Características dorsais oceânicas e distribuição global

O dorsal oceânica É uma cadeia de montanhas submarinas que tem entre 1.000 e 2.000 quilômetros de largura. Estes foram formados ao longo das zonas de divergência das placas tectônicas, e estão espalhados por um comprimento superior a 64.000 quilômetros.

As cristas oceânicas são encontradas em cada bacia oceânica e parecem cindir a Terra. Eles sobem de profundidades próximas a 5 quilômetros até uma profundidade essencialmente uniforme de cerca de 2,6 km e são mais ou menos simétricos em seção transversal.

Vários dos seus picos sobressaem acima da superfície da água e formam uma ilha (como no caso da Islândia e dos Açores).

As falhas de transformação são aquelas ao longo das quais ocorre o movimento lateral. Em alguns lugares, a crista da cordilheira é deslocada através das falhas de transformação dentro das zonas de fratura, e essas falhas podem ser seguidas pelos flancos das cordilheiras. Os flancos são marcados pelos conjuntos de montanhas e colinas alongadas e paralelas à tendência da música.

Características das cristas oceânicas

Uma nova crosta oceânica e parte do manto superior da Terra, juntamente com a crosta, formam a litosfera, constituída nos centros marinhos que se estendem nestas cristas oceânicas. Devido a isso, certas características geológicas encontradas são consideradas únicas.

As lavas basálticas frescas são expostas no fundo do mar, nas cristas das cristas. Essas lavas são progressivamente enterradas pelos sedimentos, enquanto o fundo se estende para longe do local. O fluxo de calor fora do córtex é muitas vezes mais alto nos cumes do que em outras partes do mundo.

Os terremotos são comuns ao longo das cristas e nas falhas de transformação que unem os segmentos da crista de compensação. A análise dos terremotos que ocorrem nos cumes indica que a crosta oceânica está sob tensão.

Por outro lado, as profundezas das cristas oceânicas se correlacionam bem com a idade da crosta oceânica, especificamente, foi demonstrado que a profundidade do oceano é proporcional à raiz quadrada da idade da crosta.

A teoria que explica essa relação sustenta que o aumento com a idade se deve à contração térmica da crosta oceânica e do manto superior, uma vez que são levados do centro de expansão do leito oceânico em uma placa oceânica.

Como essa placa tectônica tem, em última instância, cerca de 100 km de espessura, a contração de apenas uma pequena porcentagem prediz o relevo de um assoalho oceânico. Segue-se então que a largura de um pico pode ser definida como o dobro da distância do pico até o ponto em que a placa foi resfriada até um estado térmico constante.

A maior parte do resfriamento ocorreu 70 milhões ou 80 milhões de anos atrás, quando a profundidade do oceano era de aproximadamente 5 a 5,5 km. Como esse resfriamento é uma função da idade, as cristas de propagação lenta, como a crista meso-atlântica, são mais estreitas do que as dorsais que se expandem mais rapidamente, como a cordilheira do Pacífico Leste.

Da mesma forma, foi encontrada uma correlação entre as taxas de expansão global e a transgressão e regressão das águas oceânicas aos continentes. Cerca de 100 milhões de anos atrás, durante o início do período Cretáceo, quando as taxas de expansão global eram uniformemente altas, as cristas oceânicas ocupavam comparativamente mais bacias oceânicas, fazendo com que as águas do oceano transbordassem para os continentes.

Além da largura dorsal, outra característica parece ser uma função da taxa de dispersão. As taxas de expansão global variam de 10 mm por ano a 160 mm por ano. As cristas oceânicas podem ser classificadas como lentas (até 50 mm por ano), intermediárias (até 90 mm por ano) e rápidas (até 160 mm por ano).

Finalmente, as cristas de propagação lenta são caracterizadas por uma rachadura na crista (conhecida como vales de fenda ou fenda) e são controladas por falhas. É tipicamente 1,4 km de profundidade e 20-40 km de largura.

Os dorsais que se expandem mais rapidamente não possuem vales rachados. Em níveis intermediários, as regiões de crista são larguras máximas, com vales ocasionais delimitados por falhas, a não mais do que 200 metros. Em altas velocidades, uma alta axial está presente na crista. Os cumes rasgados de propagação lenta, têm uma topografia irregular em seus flancos, enquanto os dorsais que se espalham mais rapidamente têm flancos muito mais suaves.

Distribuição mundial

Centros de extensão oceânica são encontrados em todas as bacias oceânicas. No Oceano Ártico, um centro de expansão de baixa velocidade está localizado perto do lado leste da bacia da Eurásia. Você pode continuar para o sul, compensado pelas falhas de transformação para a Islândia.

A Islândia foi criada por um ponto quente localizado diretamente abaixo de um centro de extensão oceânica.A cordilheira que leva ao sul da Islândia é chamada de crista de Reykjanes e, embora se estenda a 20 mm por ano ou menos, não apresenta rachaduras. Isto é pensado para ser o resultado da influência do ponto quente.

Oceano Atlântico

A cadeia atlântica estende-se desde o sul da Islândia até o extremo sul do Oceano Atlântico, a cerca de 60 ° de latitude. Tornou-se conhecido de forma rudimentar durante o século XIX. Em 1855, Mateo Fontaine Maury, da Marinha dos Estados Unidos, preparou uma carta do Atlântico e a identificou como um "meio-termo" superficial. Durante a década de 1950, os oceanógrafos americanos Bruce Heezen e Maurice Ewing propuseram que se tratava de uma cordilheira contínua.

No Atlântico Norte, o dorsal se estende lentamente e mostra uma rachadura e flancos montanhosos. No Atlântico Sul, as taxas de propagação são entre lentas e intermediárias, e as rachaduras geralmente estão ausentes, pois ocorrem apenas perto das falhas de transformação.

Oceano Índico

Uma cordilheira oceânica muito lenta, a cordilheira do sudoeste da Índia, divide o oceano entre a África e a Antártida. Ele se junta às cordilheiras indianas do centro da Índia e do sudeste de Madagascar.

A cordilheira Carlsberg fica no extremo norte da cordilheira Mid-Indian. Continue para o norte para se juntar aos centros de propagação no Golfo de Aden e no Mar Vermelho. A dispersão é muito lenta neste ponto, mas se aproxima das taxas intermediárias nas cristas de Carlsberg e Mid-Indian.

A cordilheira do sudeste da Índia se estende a taxas intermediárias. Este cume continua a partir do oeste do Oceano Índico em direção ao sudeste, dividindo o oceano entre a Austrália e a Antártida. Os cumes dorsais e íngremes flancos montanhosos são característicos da dorsal do sudoeste indiano.

A cordilheira Mid-Indian tem menos características desse tipo, e a cordilheira do sudeste da Índia tem uma topografia mais suave. Este último também mostra diferentes leitos marinhos assimétricos que se estendem ao sul da Austrália. A análise das anomalias magnéticas mostra que as taxas nos lados opostos do centro de difusão têm sido desiguais muitas vezes nos últimos 50 milhões ou 60 milhões de anos.

Oceano Pacífico

A partir de um ponto, a cordilheira do Pacífico-Antártica pode ser rastreada a meio caminho entre a Nova Zelândia e a Antártida, para o nordeste até onde se une ao Levante do Pacífico Leste, ao largo da margem sul-americana. O primeiro se espalha em taxas intermediárias a altas.

A Eastern Pacific Rise estende-se desde este local para o norte até o Golfo da Califórnia, onde se une à zona de transformação de limites das placas do Pacífico-América do Norte.

A uma certa distância do Chile e do Peru, a Eastern Pacific Rise está atualmente se expandindo a velocidades de 159 mm por ano ou mais.

As taxas diminuem para cerca de 60 milímetros por ano na foz do Golfo da Califórnia. A crista da cordilheira mostra uma baixa elevação topográfica ao longo de seu comprimento, em vez de uma rachadura.

O Eastern Pacific Rise foi detectado pela primeira vez durante a Expedição do Desafio dos anos 1870. Ele foi descrito em sua forma bruta durante os anos 1950 e 1960 por oceanógrafos, incluindo Heezen, Ewing e Henry W. Menard. Durante a década de 1980, Kenneth C. Macdonald, Paul J. Fox e Peter F. descobriram que o principal centro de propagação parecia ter sido interrompido e se moveram alguns quilômetros para um lado em vários lugares ao longo da Eastern Pacific Rise.

No entanto, os extremos dos centros de separação de compensação se sobrepõem por vários quilômetros. Estes foram identificados como um novo tipo de característica geológica dos centros de extensão oceânica e foram designados como centros de propagação sobrepostos. Acredita-se que tais centros resultem de interrupções no suprimento de magma para o cume ao longo de seu comprimento e definem uma segmentação fundamental dele em uma escala de dezenas a centenas de quilômetros.

Muitos centros de extensão menores se ramificam dos principais ou estão atrás de arcos na ilha. No Pacífico ocidental, os centros de propagação estão localizados no planalto de Fiji entre as ilhas de Nova Hébridas e Fiji e na bacia de Woodlark, entre a Nova Guiné e as Ilhas Salomão.

Uma série de centros de propagação e falhas de transformação são encontradas entre a região leste do Pacífico e a América do Sul, de aproximadamente 40 ° a 50 ° S de latitude. O mar de Scotia entre a América do Sul e a Península Antártica contém um centro de disseminação. O centro de propagação de Galápagos estende-se de leste a oeste entre o Pacífico Leste e o Levante sul-americano perto do Equador. Três pequenos centros de propagação estão localizados a algumas centenas de quilômetros da costa noroeste do Pacífico.

Em um cuidadoso estudo da história das Galápagos e dos centros de propagação de Juan de Fuca, o geofísico norte-americano Richard N. Hey desenvolveu a ideia do crack propagado.Neste fenômeno, um ramo de um centro de expansão que termina em uma falha de transformação aumenta em detrimento do centro de propagação através da falha.

A velocidade da fissura e da falha se propaga de uma a cinco vezes e cria padrões de divisa nas anomalias magnéticas. O grão da topografia do fundo do mar lembra a esteira de um navio.

Respiradouros hidrotermais

Os respiros hidrotermais são descargas localizadas de água do mar quente. Eles resultam da água fria do mar que se infiltra na crosta oceânica quente através da zona de fissura e que retorna ao leito marinho em um fluxo semelhante a um tubo no eixo da zona neovolcânica.

Águas quentes freqüentemente carregam zinco, minerais de sulfeto de ferro e cobre lixiviados da crosta. A produção dessas águas quentes provavelmente representa 20% da perda de calor da Terra.

Existem comunidades biológicas exóticas em torno das fontes hidrotermais. Esses ecossistemas são totalmente independentes da energia do sol. Eles não dependem da fotossíntese, mas da quimiossíntese por bactérias de ligação ao enxofre. Os minerais sulfetados precipitados na zona neovolcânica podem se acumular em quantidades substanciais e às vezes são enterrados por fluxos de lava mais tarde.

Câmeras de magma

As câmaras de magma foram detectadas sob a crista da cordilheira do Pacífico Leste, por experimentos sísmicos. O princípio subjacente aos experimentos é que a rocha parcialmente derretida diminui o caminho das ondas sísmicas e também as reflete fortemente.

A profundidade até o topo das câmeras é de cerca de 2 km sob o fundo do mar. A largura é mais difícil de determinar, mas é provavelmente de 1 a 4 km. Sua espessura parece ser em torno de 2 a 6 quilômetros com base em estudos de ofiolitos.

As câmaras foram mapeadas ao longo da tendência dorsal entre a latitude de 9 ° e 13 ° N. A parte superior é relativamente contínua, mas é aparentemente interrompida por deslocamentos de falhas de transformação e superposição de centros de extensão.

Referências

1. José F. Vigil, Wikimedia Commons (2016). Retirado de: futura-sciences.com.
2. Jean Francheteau (2016). Dorsal do mar. Enciclopédia Britânica. Retirado de: universalis.fr.
3. John P. Rafferty (2009). Retirado de: oceanexplorer.noaa.gov.
4. Adam Augustyn (2008). Retirado de: divediscover.whoi.edu.