Codia oceánica

Na Galipedia, a Wikipedia en galego.
Saltar ata a navegación Saltar á procura
As cores indican a idade da codia oceánica, na que o vermello indica a idade máis nova, e o azul indica a máis vella. As liñas representan os límites entre placas tectónicas.

A codia oceánica é a capa máis externa da porción oceánica dunha placa tectónica. Está composta pola codia oceánica superior, con lavas almofadadas e un complexo de diques, e a codia oceánica inferior, composta por troctolitas, gabros e cúmulos ultrabásicos.[1][2] A codia oceánica (e a continental) está por riba da capa superior sólida do manto. A codia oceánica e esta capa do manto constitúen en conxunto a litosfera oceánica.

A codia oceánica está composta principalmente por rochas básicas (máficas), que son ricas en ferro e magnesio. É máis delgada que a codia continental, cun grosor de xeralmente de menos de 10 km; pero é máis densa, cunha densidade media duns 3,0 g/cm3[3] en oposición á codia continental, que ten unha densidade duns 2,7 g/cm3.[4]

A parte superior da codia oceánica é o resultado do arrefriamento do magma derivado do material do manto que hai baixo a placa. O magma é inxectado no centro de extensión do fondo, e consta principalmente dunha papa cristalina parcialmente solidificada derivada das inxeccións iniciais, formando lentes de magma que son a fonte dos diques laminares que alimentan as lavas almofadadas que están enriba.[5] A medida que as lavas arrefrían, son en moitos casos modificadas quimicamente pola presenza de auga mariña.[6] Estas erupcións ocorren principalmente nas dorsais oceánicas, pero tamén en puntos quentes espallados polo océano, e incluso en raras pero poderosas emisións de basalto de inundación (fluxos basálticos). Porén, a maior parte do magma cristaliza a maior profundidade, na codia oceánica inferior. Alí, o novo magma que fai intrusión pode mesturarse e reaccionar coa papa cristalina e rochas.[7]

Composición[editar | editar a fonte]

Aínda que non se perforou añinda unha sección completa da codia oceánica, os xeólogos acumularon probas que serven para entender a estrutura da codia oceánica. As estimacións da súa composición están baseadas en análises de ofiolitas (as secuencias ofiolíticas son seccións da codia oceánica que foron empuxadas cara arriba e agora forman parte dos continentes), comparacións da estrutura sísmica da codia oceánica con determinacións de laboratorio de velocidades sísmicas en tipos coñecidos de rochas, e mostras recollidas do propio fondo oceánico por submerxibles, dragas (especialmente nas cristas das dorsais e zonas de fractura) e perforacións.[8] De acordo con experimentos da física dos minerais, a presións mantélicas baixas, a codia oceánica faise máis densa que o manto que a rodea.[9] A codia oceánica é significativaemnte máis simple que a continental e xeralmente pode dividirse en tres capas.

  • Capa 1. Como media ten un grosor de 0,4 km. Consta de sedimentos non consolidados ou semiconsolidados, xerlmente é unha capa delgada ou incluso ausente preto das dorsais, pero faise máis grosa a medida que nos afastamos dela (e o fondo se vai facendo máis antigo).[10] Preto das marxes continentais o sedimento é terríxeno, o que significa que deriva de zonas continentais, pero no mar profundo lonxe da costa os sedimentos están compostos de pequenas cunchas de organismos mariños, xeralmente calcarias e silíceas, ou pode estar feito de cinza volcánica e sedimentos terríxenos transportados ata alí por correntes de turbidez.[11]
  • Capa 2. Pode dividirse en dúas subcapas: capa 2A, na parte superior, de 0,5 km de grosor, é a capa máis volcánica formada por basalto finamente cristalino, xeralmente en forma de lavas almofadadas; e capa 2B, debaixo, de 1,5 km de grosor, composta de diques de diabase.[12]
  • Capa 3. Formada a partir de magma que arrefriou lentamente baixo a superficie formando rochas plutónicas e consta de gabros de gran groso e cúmulos de rochas ultrabásicas (ou ultramáficas).[1] Constitúe aproximadamente dous terzos de todo o volume da codia oceánica con case 5 km de grosor.[13]

Debaixo destes gabros e separado pola descontinuidade de Mohorovicic (por tanto, xa correspondientes ao manto) encóntranse os cúmulos de peridotitas formadas na base da cámara magmática e son as rochas máis densas da secuencia. Finalmente, encóntranse peridotitas tectonizadas separadas das outras polo chamado Moho petrolóxico debido á diferenza de xénese na súa formación. Caracterizanse pola existencia de foliacións ou lineacións formadas como consecuencia do fluxo. Estas foliciacións e lineacións permiten en certa medida coñecer o tipo de dorsal na que se formaron.

Xeoquímica[editar | editar a fonte]

As rochas volcánicas máis voluminosas do fondo oceánico son os basaltos das dorsais, que derivan de magmas toleíticos baixos en potasio. Estas rochas teñen concentracións baixas de ións grandes de elementos litófilos, elementos de terras raras lixeiros, elementos volatiles e outros elementos moi incompatibles. Poden encontrarse basaltos enriquecidos con elementos incompatibles, pero están asociados a puntos quentes de dorsal, como nos arredores das illas Galápagos, as Azores e Islandia.[14]

Sección típica das rochas da codia oceánica (sedimentos e ofiolitas).

Xeomorfoloxía[editar | editar a fonte]

Nos fondos oceánicos podemos atopar a seguintes formacións:

Dorsais oceánicas[editar | editar a fonte]

As dorsais oceánicas son grandes elevacións duns 3 000 m sobre o fondo oceánico por onde sae magma e o fondo se expande. Encóntranse nos bordos de placas litosféricas (diverxentes ou construtivos), asociadas a volcáns submarinos.

Chairas abisais[editar | editar a fonte]

As chairas abisais son grandes extensións planas sobre as que encontramos montes submarinos e guyots.

Guyots e pitóns[editar | editar a fonte]

Son montes submarinos de cimas planas (guyots) ou agudas (pitóns). A cima dos guyots foi erosionada cando se encontraba a nivel do mar.

Fosas abisais[editar | editar a fonte]

Son fisuras estreitas e fondas onde se poden acumular gran cantidade de sedimentos. Localízanse nos bordos de placa converxentes destrutivos con subdución, preto dun continente ou dun arco de illas. Están asociadas a terremotos. Un exemplo é a fosa das Marianas, fronte ás illas Marianas, que é a máis profunda do mundo. Nas fosas abisais destrúese a codia oceánica ao penetrar no manto.

Formación e destrución[editar | editar a fonte]

A codia oceánica segue un ciclo de construción e destrución. Está formandose decote nas dorsais oceánicas e destruíndose nas zonas de subdución. As placas diverxen (sepáranse) nas dorsais, o magma ascende ao manto superior e á codia. A litosfera, a medida que se move desde a dorsal, faise máis fría e densa, e os sedimentos vanse acumulando sobre ela. A litosfera oceánica máis nova está nas dorsais oceánicas, e a súa idade é progresivmene máis vella canto máis lonxe da dorsal.[15]

Cando o material do manto ascende, arrefría e funde, debido a que o descenso da presión á que está sometido fai que se cruce o punto de solidus da rocha. A cantidade de fusión producida depende só da temperatura do material do manto que ascende. Por tanto, a maioría da codia oceánica é do mesmo grosor (7±1 km). As dorsais que se expanden moi lentamente (<1 cm/ano de media) producen codia máis delgada (de 4–5 km de grosor), xa que o manto ten a posibilidade de arrefriar ao ascender e así cruza o punto de solidus e funde a menor profundidade, producindo menos fusión e unha codia máis delgada. Un exemplo disto é a dorsal de Gakkel no Océano Glacial Ártico. Unha codia máis grosa que a codia normal encóntrase sobre as plumas do manto, xa que o manto está máis quente e, por tanto, cruza o solidus e funde a maiores profundidades, creando máis fusión e unha codia máis grosa. Un exemplo disto é Islandia, onde os grosores da codia son de ~20 km.[16]

A idade da codia oceánica pode utilizarse para estimar o grosor (térmico) da litosfera, xa que a codia oceánica nova non tivo tempo dabondo para que arrefriase o manto que hai debaixo, mentres que a codia oceánica vella ten un manto litosférico máis groso debaixo.[17] A litosfera oceánica subduce nos chamados límites converxentes ou destrutuvos (destrutivos de litosfera oceánica). Estes límites poden aparecer entre a litosfera oceánica dunha placa e a continental doutra ou entre litosfera oceánica e litosfera oceánica de dúas placas que chocan. Na primeira situación, a litosfera oceánica sempre é a que subduce porque a litosfera continental é menos densa. O proceso de subdución destrúe a litosfera oceánica máis vella, que penetra no manto, así que a codia oceánica raramente ten máis de 200 millóns de anos de antigüidade (tempo máximo que adoita tardar en subducir desde que se formou).[18] O proceso de formación e destrución de supercontinentes por medio de repetidos ciclos de creación e destrución de codia oceánica denomínase ciclo de Wilson.

A codia oceánica a grande escala máis vella encóntrase no oeste do Pacífico e noroeste do Atlántico, ambas entre os 180 e 200 millóns de anos. Porén, partes do leste do mar Mediterráneo son restos do moito máis vello océano de Tetis, e chegan a ter de 270 a 340 millóns de anos.[19][20][21]

Anomalías magnéticas[editar | editar a fonte]

A codia oceánica mostra un padrón de bandas magnéticas nas rochas do seu fondo, paralelo ás dorsais oceánicas, que quedou "conxelado" (conservado) no basalto. O padrón simétrico de bandas magnéticas positivas e negativas orixinouse pola creación de novo fondo oceánico na dorsal.[22] As novas rochas que se forman a partir do magma que sae das dorsais fan que se expanda lentamente o fondo. Cando o magma arrefría forma rochas cuxas partículas férricas quedan coa orientación que tiña o campo magnético terrestre no momento da súa formación. Como o campo magnético terrestre invirte a súa polaridade cada certo tempo, as rochas de cada época poden ter unha polaridade igual á actual ou contraria, formándose as bandas de rochas simétricas con polaridades alternantes sucesivamente positivas e negativas.

Notas[editar | editar a fonte]

  1. 1,0 1,1 Gillis et al (2014). Primitive layered gabbros from fast-spreading lower oceanic crust. Nature 505, 204-208
  2. Pirajno F. (2013). Ore Deposits and Mantle Plumes. Springer. p. 11. ISBN 9789401725026. 
  3. Rogers, N.; Blake, S.; Burton, K. An introduction to our dynamic planet. Cambridge University Press. p. 19. ISBN 978-0-521-49424-3. Consultado o January 2008. 
  4. Cogley 1984
  5. Sinton J.M.; Detrick R.S. (1992). "Mid‐ocean ridge magma chambers" (PDF). Journal of Geophysical Research 97 (B1): 197–216. Bibcode:1992JGR....97..197S. doi:10.1029/91JB02508. 
  6. H. Elderfield (2006). The Oceans and Marine Geochemistry. Elsevier. pp. 182–. ISBN 978-0-08-045101-5.
  7. Lissenberg, C. J., MacLeod, C. J., Horward, K. A., and Godard, M. (2013). Pervasive reactive melt migration through fast-spreading lower oceanic crust (Hess Deep, equatorial Pacific Ocean). Earth Planet. Sci. Lett. 361, 436–447. doi: 10.1016/j.epsl.2012.11.012
  8. Kodaira, S., Noguchi, N., Takahashi, N., Ishizuka, O., & Kaneda, Y. (2010). Evolution from fore‐arc oceanic crust to island arc crust: A seismic study along the Izu‐Bonin fore arc. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 115(B9), N/a.
  9. Li, M., & McNamara, A. (2013). The difficulty for subducted oceanic crust to accumulate at the Earth's core‐mantle boundary. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 118(4), 1807-1816.
  10. Peter Laznicka (2 September 2010). Giant Metallic Deposits: Future Sources of Industrial Metals. Springer Science & Business Media. pp. 82–. ISBN 978-3-642-12405-1.
  11. D. R. Bowes (1989) The Encyclopedia of Igneous and Metamorphic Petrology, Van Nostrand Reinhold ISBN 0-442-20623-2
  12. Yildirim Dilek (1 de xaneiro de 2000). Ofiolites and Oceanic Crust: New Insights from Field Studies and the Ocean Drilling Program. Geological Society of America. pp. 506–. ISBN 978-0-8137-2349-5.
  13. Jon Erickson (14 de maio de 2014). Plate Tectonics: Unraveling the Mysteries of the Earth. Infobase Publishing. pp. 83–. ISBN 978-1-4381-0968-8.
  14. Clare P. Marshall, Rhodes W. Fairbridge (1999) Encyclopedia of Geochemistry, Kluwer Academic Publishers ISBN 0-412-75500-9
  15. "Understanding plate motions [This Dynamic Earth, USGS]". pubs.usgs.gov. Consultado o 2017-04-16. 
  16. C.M.R. Fowler (2005) The Solid Earth (2nd Ed.), Cambridge University Press ISBN 0-521-89307-0
  17. Modelo:Cite paper
  18. Condie, K.C. 1997. Plate Tectonics and Crustal Evolution (4th Edition). 288 page, Butterworth-Heinemann Ltd.
  19. Modelo:Cite paper
  20. Benson, Emily (15 August 2016). "World’s oldest ocean crust dates back to ancient supercontinent". www.newscientist.com. New Scientist. Consultado o 11 September 2016. 
  21. "Researcher uncovers 340 million year-old oceanic crust in the Mediterranean Sea using magnetic data". www.sciencedaily.com. Science Daily. 15 August 2016. Consultado o 11 September 2016. 
  22. Pitman, W. C.; Herron, E. M.; Heirtzler, J. R. (1968-03-15). "Magnetic anomalies in the Pacific and sea floor spreading". Journal of Geophysical Research (en inglés) 73 (6): 2069–2085. Bibcode:1968JGR....73.2069P. ISSN 2156-2202. doi:10.1029/JB073i006p02069. 

Véxase tamén[editar | editar a fonte]

Outros artigos[editar | editar a fonte]

Bibliografía[editar | editar a fonte]