Expansión del fondo marino
Procesos geológicos en las dorsales oceánicas
Edad de la litosfera oceánica; la más joven (color claro) se encuentra a lo largo de los centros de expansión

La expansión del fondo marino , o expansión del lecho 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 "arrasaban" el fondo marino fijo e inamovible. La idea de que el propio fondo marino se mueve y también arrastra a los continentes con él a medida que se extiende desde un eje de rift central fue propuesta por Harold Hammond Hess de la Universidad de Princeton y Robert Dietz del Laboratorio de Electrónica Naval de los EE. UU . en San Diego en la década de 1960. [1] [2] El fenómeno se conoce hoy como tectónica de placas . En los lugares donde dos placas se separan, en las dorsales oceánicas, se forma continuamente un 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 hace que se produzcan fracturas en la litosfera . La fuerza motivadora de las dorsales en expansión 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 en expansión. [3] Las placas que no están subduciendo son impulsadas por la gravedad que se desliza fuera de las dorsales oceánicas elevadas, un proceso llamado empuje de dorsal . [4] En un centro de expansión, el magma basáltico sube 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.

La tasa de expansión es la tasa a la que una cuenca oceánica se ensancha debido a la expansión del fondo 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 expansión determinan si la dorsal es rápida, intermedia o lenta. Como regla general, las dorsales rápidas tienen tasas de expansión (apertura) de más de 90 mm/año. Las dorsales intermedias tienen una tasa de expansión de 40–90 mm/año, mientras que las dorsales de expansión 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 la Dorsal del Pacífico Oriental . [8]

En la década de 1960, el registro pasado de inversiones geomagnéticas del campo magnético de la Tierra se observó mediante la observación de "anomalías" de franjas 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 del campo magnético pasado a partir de datos recopilados con un magnetómetro remolcado en la superficie del mar o desde una aeronave. 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 expansión, se pudo calcular la tasa de expansión a la mitad.

Las bandas magnéticas se forman durante la expansión del fondo marino

En algunos lugares se ha descubierto que las tasas de expansión son asimétricas; las tasas medias difieren en cada lado de la cresta de la dorsal en aproximadamente un cinco por ciento. [11] [12] Se cree que esto se debe a los gradientes de temperatura en la astenosfera provenientes de las columnas del manto cerca del centro de expansión. [12]

Centro de expansión

La expansión del fondo marino se produce en centros de expansión, distribuidos a lo largo de las crestas de las dorsales oceánicas. Los centros de expansión terminan en fallas transformantes o en superposiciones de centros de expansión . Un centro de expansión incluye una zona límite de placas 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 delimita las dos placas que se separan. [13] Dentro de la zona de acreción de la corteza hay una zona neovolcánica de 1 a 2 km de ancho donde se produce vulcanismo activo. [14] [15]

Propagación incipiente

Placas en la corteza terrestre, según la teoría de la tectónica de placas

En el caso general, la expansión del fondo marino comienza como una grieta en una masa de tierra continental , similar al sistema de grietas del Mar Rojo - África Oriental actual. [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 objetos más densos, el área que se calienta se convierte en una amplia cúpula (ver isostasia ). A medida que la corteza se arquea hacia arriba, se producen fracturas que gradualmente crecen hasta convertirse en grietas. El sistema de grietas típico consta de tres brazos de grietas 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 el nuevo fondo marino se forma cuando el magma es forzado hacia arriba hacia la superficie en una dorsal oceánica.

Si la expansión continúa más allá de la etapa incipiente descrita anteriormente, dos de los brazos del rift se abrirán mientras que el tercer brazo deja de abrirse y se convierte en un "rift fallido" o aulacógeno . A medida que los dos rifts activos continúan abriéndose, eventualmente la corteza continental se atenúa tanto como se estira. En este punto, la corteza oceánica basáltica y la litosfera del manto superior comienzan a formarse entre los fragmentos continentales que se separan. Cuando uno de los rifts se abre al océano existente, el sistema de rift 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 el rift de África Oriental era un brazo fallido que se estaba abriendo más lentamente que los otros dos brazos, pero en 2005 el Experimento Litosfera Geofísica Afar de Etiopía [17] informó que en la región de Afar , en septiembre de 2005, se abrió una fisura de 60 km de ancho hasta ocho metros. [18] Durante este período de inundación inicial, el nuevo mar es sensible a los cambios en el clima y la eustasis . 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 vuelva estable. Durante este período de evaporación se formarán grandes depósitos de evaporita en el valle del rift. Más tarde, 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 separe por completo, se creará una nueva cuenca oceánica . El mar Rojo aún no ha separado completamente a Arabia de África, pero se puede encontrar una formación similar en el otro lado de África que se ha separado por completo. América del Sur alguna vez encajaba en el área del delta del Níger . El río Níger se ha formado en el brazo de rift fallido de la unión triple . [19]

Continúa la expansión y subducción

Extendiéndose en una dorsal oceánica

A medida que se forma un nuevo fondo marino y se separa de la dorsal mesoatlántica, este 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 por el cual la corteza también se destruye. 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 atlántica se está expandiendo activamente en la dorsal mesoatlántica . Solo una pequeña porción de la corteza oceánica producida en el Atlántico está subducida. Sin embargo, las placas que forman el océano Pacífico están experimentando subducción a lo largo de muchos de sus límites, lo que causa la actividad volcánica en lo que se ha denominado el Cinturón de Fuego del océano Pacífico. El Pacífico también alberga uno de los centros de expansión más activos del mundo (la dorsal del Pacífico oriental) con tasas de expansión de hasta 145 ± 4 mm/año entre las placas del Pacífico y de Nazca . [20] La dorsal mesoatlántica 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 presentan un valle de rift, mientras que a velocidades rápidas se encuentra un alto axial dentro de la zona de acreción de la corteza. [6] Las diferencias en las velocidades de expansión afectan no solo a las geometrías de las dorsales, 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 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 mecanismos

En la dorsal mesoatlántica (y en otras dorsales oceánicas), el material del manto superior asciende 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 sobre la deriva continental en 1912, sugirió que los continentes atravesaban 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 sostuvo que la fuerza impulsora de la expansión 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 la convección que también incluye la corteza misma. [4]

El factor que impulsa la expansión del fondo marino en las placas con márgenes activos es el peso de las placas frías, densas y en subducción que las arrastran, o tracción de las placas. El magmatismo en la dorsal se considera un afloramiento pasivo, que se produce cuando las placas se separan bajo el peso de sus propias placas. [4] [23] Esto se puede considerar como análogo a una alfombra sobre una mesa con poca fricción: cuando una parte de la alfombra se separa de la mesa, su peso arrastra al resto de la alfombra hacia abajo con ella. Sin embargo, la dorsal mesoatlántica 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 están deslizando separándose sobre el afloramiento del manto en el proceso de empuje de la dorsal. [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 de un nivel de 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 litosférica [24] [25] [26] [27] o el semiespacio del manto en áreas sin subducción significativa . [28]

Modelo de manto de enfriamiento

En el modelo de semiespacio 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 dorsal 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 dorsal 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 escalón 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 yo 1 ⋅ O ( − el ) {\displaystyle T_{1}\cdot \Theta (-z)} yo = yo ( incógnita , el ) . {\displaystyle T=T(x,z).}

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

∂ yo ∂ a = k ∇ 2 yo = k ∂ 2 yo ∂ 2 el + k ∂ 2 yo ∂ 2 incógnita " {\displaystyle {\frac {\parcial T}{\parcial t}}=\kappa \nabla ^{2}T=\kappa {\frac {\parcial ^{2}T}{\parcial ^{2}z}}+\kappa {\frac {\parcial ^{2}T}{\parcial ^{2}x'}}}

donde es la difusividad térmica de la litosfera del manto. k {\estilo de visualización \kappa}

Dado que T depende de x' y t sólo a través de la combinación : incógnita = incógnita " + en a , {\displaystyle x=x'+vt,}

∂ yo ∂ incógnita " = 1 en ⋅ ∂ yo ∂ a {\displaystyle {\frac {\parcial T}{\parcial x'}}={\frac {1}{v}}\cdot {\frac {\parcial T}{\parcial t}}}

De este modo:

∂ yo ∂ a = k ∇ 2 yo = k ∂ 2 yo ∂ 2 el + k en 2 ∂ 2 yo ∂ 2 a {\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, se descuida el último término de la ecuación, lo que da como resultado una ecuación de difusión unidimensional: v {\displaystyle v}

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

con las condiciones iniciales

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

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

T ( x ′ , z , t ) = T 1 ⋅ erf ⁡ ( z 2 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 fondo marino de edad t ) se puede calcular integrando la expansión térmica sobre z :

h ( t ) = h 0 + α e f f ∫ 0 ∞ [ T ( z ) − T 1 ] d z = h 0 − 2 π α e f f T 1 κ t {\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). α e f f {\displaystyle \alpha _{\mathrm {eff} }}

La suposición de que v es relativamente grande es equivalente 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. κ {\displaystyle \kappa } L 2 / A {\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 se retrae. Ambos coeficientes están relacionados por: α e f f {\displaystyle \alpha _{\mathrm {eff} }} α {\displaystyle \alpha }

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

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

Sustituyendo los parámetros por sus estimaciones aproximadas:

κ ∼ 8 ⋅ 10 − 7   m 2 ⋅ s − 1 α ∼ 4 ⋅ 10 − 5   ∘ C − 1 T 1 ∼ 1220   ∘ C for the Atlantic and Indian oceans T 1 ∼ 1120   ∘ C for the eastern Pacific {\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}}}

da: [28]

h ( t ) ∼ { h 0 − 390 t for the Atlantic and Indian oceans h 0 − 350 t for the eastern Pacific {\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 dorsal 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 oceánico por encima de una base o nivel de referencia , lo que interesa es la profundidad del océano , porque ( medida desde la superficie del océano): h ( t ) {\displaystyle h(t)} h b {\displaystyle h_{b}} d ( t ) {\displaystyle d(t)} d ( t ) + h ( t ) = h b {\displaystyle d(t)+h(t)=h_{b}} h b {\displaystyle h_{b}}

d ( t ) = h b − h 0 + 350 t {\displaystyle d(t)=h_{b}-h_{0}+350{\sqrt {t}}} ; para el Pacífico oriental, por ejemplo, ¿dónde está la profundidad en la cresta de la dorsal, normalmente 2600 m? h b − h 0 {\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 en enfriamiento en lugar del semiespacio del manto en enfriamiento. [27] La ​​placa tiene una temperatura constante en su base y borde de expansión. El análisis de los datos de profundidad versus edad y 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
T 1 ∼ 1350   ∘ C {\displaystyle T_{1}\thicksim 1350\ {}^{\circ }\mathrm {C} } En la base y el borde joven de la placa.
α ∼ 3.2 ⋅ 10 − 5   ∘ C − 1 {\displaystyle \alpha \thicksim 3.2\cdot 10^{-5}\ {}^{\circ }\mathrm {C} ^{-1}}

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

d ( t ) = 6400 − 3200 exp ⁡ ( − t / 62.8 ) {\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 una profundidad de ~6400 m. 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 los 125 km y la contracción de la litosfera (profundización del fondo marino) a edades más avanzadas. [27] Su modelo de placa también permitió una expresión para el flujo de calor conductivo, q(t) desde el fondo del océano, que es aproximadamente constante más allá de los 120 millones de años: 1 ⋅ 10 − 6 c a l c m − 2 s e c − 1 {\displaystyle 1\cdot 10^{-6}\mathrm {cal} \,\mathrm {cm} ^{-2}\mathrm {sec} ^{-1}}

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

Véase también

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Referencias

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  • Animación de una dorsal oceánica
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