Introduction to Oceanography
Divergent boundaries are spreading boundaries, where new oceanic crust is created to fill in the space as the plates move apart. A maioria dos limites divergentes estão localizados ao longo das cristas oceânicas do médio-oceano (embora alguns estejam em terra). O sistema de cristas do médio-oceano é uma gigantesca cadeia de montanhas submarinas, sendo a maior característica geológica da Terra; com 65.000 km de comprimento e cerca de 1000 km de largura, cobre 23% da superfície da Terra (Figura 4.5.1). Como a nova crosta formada no limite da placa é mais quente do que a crosta circundante, tem uma densidade mais baixa, por isso fica mais alta sobre o manto, criando a cadeia montanhosa. Correndo pelo meio da cordilheira do médio-oceano, há um vale de fendas com 25-50 km de largura e 1 km de profundidade. Embora as cristas oceânicas pareçam ser características curvas na superfície da Terra, na verdade as cristas são compostas por uma série de segmentos em linha recta, compensados em intervalos por falhas perpendiculares à crista, chamadas falhas de transformação. Estas falhas de transformação fazem com que o sistema de cristas do médio-oceano pareça um zíper gigante no fundo do mar (Figura 4.5.2). Como veremos na seção 4.7, os movimentos ao longo das falhas de transformação entre dois segmentos adjacentes da crista são responsáveis por muitos terremotos.
O material da crosta criado em um limite de propagação é sempre de caráter oceânico; em outras palavras, é rocha ígnea (por exemplo, basalto ou gabbro, rica em minerais ferromagnesianos), formando a partir do magma derivado do derretimento parcial do manto causado pela descompressão, à medida que a rocha quente do manto a partir da profundidade é movida para a superfície (Figura 4.5.3). A zona triangular de fusão parcial perto da crista da crista é de aproximadamente 60 km de espessura e a proporção de magma é de cerca de 10% do volume da rocha, produzindo assim uma crosta de cerca de 6 km de espessura. Este magma escorre para o fundo do mar para formar almofadas basálticas, brechas (rocha basáltica fragmentada) e fluxos, intercalados em alguns casos com calcário ou cerne. Com o tempo, a rocha ígnea da crosta oceânica fica coberta com camadas de sedimentos, que eventualmente se tornam rochas sedimentares.
Espalhamento é hipotético para começar dentro de uma área continental com a crosta a subir ou a abobadar relacionada com uma pluma ou série de plumas mantélicas subjacentes. A flutuabilidade do material da pluma do manto cria uma cúpula dentro da crosta, causando a sua fractura. Quando uma série de plumas mantélicas existe sob um grande continente, as fendas resultantes podem alinhar-se e levar à formação de um vale de fendas (tal como o actual Vale do Grande Rift na África Oriental). Sugere-se que este tipo de vale acabe por evoluir para um mar linear (como o actual Mar Vermelho), e finalmente para um oceano (como o Atlântico). É provável que até 20 plumas de manto, muitas das quais ainda existem, foram responsáveis pela iniciação do rifting do Pangaea ao longo do que é agora a crista do Médio-Atlântico.
Existem múltiplas linhas de evidência demonstrando que a nova crosta oceânica está a formar-se nestes centros de propagação do fundo do mar:
1. Idade da crosta:
Comparando as idades da crosta oceânica perto de uma crista do médio-oceano mostra que a crosta é mais jovem mesmo no centro de espalhamento, e fica progressivamente mais velha à medida que você se afasta do limite divergente em qualquer direção, envelhecendo aproximadamente 1 milhão de anos para cada 20-40 km da crista. Além disso, o padrão da idade da crosta é bastante simétrico em ambos os lados da crista (Figura 4.5.4).
A crosta oceânica mais antiga está à volta de 280 Ma no Mediterrâneo oriental, e as partes mais antigas do oceano aberto estão à volta de 180 Ma em ambos os lados do Atlântico norte. Pode ser surpreendente, considerando que partes da crosta continental têm cerca de 4.000 Ma de idade, que o fundo do mar mais antigo seja inferior a 300 Ma. Naturalmente, a razão para isto é que todo o fundo do mar mais antigo do que aquele foi subduzido (ver secção 4.6) ou empurrado para cima para se tornar parte da crosta continental. Como seria de esperar, a crosta oceânica é muito jovem perto das cristas de propagação (Figura 4.5.4), e existem diferenças óbvias na taxa de propagação do fundo do mar ao longo das diferentes cristas. As cristas do Pacífico e do sudeste do Oceano Índico têm amplas faixas etárias, indicando uma rápida propagação (aproximando-se de 10 cm/ano de cada lado em algumas áreas), enquanto as do Atlântico e do oeste do Oceano Índico estão se espalhando muito mais lentamente (menos de 2 cm/ano de cada lado em algumas áreas).
2. Espessura dos sedimentos:
Com o desenvolvimento do som de reflexão sísmica (semelhante ao som de eco descrito na secção 1.4) tornou-se possível ver através dos sedimentos do fundo do mar e mapear a topografia do leito rochoso e a espessura da crosta. Assim, a espessura dos sedimentos pôde ser mapeada, e logo se descobriu que embora os sedimentos tivessem até vários milhares de metros de espessura perto dos continentes, eles eram relativamente finos – ou mesmo inexistentes – nas áreas das cristas oceânicas (Figura 4.5.5). Isto faz sentido quando combinado com os dados sobre a idade da crosta oceânica; quanto mais longe do centro de espalhamento, mais velha a crosta, mais tempo teve de acumular sedimentos, e mais espessa a camada de sedimentos. Adicionalmente, as camadas inferiores do sedimento são mais antigas quanto mais afastadas da crista, indicando que foram depositadas na crosta há muito tempo atrás quando a crosta foi formada pela primeira vez na crista.
3. Fluxo de calor:
As medições das taxas de fluxo de calor através do fundo do oceano revelaram que as taxas são superiores à média (cerca de 8x mais altas) ao longo das cristas, e inferiores à média nas áreas de fossa (cerca de 1/20 da média). As áreas de alto fluxo de calor estão correlacionadas com a convecção ascendente do material do manto quente à medida que se forma nova crosta, e as áreas de baixo fluxo de calor estão correlacionadas com a convecção descendente nas zonas de subducção.
4. Inversões magnéticas:
Na seção 4.2 vimos que as rochas poderiam reter a informação magnética que adquiriram quando foram formadas. No entanto, o campo magnético da Terra não é estável ao longo do tempo geológico. Por razões que não são completamente compreendidas, o campo magnético decai periodicamente e depois é restabelecido. Quando se restabelece, pode ser orientado como era antes da decomposição, ou pode ser orientado com a polaridade invertida. Durante períodos de polaridade invertida, uma bússola apontaria para o sul em vez do norte. Ao longo dos últimos 250 Ma, há algumas centenas de inversões de campos magnéticos, e o seu timing tem sido tudo menos regular. As mais curtas que os geólogos conseguiram definir duraram apenas alguns milhares de anos, e a mais longa foi de mais de 30 milhões de anos, durante o Cretáceo (Figura 4.5.6). O evento “normal” atual persistiu por cerca de 780.000 anos.
A partir dos anos 50, os cientistas começaram a usar leituras magnetométricas ao estudar a topografia do fundo do oceano. O primeiro conjunto abrangente de dados magnéticos foi compilado em 1958 para uma área ao largo da costa da Colúmbia Britânica e do Estado de Washington. Este levantamento revelou um misterioso padrão de faixas alternadas de baixa e alta intensidade magnética nas rochas do fundo do mar (Figura 4.5.7). Estudos subsequentes noutros locais do oceano também observaram estas anomalias magnéticas e, mais importante, o facto de os padrões magnéticos serem simétricos em relação às cristas oceânicas. Nos anos 60, no que ficaria conhecido como a hipótese Vine-Matthews-Morley (VMM), foi proposto que os padrões associados às cristas estavam relacionados com as inversões magnéticas, e que a crosta oceânica criada a partir do resfriamento do basalto durante um evento normal teria polaridade alinhada com o atual campo magnético, e assim produziria uma anomalia positiva (uma faixa preta no mapa magnético do fundo do mar), enquanto que a crosta oceânica criada durante um evento inverso teria polaridade oposta ao campo atual e assim produziria uma anomalia magnética negativa (uma faixa branca). As larguras das anomalias variavam de acordo com as taxas de propagação características das diferentes cristas. Este processo é ilustrado na Figura 4.5.8. Forma-se uma nova crosta (painel a) e assume-se a polaridade magnética normal existente. Com o tempo, à medida que as placas continuam a divergir, a polaridade magnética inverte-se e a nova crosta formada na crista assume agora a polaridade invertida (faixas brancas na Figura 4.5.8). No painel b, os pólos voltaram ao normal, portanto mais uma vez a nova crosta mostra a polaridade normal antes de se afastar da crista. Eventualmente, isto cria uma série de bandas paralelas e alternadas de inversões, simétricas em torno do centro de espalhamento (painel c).
um limite de placas em que as duas placas estão se afastando uma da outra (4.5)
a crosta terrestre subjacente aos oceanos (em oposição à crosta continental) (3.2)
um sistema subaquático de montanha ao longo de fronteiras divergentes de placas, formado por tectónica de placas (4.5)
a camada média da Terra, dominada por minerais de silicato ricos em ferro e magnésio e estendendo-se por cerca de 2900 km desde a base da crosta até ao topo do núcleo (3.2)
um vale criado quando a crosta se subsidia ao longo de um limite de placa divergente (4.5)
um tipo de falha em que dois pedaços de crosta deslizam um para o outro (4.5)
uma rocha vulcânica que compõe grande parte da crosta oceânica (3.2)
rocha de solta tipicamente dominada por sílica (3.2)
partículas não consolidadas de mineral ou rocha que se depositam no fundo do mar (12.1)
uma pluma de rocha quente (não magma) que se eleva através do manto (seja da base ou de parte para cima) e atinge a superfície onde se espalha e também leva ao vulcanismo do ponto quente (4.9)
o supercontinente que existia entre aproximadamente 300 e 180 Ma; ele continha todos os continentes modernos combinados em uma única massa terrestre (4.1)
(Megaannus) milhões de anos antes do presente
a crosta terrestre subjacente aos continentes (em oposição à crosta oceânica) (3.2)
quando parte de uma placa é forçada sob outra placa ao longo de uma zona de subducção (4.3)
a região inclinada ao longo da qual uma placa tectônica desce para o manto sob outra placa (4.6)
um período geológico que se estende por 79 milhões de anos desde o final do Período Jurássico 145 milhões de anos atrás até o início do Período Paleogênico 66 mya