Introducere în oceanografie
Limitele divergente sunt limite de răspândire, în care se creează o nouă crustă oceanică pentru a umple spațiul pe măsură ce plăcile se îndepărtează. Cele mai multe limite divergente sunt situate de-a lungul crestelor oceanice din mijlocul oceanelor (deși unele sunt pe uscat). Sistemul de dorsale oceanice mijlocii este un lanț muntos submarin uriaș și este cea mai mare caracteristică geologică de pe Pământ; cu o lungime de 65.000 km și o lățime de aproximativ 1.000 km, acoperă 23% din suprafața Pământului (figura 4.5.1). Deoarece noua crustă formată la granița dintre plăci este mai caldă decât crusta înconjurătoare, are o densitate mai mică, astfel încât se așează mai sus pe mantaua, creând lanțul muntos. Pe mijlocul crestei medio-ocenice se află o vale de rift cu o lățime de 25-50 km și o adâncime de 1 km. Deși crestele de răspândire oceanică par a fi caracteristici curbe pe suprafața Pământului, de fapt, crestele sunt compuse dintr-o serie de segmente de linii drepte, decalate la intervale de timp de falii perpendiculare pe creastă, numite falii de transformare. Aceste falii de transformare fac ca sistemul de dorsale din mijlocul oceanelor să arate ca un fermoar uriaș pe fundul mării (figura 4.5.2). După cum vom vedea în secțiunea 4.7, mișcările de-a lungul faldelor de transformare între două segmente de creastă adiacente sunt responsabile pentru multe cutremure.
Materialul crustal creat la o limită de răspândire are întotdeauna un caracter oceanic; cu alte cuvinte, este o rocă ígnea (de exemplu, bazalt sau gabro, bogată în minerale feromagneziene), care se formează din magma derivată din topirea parțială a mantalei cauzată de decompresie, pe măsură ce rocile mantalei fierbinți din adâncime sunt deplasate spre suprafață (figura 4.5.3). Zona triunghiulară de topire parțială din apropierea crestei crestei are o grosime de aproximativ 60 km, iar proporția de magmă este de aproximativ 10% din volumul rocilor, producând astfel o crustă cu o grosime de aproximativ 6 km. Acest magma se scurge pe fundul mării pentru a forma bazalte în pernă, brecii (rocă bazaltică fragmentată) și curgeri, intercalate în unele cazuri cu calcar sau chert. În timp, rocile igoase din scoarța oceanică se acoperă cu straturi de sedimente, care în cele din urmă devin roci sedimentare.
Se presupune că răspândirea începe în interiorul unei zone continentale cu ridicarea sau bombarea scoarței legată de un penaj mantal subiacent sau de o serie de penaje mantale. Flotabilitatea materialului din pluma mantalei creează o cupolă în interiorul crustei, provocând fracturarea acesteia. În cazul în care sub un continent mare există o serie de coloane de mantaua, fisurile rezultate se pot alinia și pot duce la formarea unei văi de rift (cum ar fi actuala Valea Marelui Rift din estul Africii). Se sugerează că acest tip de vale se transformă în cele din urmă într-o mare liniară (cum ar fi actuala Mare Roșie) și, în cele din urmă, într-un ocean (cum ar fi Atlanticul). Este probabil că nu mai puțin de 20 de plumbi de manta, dintre care mulți încă există, au fost responsabili pentru inițierea riftingului Pangeei de-a lungul a ceea ce este acum creasta medio-atlantică.
Există mai multe linii de dovezi care demonstrează că noua crustă oceanică se formează în aceste centre de răspândire a fundului mării:
1. Vârsta crustei:
Compararea vârstelor crustei oceanice în apropierea unei dorsale oceanice medii arată că crusta este cea mai tânără chiar în centrul de răspândire și devine progresiv mai bătrână pe măsură ce te îndepărtezi de limita divergentă în ambele direcții, îmbătrânind cu aproximativ 1 milion de ani pentru fiecare 20-40 km de la dorsală. Mai mult, modelul vârstei crustei este destul de simetric de o parte și de alta a crestei (Figura 4.5.4).
Cea mai veche crustă oceanică este de aproximativ 280 Ma în estul Mediteranei, iar cele mai vechi părți ale oceanului deschis sunt de aproximativ 180 Ma de o parte și de alta a Atlanticului de Nord. Poate fi surprinzător, având în vedere că unele părți ale crustei continentale au o vechime de aproape 4.000 Ma, faptul că cel mai vechi fund de mare are mai puțin de 300 Ma. Desigur, acest lucru se datorează faptului că toate fundamentele marine mai vechi de atât au fost fie subducte (a se vedea secțiunea 4.6), fie împinse în sus pentru a deveni parte a crustei continentale. Așa cum era de așteptat, crusta oceanică este foarte tânără în apropierea crestelor de răspândire (figura 4.5.4) și există diferențe evidente în ceea ce privește rata de răspândire a solului marin de-a lungul diferitelor creste. Crestele din Oceanul Pacific și din sud-estul Oceanului Indian au benzi de vârstă largi, indicând o răspândire rapidă (apropiindu-se de 10 cm/an pe fiecare parte în unele zone), în timp ce cele din Oceanul Atlantic și din vestul Oceanului Indian se răspândesc mult mai lent (mai puțin de 2 cm/an pe fiecare parte în unele zone).
2. Grosimea sedimentelor:
Cu dezvoltarea sondajului seismic de reflexie (similar cu sondajul cu ecou descris în secțiunea 1.4) a devenit posibil să se vadă prin sedimentele de pe fundul mării și să se cartografieze topografia fundamentului și grosimea scoarței. Prin urmare, grosimea sedimentelor a putut fi cartografiată și, în curând, s-a descoperit că, deși sedimentele aveau o grosime de până la câteva mii de metri în apropierea continentelor, acestea erau relativ subțiri – sau chiar inexistente – în zonele de creastă oceanică (figura 4.5.5). Acest lucru are sens atunci când este combinat cu datele privind vârsta crustei oceanice; cu cât mai departe de centrul de răspândire, cu atât mai veche este crusta, cu atât mai mult timp a avut la dispoziție pentru a acumula sedimente și cu atât mai gros este stratul de sedimente. În plus, straturile inferioare de sedimente sunt cu atât mai vechi cu cât te îndepărtezi mai mult de creastă, ceea ce indică faptul că acestea au fost depuse pe crustă cu mult timp în urmă, când crusta s-a format pentru prima dată la creastă.
3. Fluxul de căldură:
Măsurătorile ratelor de curgere a căldurii prin fundul oceanului au arătat că ratele sunt mai mari decât media (aproximativ de 8 ori mai mari) de-a lungul crestelor și mai mici decât media în zonele de șanțuri (aproximativ 1/20 din medie). Zonele cu flux mare de căldură sunt corelate cu convecția ascendentă a materialului fierbinte din manta, pe măsură ce se formează o nouă crustă, iar zonele cu flux scăzut de căldură sunt corelate cu convecția descendentă din zonele de subducție.
4. Inversiuni magnetice:
În secțiunea 4.2 am văzut că rocile pot reține informații magnetice pe care le-au dobândit atunci când s-au format. Cu toate acestea, câmpul magnetic al Pământului nu este stabil de-a lungul timpului geologic. Din motive care nu sunt complet înțelese, câmpul magnetic se dezintegrează periodic și apoi se restabilește. Atunci când se restabilește, acesta poate fi orientat așa cum era înainte de declin sau poate fi orientat cu polaritatea inversă. În perioadele de polaritate inversă, o busolă ar indica sudul în loc de nord. De-a lungul ultimelor 250 Ma, au existat câteva sute de inversări ale câmpului magnetic, iar sincronizarea lor nu a fost deloc regulată. Cele mai scurte pe care geologii au reușit să le definească au durat doar câteva mii de ani, iar cea mai lungă a fost de peste 30 de milioane de ani, în timpul Cretacicului (Figura 4.5.6). Actualul eveniment „normal” a persistat timp de aproximativ 780.000 de ani.
Începând cu anii 1950, oamenii de știință au început să folosească citirile magnetometrelor atunci când studiau topografia fundului oceanelor. Primul set cuprinzător de date magnetice a fost compilat în 1958 pentru o zonă din largul coastei Columbiei Britanice și a statului Washington. Acest studiu a scos la iveală un model misterios de dungi alternante de intensitate magnetică scăzută și ridicată în rocile de pe fundul mării (figura 4.5.7). Studii ulterioare efectuate în alte părți ale oceanului au observat, de asemenea, aceste anomalii magnetice și, cel mai important, faptul că modelele magnetice sunt simetrice în raport cu dorsalele oceanice. În anii 1960, în ceea ce avea să devină cunoscută sub numele de ipoteza Vine-Matthews-Morley (VMM), s-a propus ca tiparele asociate cu dorsalele să fie legate de inversiunile magnetice și că scoarța oceanică creată din bazaltul care se răcește în timpul unui eveniment normal ar avea polaritatea aliniată cu câmpul magnetic actual, și, prin urmare, ar produce o anomalie pozitivă (o dungă neagră pe harta magnetică a fundului mării), în timp ce crusta oceanică creată în timpul unui eveniment inversat ar avea polaritatea opusă câmpului actual și, prin urmare, ar produce o anomalie magnetică negativă (o dungă albă). Lățimile anomaliilor au variat în funcție de ratele de răspândire caracteristice diferitelor dorsale. Acest proces este ilustrat în figura 4.5.8. Noua crustă se formează (panoul a) și preia polaritatea magnetică normală existentă. În timp, pe măsură ce plăcile continuă să difere, polaritatea magnetică se inversează, iar noua crustă formată pe creastă ia acum polaritatea inversă (dungi albe în figura 4.5.8). În panoul b, polii au revenit la normal, astfel încât, încă o dată, noua crustă prezintă polaritate normală înainte de a se îndepărta de creastă. În cele din urmă, acest lucru creează o serie de benzi paralele și alternante de inversiuni, simetrice în jurul centrului de răspândire (panoul c).
o limită de plăci la care cele două plăci se îndepărtează una de cealaltă (4.5)
crosta terestră care stă la baza oceanelor (spre deosebire de crusta continentală) (3.5).2)
sistem de munți subacvatici de-a lungul limitelor divergente ale plăcilor, format prin tectonica plăcilor (4.5)
strat mijlociu al Pământului, dominat de minerale silicatice bogate în fier și magneziu și care se întinde pe o distanță de aproximativ 2900 km de la baza scoarței până la partea superioară a nucleului (3.5).2)
o vale creată atunci când scoarța se lasă în jos de-a lungul unei limite de plăci divergente (4.5)
un tip de falie în care două bucăți de scoarță alunecă una pe lângă alta (4.5)
o rocă vulcanică care alcătuiește o mare parte din crusta oceanică (3.2)
rocă topită dominată de obicei de silice (3.2)
particule neconsolidate de minerale sau roci care se depun pe fundul mării (12.1)
un penaj de rocă fierbinte (nu magmă) care se ridică prin mantaua (fie de la bază, fie de la o parte a acesteia) și ajunge la suprafață, unde se răspândește și conduce, de asemenea, la vulcanism în puncte fierbinți (4.9)
supercontinentul care a existat între aproximativ 300 și 180 Ma; conținea toate continentele moderne combinate într-o singură masă terestră (4.1)
(Megaannus) cu milioane de ani înainte de prezent
crosta terestră care stă la baza continentelor (spre deosebire de scoarța oceanică) (3.1).2)
când o parte a unei plăci este forțată sub o altă placă de-a lungul unei zone de subducție (4.3)
regiunea înclinată de-a lungul căreia o placă tectonică coboară în mantaua de sub o altă placă (4.4).6)
perioadă geologică care se întinde pe o perioadă de 79 de milioane de ani, de la sfârșitul perioadei jurasice, acum 145 de milioane de ani, până la începutul perioadei paleogene, acum 66 mia
.