crosta oceânica

Transição da crosta oceânica e continental em uma margem continental passiva. Representação muito simplificada

Como a crosta oceânica , também brevemente a crosta oceânica é chamada de proporção oceânica da crosta terrestre na construção da concha da terra ; faz parte da litosfera . A crosta oceânica, como a crosta continental , consiste em grande parte de silício e oxigênio , mas em contraste com isso tem uma proporção maior de magnésio , razão pela qual alguns autores usam a abreviatura simplista Sima ou SiMa (em contraste com SiAl para a crosta continental) .

Como a litosfera dos continentes, a litosfera oceânica está em equilíbrio isostático com a astenosfera do manto superior .

Processo de desenvolvimento

A crosta terrestre oceânica está constantemente sendo reconstruída ao longo das dorsais meso-oceânicas , um processo conhecido como expansão do fundo do oceano , e a chamada metamorfose do fundo do oceano ocorre quase ao mesmo tempo , através da qual a crosta é hidratada (íons OH são incorporados aos minerais ) Seguindo as divergentes limites de placas, a crosta oceânica rasga, magma a partir do manto superior flui dentro e formas nova crosta. A velocidade com que a crosta oceânica da Terra diverge é conhecida como taxa de propagação . Isso é diferente para diferentes áreas e também pode mudar com o tempo. À medida que essa nova crosta esfria e aumenta de espessura, ela migra para longe de seu local de origem junto com a crosta mais velha, como uma esteira rolante. No limite da placa para uma crosta terrestre continental ou uma crosta terrestre oceânica menos densa (por exemplo, no Pacífico ocidental), a crosta terrestre oceânica mergulha abaixo desta ( subducção ), um canal de mar profundo aparece na superfície. Isso é possível porque à medida que a crosta oceânica formada a partir de material ígneo esfria, a densidade da crosta aumenta e pode até exceder a densidade do manto superior abaixo. Quando afunda, o material da crosta é transformado e a água que se separa causa estratovulcões na crosta terrestre acima.

razão

Existem vários modelos para explicar o movimento ( placas tectônicas ) da crosta oceânica. Um modelo vê a convecção do manto terrestre (ver também convecção do manto ) como a causa, pela qual a crosta terrestre é movida por meio de fricção. Em um outro modelo para (empuxo para trás, assume que a crosta oceânica é separada nas dorsais meso-oceânicas devido à gravidade engl. Ridge push ) e é puxada para baixo para as zonas de subducção pela crosta submersa (Plattenzug, engl. Slab pull ) . Existem outras forças neste modelo, embora seja contestado qual das forças desempenha o maior papel.

características

A densidade média da crosta oceânica, que é muito importante para a forma da superfície do corpo sólido e dos processos tectônicos de placas , é geralmente fornecida em livros didáticos com valores de 2,9 a 3,0 g / cm ³ .

espessura

A crosta terrestre oceânica normal tem uma espessura de 7 km ± 1 km até a descontinuidade de Mohorovičić , portanto tem entre 6 km e 8 km de espessura . Nas zonas de transformação e nas dorsais meso-oceânicas com taxas de propagação particularmente altas, a espessura aumenta significativamente devido à alta produção de magma. Nas proximidades de pontos quentes, a espessura é de cerca de 11 km, podendo estar até 20 km acima do centro de um ponto quente. Nos locais onde se localizam ilhas ou arcos insulares , a espessura da crosta oceânica situa-se entre 15 km e 30 km. Ocasionalmente, a crosta oceânica também inclui pequenos pedaços de crosta continental, que podem ter mais de 30 km de espessura.

Para os valores de altura e profundidade das formas de superfície correspondentes, a profundidade média dos oceanos de aproximadamente 3700 m. ^* Deve ser considerada.

Idade e origem

Mapa mundial mostrando a idade da crosta oceânica. As áreas vermelhas marcam as seções da crosta mais jovem ao longo das dorsais meso-oceânicas, as áreas azuis e roxas as seções da crosta mais antigas, algumas das quais estão localizadas perto das zonas de subducção do Pacífico ocidental e algumas nas margens continentais passivas. O fundo do oceano do Mediterrâneo oriental formado no Permiano está marcado em rosa .

A litosfera oceânica atual, encontrada como fundo do mar durante perfurações profundas nos oceanos do mundo, formou-se continuamente ao longo dos últimos 200 milhões de anos ( Jurássico , Cretáceo e Cenozóico ). Enquanto isso, houve surtos com taxas de propagação aumentadas . A litosfera oceânica sob os mares do mundo não é mais antiga do que Jura . Algumas das partes mais antigas estão no Oceano Atlântico, na costa leste da América do Norte e no Pacífico a leste da Fossa das Marianas . A idade média da litosfera oceânica atual é de 80 milhões de anos. O desaparecimento da crosta oceânica devido à imersão nos limites das placas convergentes é causado pelo fato de a crosta oceânica ser menos diferenciada e, portanto, mais pesada que a crosta continental ( subducção ).

O Mediterrâneo oriental é uma exceção. Existe um fundo do oceano com quase 280 milhões de anos ( Permiano ).

Devido a processos especiais durante a formação da montanha , no entanto, remanescentes da crosta oceânica podem pousar na terra ( autópsia ), de modo que esses remanescentes são muito mais antigos. Essas ocorrências de ofiolito mencionadas também oferecem, além da perfuração oceânica profunda (por exemplo, o Programa de Perfuração Oceânica , ODP), a única maneira de observar a estrutura da crosta oceânica em detalhes. Os ofiolitos mais antigos conhecidos têm 2,5, possivelmente até 3,8 bilhões de anos (veja também Isua gnaisse ).

De uma perspectiva planetária, a crosta oceânica é uma das crostas secundárias que também existem em Marte e Vênus . A crosta provavelmente se formou relativamente cedo, uma crosta semelhante provavelmente já existia no primeiro bilhão de anos da história da Terra. O único requisito para a formação é um manto de terra de silicato já existente (o que provavelmente já era o caso 4,45 bilhões de anos atrás), que está parcialmente derretido .

Curso de profundidade no fundo do oceano

A superfície da crosta oceânica é idêntica ao fundo do oceano abaixo dos sedimentos do fundo do mar . Depois que o magma sobe até o fundo do oceano em uma dorsal meso-oceânica, ele começa a esfriar. Isso aumenta a densidade da rocha e, portanto, também a profundidade do mar. Com a ajuda da batimetria , um perfil de profundidade pode ser medido até uma idade de cerca de 70 milhões de anos que corresponde a tal suposição. O resultado é uma função simplificada (fórmula de Sclater) para a profundidade do oceano, que depende apenas da profundidade da dorsal meso-oceânica (≈2,5 km) e do tempo decorrido:

${\ displaystyle {\ text {Profundidade do mar em km}} = 2 {,} 5 + 0 {,} 35 \ cdot {\ sqrt {\ text {Idade da crosta em milhões de anos}}}}$

Para as partes mais antigas da crosta, a curva correspondente torna-se ainda mais plana e a dependência da profundidade com a idade pode ser determinada por uma função exponencial do tipo

${\ displaystyle Te ^ {- k \ cdot {\ text {(idade em milhões de anos)}}}}$

pode ser aproximado com duas constantes positivas T e k. O curso real geralmente é perturbado, por exemplo, pela influência de pontos quentes .

Nos limites das placas divergentes, a crosta oceânica apresenta protuberâncias em diferentes graus, sendo que uma dorsal meso-oceânica é apenas a parte localizada diretamente no limite da placa. A protuberância completa pode abranger uma área de várias centenas de quilômetros à direita e à esquerda do limite da placa, enquanto a crista em si tem apenas alguns quilômetros de largura. O tamanho da protuberância não só corresponde aos diferentes níveis de propagação do fundo do oceano , mas também leva a uma mudança na altura do nível do mar global ao longo de períodos de tempo geológicos. Isso mostra uma alta taxa de propagação junto com um nível do mar aumentado e uma taxa mais baixa com um nível do mar mais baixo. Por exemplo, no período entre o final do Jurássico e o final do Cretáceo , esta é uma das razões pelas quais o nível do mar estava 270 m mais alto do que é hoje.

Propriedades sísmicas

A velocidade das ondas P na crosta oceânica é de cerca de 7 km / se é, portanto, maior do que a velocidade de cerca de 6 km / s na crosta continental. A velocidade das ondas sísmicas é maior com uma crosta mais fina e mais velha (desde que mais fria). A velocidade das ondas S é de cerca de 4 km / s.

Estrutura e composição

Devido à sua formação nas dorsais meso-oceânicas, a crosta terrestre oceânica tem uma estrutura tipicamente de três camadas de rochas ígneas , que é coberta por uma camada cada vez mais espessa de sedimentos à medida que a distância aumenta. Todas as três camadas consistem principalmente de basalto e gabro , a rocha profunda associada . Em comparação com as da crosta continental, essas rochas são mais pobres em dióxido de silício (aproximadamente 50%) e consistem principalmente de minerais diopsídio e plagioclásio .

A camada superior da crosta oceânica consiste em um pacote de lava em almofada com um quilômetro de espessura intercalado com enormes túneis de dolerito (o dolerito é uma forma especial de basalto). Os corredores são íngremes ou horizontais ( corredores de armazenamento ). Os corredores íngremes formam as zonas de alimentação para as lavas com almofada e também para os corredores de armazenamento.

Os túneis tornam-se cada vez mais frequentes nas profundezas, até que a rocha consiste exclusivamente em túneis íngremes de dolerito. Esta segunda zona tem cerca de um a dois quilômetros de espessura e tem uma seção transversal semelhante a um pacote de mapas verticais, razão pela qual é chamada de complexo de diques com folhas em inglês . Os corredores individuais têm uma zona interna grosseiramente cristalizada, que é cercada em ambos os lados por um material finamente cristalino a vidro. As zonas de granulação fina remontam ao fato de que o material líquido brilhante solidificou rapidamente ao penetrar por uma zona de rocha mais fria nas áreas externas, de modo que nenhum grande cristal poderia se formar. Em muitos casos, pode-se observar que um corredor ascendente usou a zona central ainda não completamente solidificada de um corredor mais antigo como caminho de subida, de modo que o corredor mais antigo foi dividido. Cada uma das duas metades é então granulada de um lado e granulada grossa do outro lado.

A zona do corredor é coberta por gabbros de grãos grossos. Eles vêm da câmara magmática, que fica abaixo das dorsais meso-oceânicas e é alimentada por derretimentos do manto terrestre. À medida que o fundo do oceano se espalha, as bordas da câmara magmática são afastadas e o material nas bordas se solidifica. Esta zona de gabro tem de dois a cinco quilômetros de espessura, dependendo da taxa de expansão do fundo do mar. Se a taxa de propagação for alta, a produção de magma é correspondentemente grande, de modo que a zona do gabro tem uma espessura maior. A base da gabbrolagem é freqüentemente formada por gabros e peridotitos estriados . São causados ​​pelo afundamento de cristais que se formaram precocemente, que afundam devido à sua alta densidade na câmara magmática e formam um sedimento. Acredita-se que a formação de faixas seja devida ao movimento de cisalhamento entre a crosta oceânica e o manto subjacente.

Subjacentes às três camadas da crosta oceânica estão materiais do manto superior que foram alterados pelos processos de fusão que levaram à formação do magma ascendente. A composição original do manto superior é de lherzolita , rocha formada pelos minerais olivina , enstatita e diopsídio. O Magmenbildung faz com que o Lherzolito seja retirado, especialmente o Diopsidanteil, de forma que um existente principalmente de olivina e rocha enstatita ( Restit ) permaneça, o harzburgito .

Exploração

A crosta oceânica pode ser investigada por perfuração com o uso de sondas e pela extração de núcleos de perfuração .

A sísmica permite tirar conclusões a partir da propagação de ondas de pressão e cisalhamento na estratificação de materiais com diferentes propriedades de propagação de ondas e geometria de coesão.

Por exemplo, o navio de pesquisa japonês Chikyū deve começar a perfurar a crosta oceânica de 6 a 7 km de espessura até 2030 e, pela primeira vez na história da humanidade, perfurar o manto superior. Um local adequado está sendo procurado.

literatura

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Links da web

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