iniciales

T()t=0)=T1⋅ ⋅ .. ()− − z).{displaystyle T(t=0)=T_{1}cdot Theta (-z). }

La solución para z≤ ≤ 0{displaystyle zleq 0} se administra por la función de error:

T()x.,z,t)=T1⋅ ⋅ er⁡ ⁡ ()z2κ κ t){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 en la dirección horizontal es insignificante, y la altura en el tiempo t (es decir, del lecho marino de edad t) puede ser calculado integrando la expansión térmica sobre z:

h()t)=h0+α α eff∫ ∫ 0JUEGO JUEGO [T()z)− − T1]dz=h0− − 2π π α α effT1κ κ t{displaystyle h(t)=h_{0}+alpha _{mathrm {eff}int ¿Qué? {2} {sqrt {fn}}alpha _{mathrm {f}T_{1}{sqrt {kappa t}}} {f}} {f}}} {fn}}} {fn}}} {f}} {f}}}}} {f}}}}}}}}}}}} {

Donde α α eff{displaystyle alpha _{mathrm {eff}} es el efectivo coeficiente de expansión térmica volumétrica, y h₀ es la altura de cresta medio-oceánica (contra alguna referencia).

Suposición de que v es relativamente grande es equivalente a la suposición de que la difusividad térmica κ κ {displaystyle kappa } es pequeño comparado con L2/A{displaystyle L^{2}/A}, donde L es el ancho oceánico (desde las crestas medias del océano hasta la plataforma continental) y A es la edad de la cuenca del océano.

El coeficiente de expansión térmica eficaz α α eff{displaystyle alpha _{mathrm {eff}} es diferente del coeficiente de expansión térmica habitual α α {displaystyle alpha } debido al efecto isostasico del cambio en la altura de la columna de agua sobre la litosfera mientras se expande o retracta. Ambos coeficientes están relacionados por:

α α eff=α α ⋅ ⋅ *** *** *** *** − − *** *** w{displaystyle alpha _{mathrm {eff}=alpha cdot {frac {rho }{rho -rho _{w}}} {f}}} {f}}

Donde *** *** ♪ ♪ 3.3g⋅ ⋅ cm− − 3{displaystyle rho sim 3.3mathrm {g} cdot mathrm {cm} ^{-3} es la densidad de roca y *** *** 0=1g⋅ ⋅ cm− − 3{displaystyle rho _{0}=1mathrm {g} cdot mathrm {cm} ^{-3} es la densidad del agua.

Al sustituir los parámetros por sus estimaciones aproximadas:

κ κ ♪ ♪ 8⋅ ⋅ 10− − 7m2⋅ ⋅ s− − 1α α ♪ ♪ 4⋅ ⋅ 10− − 5∘ ∘ C− − 1T1♪ ♪ 1220∘ ∘ Cpara los océanos Atlántico e indioT1♪ ♪ 1120∘ ∘ Cpara el Pacífico oriental{displaystyle {begin{aligned}kappa &sim 8cdot 10^{-7} mathrm {m} ^{2}cdot mathrm {s} ^{-1}\\alpha &sim 4cdot 10^{-5}4} {fnMicrosoft Sans Serif} {C} {fn} {fnMicrosoft Sans Serif} {fnMicrosoft Sans Serif} {fnMicrosoft Sans Serif} {f}fnMicrosoft Sans Serif} {fnMicrosoft} {f}fnMicros {f} {fnMicrosoft}}}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}fn

tenemos:

h()t)♪ ♪ {}h0− − 390tpara los océanos Atlántico e indioh0− − 350tpara el Pacífico oriental{fnMicrosoft Sans Serif}h_{0}390{sqrt {t} {text{for the Atlantic and Indian oceans}h_{0}-350{sqrt {t} {text{for the Atlantic and Indian oceans}}h_{0}h}-350{sqrt {t} {f}} {f}}} {f}f}f}}}f}f}}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f}f9}f}fnMisim}fnMisim} el Pacífico oriental

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 dorsal y la plataforma continental (aproximadamente la mitad del ancho del océano), y A es la edad de la cuenca oceánica.

En lugar de altura del suelo oceánico h()t){displaystyle h(t)}superior a un nivel de base o referencia hb{displaystyle H_{b}, la profundidad del océano d()t){displaystyle d(t)}es de interés. Porque... d()t)+h()t)=hb{displaystyle d(t)+h(t)=h_{b}(con hb{displaystyle H_{b} medido desde la superficie del océano) podemos encontrar que:

d()t)=hb− − h0+350t{displaystyle d(t)=h_{b}-h_{0}+350{sqrt {t}}; para el Pacífico oriental, por ejemplo, donde hb− − h0{displaystyle ¿Qué? es la profundidad en la cresta de la cresta, típicamente 2600 m.

Modelo placa de refrigeración

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

~125 km para el espesor de la litosfera

T1♪ ♪ 1350∘ ∘ C{displaystyle T_{1}thicksim 1350 {} {fnK}mathrm {C} en base y borde joven de la placa

α α ♪ ♪ 3.2⋅ ⋅ 10− − 5∘ ∘ C− − 1{displaystyle alpha thicksim 3.2cdot 10^{-5} {fnMicrosoft Sans Serif} {C}

Suponiendo un 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:

d()t)=6400− − 3200exp⁡ ⁡ ()− − t/62.8){displaystyle d(t)=6400-3200exp {bigl (}-t/62.8{bigr)}metros

Así el fondo marino más antiguo se profundiza más lentamente que más joven y de hecho se puede asumir casi constante a ~6400 m de profundidad. Parsons y Sclater concluyeron que algún estilo de convección de 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 (afloramiento del suelo) a edades mayores. Su modelo de placa también permitió una expresión de flujo de calor conductivo, q(t) desde el fondo del océano, que es aproximadamente constante 1⋅ ⋅ 10− − 6calcm− − 2sec− − 1{displaystyle 1cdot 10^{-6}mathrm {cal} ,mathrm {cm} ^{-2}mathrm {} más allá de 120 millones de años:

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