Introducción a la oceanografía

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Introducción a la oceanografía

Los límites divergentes son límites de propagación, donde se crea nueva corteza oceánica para rellenar el espacio a medida que las placas se separan. La mayoría de los límites divergentes se encuentran a lo largo de las dorsales oceánicas medias (aunque algunos están en tierra). El sistema de dorsales oceánicas es una gigantesca cadena montañosa submarina, y es la mayor característica geológica de la Tierra; con 65.000 km de largo y unos 1.000 km de ancho, cubre el 23% de la superficie terrestre (Figura 4.5.1). Como la nueva corteza que se forma en el límite de placas es más caliente que la corteza circundante, tiene una menor densidad, por lo que se asienta más alto en el manto, creando la cadena montañosa. En el centro de la dorsal oceánica se encuentra un valle de fisura de 25 a 50 km de ancho y 1 km de profundidad. Aunque las dorsales oceánicas parecen ser rasgos curvos en la superficie de la Tierra, en realidad las dorsales están compuestas por una serie de segmentos rectilíneos, desplazados a intervalos por fallas perpendiculares a la dorsal, llamadas fallas de transformación. Estas fallas de transformación hacen que el sistema de dorsales oceánicas parezca una cremallera gigante en el fondo marino (figura 4.5.2). Como veremos en la sección 4.7, los movimientos a lo largo de las fallas de transformación entre dos segmentos adyacentes de la dorsal son responsables de muchos terremotos.

El material de la corteza creado en un límite de extensión es siempre de carácter oceánico; es decir, se trata de roca ígnea (por ejemplo, basalto o gabro, ricos en minerales ferromagnesianos), que se forma a partir del magma derivado de la fusión parcial del manto causada por la descompresión a medida que la roca del manto caliente de la profundidad se desplaza hacia la superficie (Figura 4.5.3). La zona triangular de fusión parcial cerca de la cresta de la dorsal tiene un grosor de aproximadamente 60 km y la proporción de magma es de aproximadamente el 10% del volumen de la roca, lo que produce una corteza de unos 6 km de grosor. Este magma rezuma en el fondo marino formando basaltos almohadillados, brechas (roca basáltica fragmentada) y flujos, intercalados en algunos casos con caliza o chert. Con el tiempo, la roca ígnea de la corteza oceánica se cubre con capas de sedimentos, que acaban convirtiéndose en roca sedimentaria.

Se hipotetiza que la dispersión comienza dentro de un área continental con el levantamiento o abovedamiento de la corteza relacionado con una pluma del manto subyacente o una serie de plumas del manto. La flotabilidad del material de la pluma del manto crea una cúpula dentro de la corteza, provocando su fractura. Cuando existe una serie de plumas de manto bajo un gran continente, las grietas resultantes pueden alinearse y dar lugar a la formación de un valle de rift (como el actual Gran Valle del Rift en el este de África). Se sugiere que este tipo de valle acabe convirtiéndose en un mar lineal (como el actual Mar Rojo) y, finalmente, en un océano (como el Atlántico). Es probable que hasta 20 plumas de manto, muchas de las cuales todavía existen, fueran responsables del inicio del rifting de Pangea a lo largo de lo que ahora es la dorsal atlántica media.

Hay múltiples líneas de evidencia que demuestran que se está formando nueva corteza oceánica en estos centros de extensión del fondo marino:

1. Edad de la corteza:

La comparación de las edades de la corteza oceánica cerca de una dorsal oceánica media muestra que la corteza es más joven justo en el centro de propagación, y envejece progresivamente a medida que se aleja del límite divergente en cualquier dirección, envejeciendo aproximadamente 1 millón de años por cada 20-40 km de la dorsal. Además, el patrón de edad de la corteza es bastante simétrico a ambos lados de la dorsal (Figura 4.5.4).

La corteza oceánica más antigua está en torno a los 280 Ma en el Mediterráneo oriental, y las partes más antiguas del océano abierto están en torno a los 180 Ma a ambos lados del Atlántico norte. Puede resultar sorprendente, teniendo en cuenta que partes de la corteza continental tienen una antigüedad cercana a los 4.000 Ma, que el fondo marino más antiguo tenga menos de 300 Ma. Por supuesto, esto se debe a que todos los fondos marinos más antiguos han sido subducidos (véase el apartado 4.6) o empujados hacia arriba para formar parte de la corteza continental. Como era de esperar, la corteza oceánica es muy joven cerca de las dorsales de extensión (Figura 4.5.4), y existen diferencias evidentes en el ritmo de extensión del suelo marino a lo largo de las distintas dorsales. Las dorsales del Pacífico y del sureste del océano Índico tienen amplias franjas de edad, lo que indica una rápida propagación (que se aproxima a los 10 cm/año a cada lado en algunas zonas), mientras que las del Atlántico y del oeste del océano Índico se propagan mucho más lentamente (menos de 2 cm/año a cada lado en algunas zonas).

2. Espesor de los sedimentos:

Con el desarrollo de los sondeos de reflexión sísmica (similares a los sondeos de eco descritos en el apartado 1.4) fue posible ver a través de los sedimentos del fondo marino y cartografiar la topografía del lecho rocoso y el espesor de la corteza. De este modo, se pudo cartografiar el grosor de los sedimentos, y pronto se descubrió que, aunque los sedimentos tenían un grosor de hasta varios miles de metros cerca de los continentes, eran relativamente finos -o incluso inexistentes- en las zonas de las dorsales oceánicas (figura 4.5.5). Esto tiene sentido cuando se combina con los datos sobre la edad de la corteza oceánica; cuanto más lejos del centro de extensión, más antigua es la corteza, más tiempo ha tenido para acumular sedimentos y más gruesa es la capa de sedimentos. Además, las capas de sedimentos del fondo son más antiguas cuanto más se aleja de la dorsal, lo que indica que se depositaron en la corteza hace mucho tiempo, cuando ésta se formó por primera vez en la dorsal.

3. Flujo de calor:

Las mediciones de las tasas de flujo de calor a través del fondo oceánico revelaron que las tasas son más altas que la media (unas 8 veces más altas) a lo largo de las crestas, y más bajas que la media en las zonas de las fosas (aproximadamente 1/20 de la media). Las áreas de alto flujo de calor se correlacionan con la convección ascendente del material del manto caliente a medida que se forma la nueva corteza, y las áreas de bajo flujo de calor se correlacionan con la convección descendente en las zonas de subducción.

4. Inversiones magnéticas:

En la sección 4.2 vimos que las rocas podían retener la información magnética que adquirieron cuando se formaron. Sin embargo, el campo magnético de la Tierra no es estable a lo largo del tiempo geológico. Por razones que no se entienden completamente, el campo magnético decae periódicamente y luego se restablece. Cuando se restablece, puede estar orientado como lo estaba antes del decaimiento, o puede estar orientado con la polaridad invertida. Durante los periodos de polaridad invertida, una brújula apuntaría al sur en lugar de al norte. A lo largo de los últimos 250 Ma, se han producido unos cuantos cientos de inversiones del campo magnético, y su calendario ha sido todo menos regular. Las más cortas que los geólogos han podido definir duraron sólo unos pocos miles de años, y la más larga fue de más de 30 millones de años, durante el Cretácico (Figura 4.5.6). El evento «normal» actual ha persistido durante unos 780.000 años.

A partir de la década de 1950, los científicos comenzaron a utilizar las lecturas de los magnetómetros al estudiar la topografía del fondo oceánico. El primer conjunto completo de datos magnéticos se recopiló en 1958 en una zona de la costa de la Columbia Británica y el Estado de Washington. Este estudio reveló un misterioso patrón de franjas alternas de baja y alta intensidad magnética en las rocas del fondo marino (figura 4.5.7). Estudios posteriores en otros lugares del océano también observaron estas anomalías magnéticas y, lo que es más importante, el hecho de que los patrones magnéticos son simétricos con respecto a las dorsales oceánicas. En la década de 1960, en lo que se conocería como la hipótesis Vine-Matthews-Morley (VMM), se propuso que los patrones asociados a las dorsales estaban relacionados con las inversiones magnéticas, y que la corteza oceánica creada a partir del enfriamiento del basalto durante un evento normal tendría la polaridad alineada con el campo magnético actual, y, por tanto, produciría una anomalía positiva (una franja negra en el mapa magnético del fondo marino), mientras que la corteza oceánica creada durante un evento inverso tendría una polaridad opuesta al campo actual y, por tanto, produciría una anomalía magnética negativa (una franja blanca). La anchura de las anomalías varía en función de los ritmos de propagación característicos de las distintas dorsales. Este proceso se ilustra en la figura 4.5.8. La nueva corteza se forma (panel a) y adopta la polaridad magnética normal existente. Con el tiempo, a medida que las placas siguen divergiendo, la polaridad magnética se invierte, y la nueva corteza formada en la dorsal adopta ahora la polaridad invertida (rayas blancas en la figura 4.5.8). En el panel b, los polos han vuelto a la normalidad, por lo que una vez más la nueva corteza muestra la polaridad normal antes de alejarse de la dorsal. Finalmente, esto crea una serie de bandas paralelas y alternas de inversiones, simétricas alrededor del centro de extensión (panel c).

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