Dorsal meso-oceânica - Mid-ocean ridge

Seção transversal da dorsal meso-oceânica (vista em corte)

Uma dorsal meso-oceânica ( MOR ) é um sistema montanhoso do fundo do mar formado por placas tectônicas . Ele normalmente tem uma profundidade de ~ 2.600 metros (8.500 pés) e se eleva cerca de dois quilômetros acima da porção mais profunda de uma bacia oceânica . Este recurso é onde a propagação do fundo do mar ocorre ao longo de um limite de placa divergente . A taxa de expansão do fundo do mar determina a morfologia da crista da dorsal meso-oceânica e sua largura em uma bacia oceânica. A produção de novos fundos marinhos e litosfera oceânica resulta da ressurgência do manto em resposta à separação das placas. O derretimento sobe como magma na fraqueza linear entre as placas de separação e emerge como lava , criando uma nova crosta oceânica e litosfera após o resfriamento. A primeira dorsal meso-oceânica descoberta foi a Dorsal Mesoatlântica , que é um centro de expansão que divide as bacias do Atlântico Norte e Sul; daí a origem do nome 'dorsal meso-oceânica'. A maioria dos centros de disseminação oceânica não está no meio de sua base oceânica hospedeira, mas, independentemente disso, são tradicionalmente chamados de dorsais meso-oceânicas. As dorsais meso-oceânicas ao redor do globo são ligadas por fronteiras de placas tectônicas e o traço das cristas no fundo do oceano parece semelhante à costura de uma bola de beisebol . O sistema de dorsal meso-oceânica é, portanto, a maior cordilheira da Terra, atingindo cerca de 65.000 km (40.000 mi).

Sistema global

Distribuição mundial das dorsais meso-oceânicas

As dorsais meso-oceânicas do mundo estão conectadas e formam a Cordilheira do Oceano, um único sistema global de dorsais meso-oceânicas que faz parte de todos os oceanos , o que a torna a cadeia de montanhas mais longa do mundo. A cadeia montanhosa contínua tem 65.000 km (40.400 milhas) de comprimento (várias vezes mais que os Andes , a maior cadeia de montanhas continental), e o comprimento total do sistema de dorsal oceânica é de 80.000 km (49.700 milhas).

Descrição

Mapa de Marie Tharp e Bruce Heezen , pintado por Heinrich C. Berann (1977), mostrando o relevo do fundo do oceano com o sistema de dorsais meso-oceânicas
Uma cordilheira meso-oceânica, com magma subindo de uma câmara abaixo, formando uma nova litosfera oceânica que se espalha para longe da cordilheira
Zona de fenda no Parque Nacional Þingvellir , Islândia. A ilha é uma parte sub-aérea da Cadeia Meso-Atlântica

Morfologia

No centro de disseminação em uma dorsal meso-oceânica, a profundidade do fundo do mar é de aproximadamente 2.600 metros (8.500 pés). Nos flancos da crista, a profundidade do fundo do mar (ou a altura de um local em uma dorsal meso-oceânica acima do nível da base) está correlacionada com sua idade (idade da litosfera onde a profundidade é medida). A relação profundidade-idade pode ser modelada pelo resfriamento de uma placa litosférica ou meio-espaço do manto. Uma boa aproximação é que a profundidade do fundo do mar em um local em uma dorsal meso-oceânica que se espalha, é proporcional à raiz quadrada da idade do fundo do mar. A forma geral das cristas resulta da isostacia de Pratt : próximo ao eixo da crista, há um manto quente de baixa densidade sustentando a crosta oceânica. À medida que a placa oceânica esfria, afastando-se do eixo da crista, a litosfera do manto oceânico (a parte mais fria e densa do manto que, junto com a crosta, compreende as placas oceânicas) se torna mais espessa e a densidade aumenta. Assim, o fundo do mar mais antigo é sustentado por material mais denso e mais profundo.

A taxa de propagação é a taxa na qual uma bacia oceânica se alarga devido à expansão do fundo do mar. As taxas podem ser calculadas mapeando anomalias magnéticas marinhas que abrangem as dorsais meso-oceânicas. Como o basalto cristalizado extrudado em um eixo de cume resfria abaixo dos pontos de Curie de óxidos de ferro-titânio apropriados, as direções do campo magnético paralelas ao campo magnético da Terra são registradas nesses óxidos. As orientações do campo preservado na crosta oceânica constituem um registro das direções do campo magnético da Terra com o tempo. Como o campo inverteu as direções em intervalos conhecidos ao longo de sua história, o padrão de reversões geomagnéticas na crosta oceânica pode ser usado como um indicador de idade; dada a idade da crosta e a distância do eixo da crista, as taxas de espalhamento podem ser calculadas.

As taxas de espalhamento variam de aproximadamente 10–200 mm / ano. Cristas de propagação lenta, como a Dorsal Mid-Atlantic, se espalharam muito menos (mostrando um perfil mais íngreme) do que cristas mais rápidas, como East Pacific Rise (perfil suave) pelo mesmo período de tempo e resfriamento e consequente aprofundamento batimétrico. Cumes de expansão lenta (menos de 40 mm / ano) geralmente têm grandes vales de fenda , às vezes tão largos quanto 10-20 km (6,2-12,4 mi), e terreno muito acidentado na crista do cume que pode ter relevo de até 1.000 m (3.300 pés). Por outro lado, as cristas de expansão rápida (maiores que 90 mm / ano), como o East Pacific Rise, não têm vales de rifte. A taxa de propagação do Oceano Atlântico Norte é de aproximadamente 25 mm / ano, enquanto na região do Pacífico é de 80–145 mm / ano. A taxa mais alta conhecida é de mais de 200 mm / ano no Mioceno na elevação do Pacífico Leste. Cumes que se espalham a taxas <20 mm / ano são referidos como cristas de difusão ultraslow (por exemplo, o Gakkel Ridge no Oceano Ártico e o Southwest Indian Ridge ).

O centro ou eixo de espalhamento normalmente se conecta a uma falha de transformação orientada em ângulos retos com o eixo. Os flancos das dorsais meso-oceânicas são, em muitos lugares, marcados por cicatrizes inativas de falhas de transformação chamadas zonas de fratura . Em taxas de espalhamento mais rápidas, os eixos geralmente exibem centros de espalhamento sobrepostos que carecem de falhas de transformação de conexão. A profundidade do eixo muda de forma sistemática com profundidades menores entre os deslocamentos, como falhas de transformação e centros de distribuição sobrepostos dividindo o eixo em segmentos. Uma hipótese para diferentes profundidades ao longo do eixo são as variações no suprimento de magma para o centro de distribuição. As cristas de propagação ultra-lenta formam segmentos de crista magmática e amagmática (atualmente sem atividade vulcânica) sem falhas de transformação.

Vulcanismo

As dorsais meso-oceânicas exibem vulcanismo ativo e sismicidade . A crosta oceânica está em constante estado de "renovação" nas dorsais meso-oceânicas pelos processos de expansão do fundo do mar e das placas tectônicas. Novo magma emerge constantemente no fundo do oceano e se intromete na crosta oceânica existente nas fendas e próximo a ele ao longo dos eixos da crista. As rochas que constituem a crosta abaixo do fundo do mar são mais recentes ao longo do eixo da crista e envelhecem com o aumento da distância desse eixo. Um novo magma de composição de basalto emerge no eixo e próximo a ele devido à fusão descompressiva no manto terrestre subjacente . O material de manto sólido de ressurgência isentrópica excede a temperatura de solidus e derrete. O magma cristalizado forma uma nova crosta de basalto conhecida como MORB para basalto da dorsal meso-oceânica e gabro abaixo dela na crosta oceânica inferior . O basalto da dorsal meso-oceânica é um basalto toleítico e tem baixo teor de elementos incompatíveis . As fontes hidrotermais alimentadas por calor magmático e vulcânico são uma característica comum em centros de propagação oceânicos. Uma característica das cristas elevadas são seus valores de fluxo de calor relativamente altos, variando entre 1 μ cal / cm2 s a cerca de 10 μ cal / cm2 s. (Micro calorias por centímetro quadrado por segundo)


A maior parte da crosta nas bacias oceânicas tem menos de 200 milhões de anos, o que é muito mais jovem do que a idade de 4,54 bilhões de anos da Terra. Este fato reflete o processo de reciclagem da litosfera para o manto da Terra durante a subducção. À medida que a crosta oceânica e a litosfera se afastam do eixo da crista, o peridotito na litosfera do manto subjacente esfria e se torna mais rígido. A crosta e o peridotito relativamente rígido abaixo dela formam a litosfera oceânica , que fica acima da astenosfera menos rígida e viscosa .

Idade da crosta oceânica. O vermelho é o mais recente e o azul é o mais antigo.

Mecanismos de condução

A crosta oceânica é formada em uma crista oceânica, enquanto a litosfera é subduzida de volta para a astenosfera nas trincheiras.

A litosfera oceânica é formada em uma crista oceânica, enquanto a litosfera é subduzida de volta para a astenosfera nas fossas oceânicas . Acredita-se que dois processos, ridge-push e slab pull , sejam responsáveis ​​pela propagação nas dorsais meso-oceânicas. Empurrão de cume refere-se ao deslizamento gravitacional da placa oceânica que se eleva acima da astenosfera mais quente, criando assim uma força corporal que causa o deslizamento da placa para baixo. Na placa, a tração do peso de uma placa tectônica sendo subduzida (puxada) abaixo de uma placa sobreposta em uma zona de subducção arrasta o resto da placa atrás dela. Considera-se que o mecanismo de tração da laje contribui mais do que o empuxo da cumeeira.

Um processo anteriormente proposto para contribuir com o movimento das placas e a formação de uma nova crosta oceânica nas dorsais meso-oceânicas é o "transportador do manto" devido à convecção profunda (ver imagem). No entanto, alguns estudos mostraram que o manto superior ( astenosfera ) é muito plástico (flexível) para gerar atrito suficiente para puxar a placa tectônica. Além disso, a ressurgência do manto que faz com que o magma se forme abaixo das dorsais do oceano parece envolver apenas seus 400 km superiores (250 mi), conforme deduzido da tomografia sísmica e observações da descontinuidade sísmica no manto superior em cerca de 400 km (250 mi). Por outro lado, algumas das maiores placas tectônicas do mundo, como a placa norte-americana e a placa sul-americana, estão em movimento, mas apenas subduzidas em locais restritos, como o arco das Pequenas Antilhas e o Arco da Escócia , apontando para a ação da crista empurre a força do corpo sobre essas placas. A modelagem computacional das placas e dos movimentos do manto sugere que o movimento da placa e a convecção do manto não estão conectados, e a força motriz principal da placa é a tração da placa.

Impacto no nível global do mar

O aumento das taxas de propagação do fundo do mar (ou seja, a taxa de expansão da dorsal meso-oceânica) fez com que o nível do mar global ( eustático ) subisse em escalas de tempo muito longas (milhões de anos). O aumento da propagação do fundo do mar significa que a dorsal meso-oceânica se expandirá e formará uma crista mais ampla com profundidade média diminuída, ocupando mais espaço na bacia oceânica. Isso desloca o oceano sobreposto e faz com que o nível do mar suba.

A mudança do nível do mar pode ser atribuída a outros fatores ( expansão térmica , derretimento do gelo e convecção do manto, criando topografia dinâmica ). Em escalas de tempo muito longas, entretanto, é o resultado de mudanças no volume das bacias oceânicas que são, por sua vez, afetadas pelas taxas de propagação do fundo do mar ao longo das dorsais meso-oceânicas.

O alto nível do mar que ocorreu durante o período Cretáceo (144-65 Ma) só pode ser atribuído à tectônica de placas, uma vez que a expansão térmica e a ausência de mantos de gelo por si só não podem explicar o fato de que o nível do mar estava 100-170 metros mais alto do que hoje .

Impacto na química da água do mar e deposição de carbonato

A proporção de magnésio / cálcio muda nas dorsais meso-oceânicas

A propagação do fundo do mar nas dorsais meso-oceânicas é um sistema de troca iônica em escala global . As fontes hidrotermais nos centros de disseminação introduzem várias quantidades de ferro , enxofre , manganês , silício e outros elementos no oceano, alguns dos quais são reciclados na crosta oceânica. O hélio-3 , um isótopo que acompanha o vulcanismo do manto, é emitido por fontes hidrotermais e pode ser detectado em plumas dentro do oceano.

As taxas de propagação rápida irão expandir a dorsal meso-oceânica, fazendo com que as reações do basalto com a água do mar ocorram mais rapidamente. A relação magnésio / cálcio será menor porque mais íons de magnésio estão sendo removidos da água do mar e consumidos pela rocha, e mais íons de cálcio estão sendo removidos da rocha e liberados na água do mar. A atividade hidrotérmica na crista da crista é eficiente na remoção de magnésio. Uma relação Mg / Ca mais baixa favorece a precipitação de polimorfos de calcita com baixo teor de Mg de carbonato de cálcio ( mares de calcita ).

O espalhamento lento nas dorsais meso-oceânicas tem o efeito oposto e resultará em uma razão Mg / Ca mais alta, favorecendo a precipitação de aragonita e polimorfos de calcita com alto teor de Mg de carbonato de cálcio ( mares de aragonita ).

Experimentos mostram que a maioria dos organismos modernos de calcita com alto teor de Mg teriam sido calcita com baixo teor de Mg em mares de calcita anteriores, o que significa que a razão Mg / Ca no esqueleto de um organismo varia com a razão Mg / Ca da água do mar em que foi cultivada.

A mineralogia dos organismos formadores de recifes e produtores de sedimentos é, portanto, regulada por reações químicas que ocorrem ao longo da dorsal meso-oceânica, cuja taxa é controlada pela taxa de propagação do fundo do mar.

História

Descoberta

Os primeiros indícios de que uma crista corta a bacia do Oceano Atlântico vieram dos resultados da expedição britânica Challenger no século XIX. Sondagens de linhas lançadas no fundo do mar foram analisadas pelos oceanógrafos Matthew Fontaine Maury e Charles Wyville Thomson e revelaram um aumento proeminente no fundo do mar que desceu a bacia do Atlântico de norte a sul. Sonar sirenes de eco confirmou esta no início do século XX.

Foi só depois da Segunda Guerra Mundial , quando o fundo do oceano foi examinado com mais detalhes, que toda a extensão das dorsais meso-oceânicas se tornou conhecida. O Vema , um navio do Observatório Terrestre Lamont-Doherty da Universidade de Columbia , atravessou o Oceano Atlântico, gravando dados de eco-sondagem sobre a profundidade do fundo do oceano. Uma equipe liderada por Marie Tharp e Bruce Heezen concluiu que havia uma enorme cadeia de montanhas com um vale em sua crista, subindo pelo meio do Oceano Atlântico. Os cientistas a chamaram de 'Cadeia do Atlântico Médio'. Outra pesquisa mostrou que a crista da cordilheira era sismicamente ativa e lavas frescas foram encontradas no vale do Rift. Além disso, o fluxo de calor na crosta terrestre foi maior aqui do que em qualquer outro lugar na bacia do Oceano Atlântico.

No início, a crista foi pensada para ser uma característica específica do Oceano Atlântico. No entanto, à medida que as pesquisas do fundo do oceano continuavam em todo o mundo, foi descoberto que cada oceano contém partes do sistema de dorsal meso-oceânica. A expedição alemã Meteor traçou a cordilheira meso-oceânica do Atlântico Sul ao Oceano Índico no início do século XX. Embora a primeira seção descoberta do sistema de cristas desça no meio do Oceano Atlântico, descobriu-se que a maioria das dorsais meso-oceânicas está localizada longe do centro de outras bacias oceânicas.

Impacto da descoberta: espalhamento do fundo do mar

Alfred Wegener propôs a teoria da deriva continental em 1912. Ele afirmou: "a Dorsal Mesoatlântica ... zona na qual o fundo do Atlântico, à medida que continua se espalhando, está continuamente se abrindo e abrindo espaço para novos, relativamente fluidos e quente sima [subindo] das profundezas ". No entanto, Wegener não perseguiu essa observação em seus trabalhos posteriores e sua teoria foi rejeitada pelos geólogos porque não havia nenhum mecanismo para explicar como os continentes podiam arar através da crosta oceânica , e a teoria foi amplamente esquecida.

Após a descoberta da extensão mundial da dorsal meso-oceânica na década de 1950, os geólogos enfrentaram uma nova tarefa: explicar como uma estrutura geológica tão enorme poderia ter se formado. Na década de 1960, geólogos descobriram e começaram a propor mecanismos para a expansão do fundo do mar . A descoberta das dorsais meso-oceânicas e o processo de expansão do fundo do mar permitiram que a teoria de Wegner fosse expandida de modo a incluir o movimento da crosta oceânica e também dos continentes. A tectônica de placas foi uma explicação adequada para a expansão do fundo do mar, e a aceitação da tectônica de placas pela maioria dos geólogos resultou em uma grande mudança de paradigma no pensamento geológico.

Estima-se que, ao longo das dorsais meso-oceânicas da Terra, a cada ano, 2,7 km 2 (1,0 mi quadrada) de novo fundo do mar são formados por este processo. Com uma espessura crustal de 7 km (4,3 mi), isso equivale a cerca de 19 km 3 (4,6 cu mi) de nova crosta oceânica formada a cada ano.

Lista de dorsais meso-oceânicas

Lista de cristas oceânicas antigas

  • Aegir Ridge  - extinta dorsal meso-oceânica no extremo norte do Oceano Atlântico
  • Alpha Ridge  - Grande cordilheira vulcânica sob o Oceano Ártico
  • Kula-Farallon Ridge  - Antiga dorsal meso-oceânica que existia entre as placas Kula e Farallon no Oceano Pacífico durante o período Jurássico
  • Mid-Labrador Ridge  - Antiga dorsal meso-oceânica que existia entre as placas da América do Norte e da Groenlândia no Mar de Labrador durante o período Paleógeno
  • Pacific-Farallon Ridge  - Cume que se espalha durante o final do Cretáceo que separava a Placa do Pacífico a oeste e a Placa de Farallon a leste
  • Pacific-Kula Ridge  - Dorsal meso-oceânica entre as placas do Pacífico e Kula no Oceano Pacífico durante o período Paleógeno
  • Phoenix Ridge

Veja também

Referências

links externos