4.5: Límites de placa divergentes

Los límites divergentes se están extendiendo, donde se crea una nueva corteza oceánica para llenar el espacio a medida que las placas se separan. La mayoría de los límites divergentes se encuentran a lo largo de las crestas oceánicas del medio océano (aunque algunas están en tierra). El sistema de cordilleras oceánicas es una cordillera submarina gigante, y es la característica geológica más grande de la Tierra; con 65,000 km de largo y alrededor de 1000 km de ancho, cubre 23% de la superficie terrestre (Figura\(\PageIndex{1}\)). Debido a que la nueva corteza formada en el límite de la placa es más cálida que la corteza circundante, tiene una densidad menor por lo que se asienta más arriba sobre el manto, creando la cadena montañosa. Corriendo por la mitad de la cordillera del océano medio se encuentra un valle del Rift de 25-50 km de ancho y 1 km de profundidad. Aunque las crestas oceánicas que se extienden parecen ser características curvas en la superficie de la Tierra, de hecho las crestas están compuestas por una serie de segmentos en línea recta, desplazados a intervalos por fallas perpendiculares a la cresta, llamadas fallas de transformación. Estas fallas de transformación hacen que el sistema de crestas oceánicas parezca una cremallera gigante en el fondo marino (Figura\(\PageIndex{2}\)). Como veremos en la sección 4.7, los movimientos a lo largo de fallas de transformación entre dos segmentos de cresta adyacentes son responsables de muchos sismos.

Figura Topografía del fondo\(\PageIndex{1}\) oceánico. El sistema de cordilleras oceánicas puede verse como la cadena azul claro de montañas que recorre los océanos (http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/image/mggd.gif).

Figura\(\PageIndex{2}\) Primer plano del sistema de cresta del Atlántico medio, mostrando fallas de transformación perpendiculares al eje de cresta. Las flechas indican la dirección del movimiento de la placa a ambos lados de la falla (USGS, Dominio público, vía Wikimedia Commons).

El material de la corteza creado en un límite de expansión es siempre de carácter oceánico; es decir, es roca ígnea (e.g., basalto o gabro, rica 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 caliente del manto desde la profundidad se mueve hacia el superficie (Figura\(\PageIndex{3}\)). La zona triangular de fusión parcial cerca de la cresta de la cresta tiene aproximadamente 60 km de espesor y la proporción de magma es de aproximadamente 10% del volumen de roca, produciendo así una corteza que es de aproximadamente 6 km de espesor. Este magma rezuma hacia el fondo marino para formar basaltos de almohada, brechas (roca basáltica fragmentada) y flujos, intercalados en algunos casos con piedra caliza o cerda. Con el tiempo, la roca ígnea de la corteza oceánica se cubre con capas de sedimento, que eventualmente se convierten en roca sedimentaria.

Figura\(\PageIndex{3}\) Mecanismo para límites de placa divergentes. La región en el rectángulo delineado representa la cordillera del medio océano (Steven Earle, “Physical Geology”).

Se plantea la hipótesis de que la propagación comienza dentro de un área continental con una deformación ascendente o una cúpula de la corteza relacionada con un penacho de manto subyacente o una serie de penachos de manto. La flotabilidad del material de la pluma del manto crea una cúpula dentro de la corteza, lo que hace que se fracture. Cuando existe una serie de penachos de manto debajo de un gran continente, las grietas resultantes pueden alinearse y conducir a la formación de un valle del Rift (como el actual Gran Valle del Rift en el este de África). Se sugiere que este tipo de valle eventualmente se convierte en un mar lineal (como el actual Mar Rojo), y finalmente en un océano (como el Atlántico). Es probable que hasta 20 penachos de manto, muchos de los cuales aún existen, fueran los responsables del inicio de la ruptura de Pangea a lo largo de lo que hoy es la cordillera del Atlántico medio.

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

1. Edad de la corteza:

La comparación de las edades de la corteza oceánica cerca de una cresta oceánica 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 cresta. Además, el patrón de edad de la corteza es bastante simétrico a ambos lados de la cresta (Figura\(\PageIndex{4}\)).

La corteza oceánica más antigua es de alrededor de 280 Ma en el Mediterráneo oriental, y las partes más antiguas del océano abierto son alrededor de 180 Ma a ambos lados del Atlántico norte. Puede ser sorprendente, considerando que partes de la corteza continental tienen cerca de 4,000 Ma de antigüedad, que el fondo marino más antiguo sea menos de 300 Ma. Por supuesto, la razón de esto es que todo el fondo marino más antiguo que el que ha sido subducida (ver sección 4.6) o empujado hacia arriba para formar parte de la corteza continental. Como cabría esperar, la corteza oceánica es muy joven cerca de las crestas extendidas (Figura\(\PageIndex{4}\)), y existen diferencias obvias en la tasa de propagación del fondo marino a lo largo de diferentes crestas. Las crestas en el Pacífico y el sureste del Océano Índico tienen amplias bandas de edad, lo que indica una rápida propagación (acercándose a los 10 cm/año en cada lado en algunas zonas), mientras que las del Océano Índico Atlántico y Occidente se están extendiendo mucho más lentamente (menos de 2 cm/año en cada lado en algunas zonas).

Figura\(\PageIndex{4}\) Edad de la corteza oceánica (http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/ocean_a...eanic_lith.jpg).

2. Grosor del sedimento:

Con el desarrollo del sondeo de reflexión sísmica (similar al ecosondeo descrito en la sección 1.4) se pudo observar a través de los sedimentos del fondo marino y mapear la topografía del lecho rocoso y el grosor de la corteza. De ahí que se pudieran mapear los espesores de los sedimentos, y pronto se descubrió que aunque los sedimentos tenían hasta varios miles de metros de espesor cerca de los continentes, eran relativamente delgados —o incluso inexistentes— en las zonas de las cordilleras oceánicas (Figura\(\PageIndex{5}\)). Esto tiene sentido cuando se combina con los datos sobre la edad de la corteza oceánica; cuanto más lejos del centro de propagación, cuanto más vieja es la corteza, más tiempo ha tenido que acumular sedimentos, y más gruesa es la capa de sedimentos. Adicionalmente, las capas inferiores de sedimento son más viejas cuanto más se aleja de la cresta, lo que indica que se depositaron en la corteza hace mucho tiempo cuando la corteza se formó por primera vez en la cresta.

Figura\(\PageIndex{5}\) Grosor del sedimento del fondo marino (Modificado de https://www.ngdc.noaa.gov/mgg/sedthick/).

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 el promedio (aproximadamente 8x más altas) a lo largo de las crestas, y menores que el promedio en las áreas de trincheras (alrededor de 1/20 del promedio). Las áreas de alto flujo de calor se correlacionan con la convección ascendente del material del manto caliente a medida que se forma nueva costra, y las áreas de bajo flujo de calor se correlacionan con la convección descendente en las zonas de subducción.

4. Reversiones magnéticas:

En la sección 4.2 vimos que las rocas podían retener información magnética que adquirieron cuando se formaron. Sin embargo, el campo magnético de la Tierra no es estable en el tiempo geológico. Por razones que no se comprenden del todo, el campo magnético decae periódicamente y luego se restablecerá. Cuando se restaure, puede estar orientado de la manera en que estaba antes de la decadencia, o puede estar orientado con la polaridad invertida. Durante periodos de polaridad invertida, una brújula apuntaría al sur en lugar de al norte. En los últimos 250 Ma, hay unos cientos de inversiones de campo magnético, y su sincronización ha sido cualquier cosa menos regular. Los más cortos que los geólogos han podido definir duraron sólo unos pocos miles de años, y el más largo fue más de 30 millones de años, durante el Cretácico (Figura\(\PageIndex{6}\)). El presente evento “normal” ha persistido por alrededor de 780,000 años.

Figura Cronología de inversión del campo\(\PageIndex{6}\) magnético para el pasado 170 Ma (Steven Earle después: http://upload.wikimedia.org/wikipedi...y_0-169_Ma.svg).

Figura\(\PageIndex{7}\) Patrón de anomalías magnéticas en la corteza oceánica en el noroeste del Pacífico (Steven Earle, “Physical Geology”).

A partir de la década de 1950, los científicos comenzaron a usar lecturas de magnetómetros al estudiar la topografía del fondo oceánico El primer conjunto completo de datos magnéticos se compiló en 1958 para un área frente a la costa de Columbia Británica y el estado de Washington. Esta encuesta reveló un misterioso patrón de franjas alternas de baja y alta intensidad magnética en rocas del fondo marino (Figura\(\PageIndex{7}\)). Estudios posteriores en otras partes del océano también observaron estas anomalías magnéticas, y lo más importante, el hecho de que los patrones magnéticos son simétricos con respecto a las crestas oceánicas. En la década de 1960, en lo que se conocería como la hipótesis Vine-Matthews-Morley (VMM), se planteó que los patrones asociados a las crestas estaban relacionados con las inversiones magnéticas, y que la corteza oceánica creada a partir del basalto refrigerante durante un evento normal tendría polaridad alineada con la presente campo magnético, y así produciría una anomalía positiva (una franja negra en el mapa magnético del fondo marino), mientras que la corteza oceánica creada durante un evento invertido tendría polaridad opuesta al campo actual y así produciría una anomalía magnética negativa (una franja blanca). Los anchos de las anomalías variaron de acuerdo con las tasas de propagación características de las diferentes crestas. Este proceso se ilustra en la Figura\(\PageIndex{8}\). Se forma nueva costra (panel a) y adquiere la polaridad magnética normal existente. Con el tiempo, a medida que las placas continúan divergiendo, la polaridad magnética se invierte, y la nueva costra formada en la cresta ahora adquiere la polaridad invertida (franjas blancas en la Figura\(\PageIndex{8}\)). En el panel b, los polos han vuelto a la normalidad, por lo que una vez más la nueva corteza muestra polaridad normal antes de alejarse de la cresta. Finalmente, esto crea una serie de bandas paralelas alternas de inversiones, simétricas alrededor del centro de dispersión (panel c).

Figura\(\PageIndex{8}\) Formación de patrones alternos de polaridad magnética a lo largo de una cresta oceánica (Steven Earle, “Physical Geology”).

---

*” Geología Física” de Steven Earle utilizada bajo licencia internacional CC-BY 4.0. Descarga este libro gratis en http://open.bccampus.ca