Expansão do fundo oceânico
A expansão dos fundos oceânicos é um processo tectónico que ocorre ao longo das dorsais oceânicas, onde nova crosta oceânica é formada através de vulcanismo submarino, afastando-se depois gradualmente da região de origem, produzindo as bandas grosseiramente paralelas de nova litosfera que constituem a crosta oceânica dos fundos dos oceanos e mares em expansão.
A expansão dos fundos oceânicos é um processo geológico que conduz a que as estruturas dos fundos oceânicos sejam formadas por materiais provenientes do manto, que emergem devido à ação das correntes de convecção mantélicas. Ao emergir, o magma força a expansão da dorsal, abrindo uma espécie de fenda ao longo da sua crista onde ocorre intenso vulcanismo submarino. Todavia, essa fenda criada na crista da dorsal pelo afastamento do material anterior é preenchida pelo magma, que, ao se solidificar, leva a novo afastamento das estruturas laterais da dorsal e, assim sucessivamente, à expansão da crosta oceânica. Para explicar a deriva continental, Alfred Wegener e Alexander du Toit postularam que os continentes em movimento se arrastavam através do fundo do mar fixo e imóvel. A ideia de que o próprio fundo do mar se move e também carrega os continentes com ele à medida que se expande a partir de um eixo dorsal central foi proposta na década de 1960 por Harold Hammond Hess, da Princeton University, e Robert Dietz, do U.S. Naval Electronics Laboratory em San Diego. O fenómeno é hoje o conceito nuclear da moderna tectónica de placas. Em locais onde duas placas se afastam, nas dorsais meso-oceânicas, um novo segmento de crosta oceânica é continuamente formado durante a expansão do fundo do mar.
Na dorsal Mesoatlântica (e em outras dorsais meso-oceânicas), o material do manto superior sobe através das fissuras entre as placas oceânicas para formar nova crosta à medida que as placas se afastam umas das outras, um fenómeno observado pela primeira vez com a comprovação de que a deriva continental explicava a morfologia dos continentes. Quando Alfred Wegener apresentou pela primeira vez uma hipótese de deriva continental em 1912, sugeriu que os continentes abriam caminho através da crosta oceânica, rompendo-a e afastando os materiais resultantes como se fossem gigantescos arados. Tal era claramente impossível: a crosta oceânica é mais densa e mais rígida que a crosta continental. Em consequência, a teoria de Wegener não foi levada muito a sério, especialmente nos Estados Unidos. A princípio, argumentou-se que a força motriz para a expansão eram as correntes de convecção no manto. Desde então, foi demonstrado que o movimento dos continentes está ligado à expansão do fundo do mar pela teoria da tectónica de placas, que é impulsionada pela convecção que inclui também a própria crosta.
Forças motrizes do movimento das placas
A expansão do fundo do mar é um conceito central para explicar a deriva continental na teoria da placas tectónicas. Quando as placas oceânicas divergem, a perda tensional causa fraturas na litosfera. A força motora para o afastamento da nova placa em relação à cordilheira é o efeito sobre a placa tectónica do arrastamento da laje (o slab pull) que é induzido pelo funcionamento das zonas de subducção. O outro efeito, bem mais intuitivo, é o da pressão exercida pelo magma, mas, embora normalmente haja atividade magmática significativa nas dorsais em expansão, esse efeito é muito menos significativo. Em resumo, para explicar o mecanismo físico que causa o movimento de placas tectónicas existem duas forças importantes: a tração por peso da placa em subducção, que se encontra na fossa oceânica (efeito conhecido por slab-pull) e empurrão por expansão de cadeia meso-oceânica (conhecido por ridge-push). Cálculos quantitativas demonstraram que a slab-pull é a força principal e a ridge-push é a força secundária. A força slab-pull é originada da litosfera oceânica fria e densa em comparação com a astenosfera mais quente e menos densa. No Oceano Pacífico, o processo de slab-pull é predominante. Esta força é causada pela inversão densimétrica da litosfera oceânica, que é fria e densa, em comparação com a astenosfera oceânica, mais quente e menos densa. No Oceano Atlântico, a importância do processo de ridge-push é relativamente grande. O Oceano Índico apresenta características intermédias. O ridge push é particularmente significativo nas placas que não estão em subducção ativa.
Taxa de expansão e marcas paleomagnéticas
A taxa de expansão mede a velocidade com que a bacia oceânica se expande devido à expansão do fundo do mar e corresponde à taxa a que a nova litosfera oceânica é adicionada a cada placa tectónica em ambos os lados de uma dorsal meso-oceânica. Quando apenas um dos lados é considerado, o valor é referido por meia taxa de expansão (spreading half-rate) e é igual a metade da taxa de expansão. As taxas de expansão determinam se a crista é rápida, intermédia ou lenta. Como regra geral, as cristas rápidas têm taxas de expansão (abertura) de mais de 90 mm/ano. As cristas intermédias têm uma taxa de expansão de 40–90 mm/ano. As cristas de expansão lenta têm uma taxa inferior a 40 mm/ano.:2 A taxa de expansão mais rápida que se conhece, com mais de 200 mm/ano, ocorreu durante o Mioceno ao longo da Dorsal do Pacífico Leste (a East Pacific Rise).
A expansão do fundo do mar ocorre em centros de expansão, distribuídos ao longo das cristas das dorsais meso-oceânicas. Estes centros de expansão terminam numa falha transformante ou numa região onde ocorrem dois centros de expansão crustal sobrepostos com as respetivas estruturas associadas. Os centros de expansão crustal incluem sempre uma zona limítrofe onde a placa é sismicamente ativa, com de alguns quilómetros a algumas dezenas de quilómetros de largura, e uma zona de acreção crustal dentro da zona limite onde a crosta oceânica é mais jovem e onde está presente o limite local de placa, marcado por um alinhamento dentro da zona de acreção crustal demarcando a região onde as duas placas em separação se estão a formar, sendo por isso a zona de litosfera mais recente. Dentro da zona de acreção crustal existe uma zona neovulcânica de 1-2 km de largura onde ocorre a maioria do vulcanismo submarino associado às dorsais.
Expansão incipiente
Em geral, a expansão da litosfera marinha inicia-se com a formação de um rift numa massa litosférica continental, semelhante atual sistema do Mar Vermelho-Rifte da África Oriental. O processo começa por um aquecimento na base da crosta continental, que a torna mais plástica e menos densa. Como as estruturas litosféricas menos densos se elevam em relação às mais densas, a área aquecida forma um amplo domo que evolui isostaticamente em relação à litosfera vizinha. À medida que a crosta se curva para cima, ocorrem fraturas que gradualmente se transformam em sistemas fissurais. Um sistema fissural típico destas zonas de fratura incipiente consiste em três ramos com fissuração disposta em ângulos de aproximadamente 120 graus. Essas áreas dão origem à junção tripla que definirá as margens das novas placas, como as que posteriormente são encontradas nos limites entre placas. As margens separadas dos continentes evoluem para formar margens passivas.
Expansão continuada e subducção
À medida que o novo fundo do mar se forma e se expande a partir da dorsal meso-oceânica, vai lentamente arrefecendo, processo que requer um longo tempo na base da listosfera na região de transição para o manto. Os fundos oceânicos mais antigos são, portanto, mais frios que os novos fundos oceânicos, e por isso mais densos, e as bacias oceânicas mais antigas são mais profundas que as novas bacias oceânicas devido à isostasia resultante da maior densidade da placa depois de fria e à acumulação de sedimentos. Tendo em conta que o diâmetro da Terra permanece relativamente constante apesar da produção de nova crosta, tal implica a existência de um mecanismo pelo qual a crosta também seja destruída. A destruição da crosta oceânica ocorre em zonas de subducção onde a crosta oceânica é forçada a mergulhar sob a crosta continental ou, com menos frequência, crosta oceânica. Esse fenómeno assume natureza global, sendo frequentemente a expansão de uma bacia oceânica compensada por subducção noutra, devido ao movimento relativo dos continentes que a marginam. Um exemplo do funcionamento deste mecanismo global pode ser observada na atualidade no caso da bacia do Oceano Atlântico. Esta bacia está em expansão ativa na dorsal Mesoatlântica, mas apenas uma pequena porção da crosta oceânica produzida no Atlântico é subduzida naquela bacia, o que resulta no progressivo afastamento entre as suas margens continentais. Em compensação, as placas que compõem o Oceano Pacífico estão num ativo processo de subducção ao longo de muitos de seus limites, o que causa a atividade vulcânica no que foi denominado Anel de Fogo do Oceano Pacífico, levando a um lento estreitamento daquela bacia. O Pacífico também abriga um dos centros de expansão mais ativos do mundo (a dorsal do Pacífico Leste) com taxas de expansão de até 145 +/- 4 mm/ano entre as placas do Pacífico e de Nazca.
A profundidade do fundo do mar (ou a altura de um local numa cordilheira meso-oceânica acima de um nível de base) está intimamente relacionada com sua idade (idade da litosfera onde a profundidade é medida). A relação idade-profundidade pode ser modelada pelo resfriamento de uma placa litosférica ou o meio-espaço do manto em áreas sem subducção significativa.
Modelo de arrefecimento do manto
No modelo do «meio-espaço mantélico» (o «mantle half-space model»), a elevação dos fundos oceânicos é determinada pelas temperaturas da litosfera oceânica e do manto, devido à expansão termal. O resultado simples é a constatação de que a altura da dorsal ou a profundidade do oceano é proporcional à raiz quadrada da idade da crusta em cada local. A litosfera oceânica é formada a um ritmo constante em cada dorsal média oceânica. A fonte mantélica da litosfera tem a forma de um hemi-plano (x = 0, z < 0) e está a uma temperatura constante T1. Devido à ocorrência de um fenómeno de criação contínua da placa oceânica, a litosfera em x > 0 está a afastar-se da dorsal a uma velocidade constante v, que se assume grande quando comparado com outras escalas de movimento que afetam a placa. A temperatura no limite superior da litosfera (z = 0) é uma constante T0 = 0. Nessas circunstâncias, no ponto x = 0 a temperatura é dada por por uma função de Heaviside T 1 ⋅ Θ ( − z ) {\displaystyle T_{1}\cdot \Theta (-z)} . O sistema é considerado num estado quase-estacionário, de modo que a distribuição de temperatura é constante no tempo, i.e. T = T ( x , z ) . {\displaystyle T=T(x,z).}
Modelo de arrefecimento da placa
A profundidade prevista pela aplicação da métrica da raiz quadrada da idade do fundo do mar, derivada acima, é demasiada para fundos do mar com mais de 80 milhões de anos. A profundidade é melhor explicada por um modelo de placa litosférica de arrefecimento em vez do arrefecimento de meio-espaço do manto. A placa tem uma temperatura constante na sua base e bordo de abertura. A análise de profundidade versus idade e profundidade versus raiz quadrada dos dados de idade permitiu que Parsons e Sclater estimassem os parâmetros do modelo (para o Pacífico Norte): Assumindo o equilíbrio isostático em todos os lugares abaixo da placa de arrefecimento, obtém-se uma relação entre profundidade e idade revista e adequada às condições de fundos do mar mais antigos, que é aproximadamente correta para idades tão jovens quanto 20 milhões de anos:
A área total dos mares e oceanos perfaz cerca de 70% da superfície do globo terrestre. A morfologia do fundo oceânico é irregular e o seu conhecimento mais pormenorizado deve-se a inúmeras sondagens realizadas desde 1920. Segundo o critério mais antigo, as regiões oceânicas eram subdivididas de acordo com a profundidade, sem ter em conta a sua topografia. Todas as regiões situadas abaixo de 1000 metros eram consideradas abissais, e entre esta cota e o nível de 200 metros existia a zona batial ou hipoabissal. A zona situada acima dos 200 metros era designada por zona nerítica. A partir de 1920 começaram a utilizar-se sondas eletroacústicas para a investigação submarina. Estas sondas (sonares) utilizam ondas ultrassónicas que se refletem no fundo do mar e permitem registar a chegada da onda refletida. Registando o tempo que as ondas demoram a atingir o fundo do mar é possível calcular as profundidades oceânicas.
