Mostrar código-fonte de Expansão do fundo oceânico

[[File:Age of oceanic lithosphere.png|thumb|400px|Distribuição geográfica da idade da [[crosta oceânica]] (a mais recente a vermelho, ao longo dos eixos de expansão crustal, a mais antiga, a azul, ao longo das margens continentais).]]
[[Ficheiro:Mid-ocean ridge topography.gif|thumb|400px|Animação mostrando os traços gerais do processo de expansão dos fundos oceânicos.]]
[[Ficheiro:Ridge render.jpg|thumb|300px|Seção transversal simplificada através de uma [[dorsal oceânica]], onde as setas mostram a direção do movimento das placas.]]
A '''expansão dos fundos oceânicos''' (ou '''alastramento dos fundos marinhos''') é um [[Tectónica de placas|processo tectónico]] que ocorre ao longo das [[dorsal meso-oceânica|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 [[fundo marinho|fundos dos oceanos e mares]] em expansão.<ref>{{Cite book|title=Petrologic studies: a volume to honor A. F. Buddington|last=Hess|first=H. H.|date=novembro 1962|publisher=Geological Society of America|editor=A. E. J. Engel|place=Boulder, CO|pages=599–620|chapter=History of Ocean Basins|editor2=Harold L. James|editor3=B. F. Leonard|chapter-url=http://www.mantleplumes.org/WebDocuments/Hess1962.pdf}}</ref><ref>{{Cite journal|last=Dietz|first=Robert S.|date=1961|title=Continent and Ocean Basin Evolution by Spreading of the Sea Floor|journal=Nature|language=en|volume=190|issue=4779|pages=854–857|doi=10.1038/190854a0|bibcode=1961Natur.190..854D|s2cid=4288496|issn=0028-0836}}</ref>
==Descrição==
A expansão dos fundos oceânicos é um processo geológico que conduz a que as estruturas dos [[fundo oceânico|fundos oceânicos]] sejam formadas por materiais provenientes do [[manto]], que emergem devido à ação das [[Convecção mantélica|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]].<ref>{{citar livro|primeiro =H. H. |último =Hess |capítulourl=http://www.mantleplumes.org/WebDocuments/Hess1962.pdf |capítulo=History of Ocean Basins |month=November |ano=1962 |título=Petrologic studies: a volume to honor of A. F. Buddington |editor=A. E. J. Engel, Harold L. James, and B. F. Leonard |local=Boulder, CO |publicado=Geological Society of America |páginas=599–620 |acessodata=8 de setembro de 2010 }}</ref>

Para explicar a [[deriva continental]], [[Alfred Wegener]] e [[Alexander du Toit]] postularam que os [[continente]]s 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 [[Harry Hammond Hess|Harold Hammond Hess]], da [[Princeton University]], e [[Robert S. Dietz |Robert Dietz]], do [[Navy Electronics Laboratory|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.<ref>[https://webpages.ciencias.ulisboa.pt/~ecfont/Geomag/Tect%C3%B3nica%20de%20placas.pdf Tectónica de placas].</ref>
==Descobrimento e procura de mecanismo explicativo==
Na [[dorsal Mesoatlântica]] (e em outras dorsais meso-oceânicas), o material do [[Manto (geologia)|manto]] superior sobe através das fissuras entre as placas oceânicas para formar nova [[Crosta (geologia)|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 mantélica|convecção no manto]].<ref>{{Cite journal|last=Elsasser|first=Walter M.|date=1971-02-10|title=Sea-floor spreading as thermal convection|journal=Journal of Geophysical Research|language=en|volume=76|issue=5|pages=1101–1112|doi=10.1029/JB076i005p01101|bibcode=1971JGR....76.1101E}}</ref> 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.<ref name=":2" />

O fator determinante para a expansão do fundo do mar em placas com [[margem ativa]] é o peso das lajes litosféricas frias, densas e subductoras que as puxam, ou seja a tração das lajes. O magmatismo na dorsal é considerado uma [[ressurgência]] passiva (''[[upwelling]]''), causado pelo afastamento das placas sob o peso da própria crosta criada, e não a força motriz do processo.<ref name=":2">{{Cite journal|last1=Forsyth|first1=Donald|last2=Uyeda|first2=Seiya|date=1975-10-01|title=On the Relative Importance of the Driving Forces of Plate Motion|journal=Geophysical Journal International|language=en|volume=43|issue=1|pages=163–200|doi=10.1111/j.1365-246x.1975.tb00631.x|issn=0956-540X|bibcode=1975GeoJ...43..163F|doi-access=free}}</ref><ref>{{cite journal|doi=10.1038/311615a0|title=India–Eurasia collision chronology has implications for crustal shortening and driving mechanism of plates|year=1984|author=Patriat, Philippe|journal=Nature|volume=311|pages=615|last2=Achache|first2=José|issue=5987|bibcode = 1984Natur.311..615P |s2cid=4315858}}</ref> O mecanismo pode ser considerado análogo a uma toalha a deslizar sobre uma mesa com pouco atrito: quando parte da toalha está fora da mesa, o seu peso arrasta o resto da toalha para baixo. No entanto, a dorsal Mesoatlântica em si não é delimitada por placas que estejam a ser  arrastadas para zonas de subducção, exceto a subducção menor que ocorre sob as [[Pequenas Antilhas]] e [[arco de Scotia]] (nas proximidades da [[ilha dos Estados]]). Neste caso, as placas estão deslizando sobre a ressurgência do manto no processo de expansão da crista.<ref name=":2" />
===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 [[Limite divergente|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 [[Subducção|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.<ref>[https://www.wikiwand.com/pt/For%C3%A7a_motriz_do_movimento_de_placas Força motriz do movimento das placas].</ref><ref>{{Cite journal|last1=Tan|first1=Yen Joe|last2=Tolstoy|first2=Maya|author-link2=Maya Tolstoy |last3=Waldhauser|first3=Felix|last4=Wilcock|first4=William S. D.|title=Dynamics of a seafloor-spreading episode at the East Pacific Rise|journal=Nature|volume=540|issue=7632|pages=261–265|doi=10.1038/nature20116|pmid=27842380|year=2016|bibcode=2016Natur.540..261T|s2cid=205251567}}</ref>

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.

A esses efeitos, junta-se o efeito da [[gravidade]], que induz o deslizamento das dorsais elevadas para as zonas mais profundas do oceano, um processo designado por [[deslizamento gravítico]] (ou ''[[ridge push]]'').<ref name=":2">{{Cite journal|last1=Forsyth|first1=Donald|last2=Uyeda|first2=Seiya|date=1975-10-01|title=On the Relative Importance of the Driving Forces of Plate Motion|journal=Geophysical Journal International|language=en|volume=43|issue=1|pages=163–200|doi=10.1111/j.1365-246x.1975.tb00631.x|issn=0956-540X|bibcode=1975GeoJ...43..163F|doi-access=free}}</ref> Num centro de expansão típico, [[Basalto|magma basáltico]] sobe pelas fraturas e esfria no fundo do oceano para formar novo [[fundo do mar]]. [[Fontes hidrotermais]] são também comuns nos centros de expansão oceânica. Em consequência da conjugação destes efeitos, as [[rocha]]s mais antigas são encontradas mais longe da zona de expansão, enquanto as rochas mais jovens são encontradas mais próxima, formando bandas de idade grosseiramente paralelas ao longo de uma estrutura longitudinal que acompanha a dorsal em toda a sua extensão.

<gallery mode="packed-overlay" caption="Mecanismos motrizes da expansão da crosta oceânica">
File:Oceanic_spreading.svg|O fenómeno do arrastamento da placa pela zona de subducção (''slab pull'').
File:Ridge_Push_(Mid-ocean_Ridge).png|Mecanismo estrutural do deslizamento gravítico (''ridge push''). Note-se que quando a placa litosférica atinge as planícies abissais (depois de c. de 90 milhões de anos de deslizamento), o efeito cessa.
File:Schéma_plaques_tectoniques.png|Esquema global dos mecanismos de expansão crustal.
</gallery>

===Taxa de expansão e marcas paleomagnéticas===
[[File:Oceanic.Stripe.Magnetic.Anomalies.Scheme.svg|thumb|300px|Formação de bandas [[paleomagnetismo|paleomagnéticas]] paralelas ao longo das dorsais.]]
{{AP|Hipótese de Vine–Matthews–Morley}}
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&nbsp;mm/ano. As cristas intermédias têm uma taxa de expansão de 40–90&nbsp;mm/ano. As cristas de expansão lenta têm uma taxa inferior a 40&nbsp;mm/ano.<ref>{{Citation|last=Macdonald|first=Ken C.|chapter=Mid-Ocean Ridge Tectonics, Volcanism, and Geomorphology|date=2019|encyclopedia=Encyclopedia of Ocean Sciences|pages=405–419|publisher=Elsevier|language=en|doi=10.1016/b978-0-12-409548-9.11065-6|isbn=9780128130827}}</ref><ref name=":1">{{Cite journal|last=Macdonald|first=K. C.|date=1982|title=Mid-Ocean Ridges: Fine Scale Tectonic, Volcanic and Hydrothermal Processes Within the Plate Boundary Zone|journal=Annual Review of Earth and Planetary Sciences|volume=10|issue=1|pages=155–190|doi=10.1146/annurev.ea.10.050182.001103|bibcode=1982AREPS..10..155M}}</ref><ref>{{Cite book|title=Mid-ocean ridges|last=Searle|first=Roger|publisher=Cambridge|year=2013|isbn=9781107017528|location=New York|oclc=842323181}}</ref>{{rp|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]]'').<ref>{{Cite journal|last=Wilson|first=Douglas S.|date=1996-10-15|title=Fastest known spreading on the Miocene Cocos-Pacific Plate Boundary|journal=Geophysical Research Letters|language=en|volume=23|issue=21|pages=3003–3006|doi=10.1029/96GL02893|bibcode=1996GeoRL..23.3003W}}</ref>

Na década de 1960, foi detetado o registo de períodos de [[reversão geomagnética]] do campo magnético da Terra foi notado pela observação de "anomalias" em faixas magnéticas no fundo do oceano.<ref>{{cite journal|author=Vine, F. J.|last2=Matthews |primeiro2=D. H.|year=1963|title=Anomalias Magnéticas Sobre Cordilheiras Oceânicas|journal=Nature|volume=199|issue=4897|pages=947–949|bibcode=1963Natur.199..947V|doi=10.1038/199947a0|s2cid= 4296143}}</ref><ref>{{Cite journal|last=Vine|first=F. J.|date=1966-12-16|title=Extensão do fundo do oceano: novas evidências|journal=Science|language=en|volume=154|issue=3755|pages=1405–1415|doi=10.1126/science. 154.3755.1405|pmid=17821553|bibcode=1966Sci...154.1405V|s2cid=44362406|issn=0036-8075}}</ref> Isso resulta em "listras" amplamente evidentes a partir das quais a polaridade do campo magnético passado pode ser inferida a partir de dados coletados com um [[magnetómetro]] rebocado na superfície do mar ou de uma aeronave. As listras de um lado da cordilheira meso-oceânica eram a imagem espelhada das do outro lado. Ao identificar uma reversão com uma idade conhecida e medir a distância dessa reversão em relação ao centro de expansão, a meia taxa de expansão pode ser calculada.

A [[hipótese de Vine-Matthews-Morley]], também conhecida como [[hipótese de Morley-Vine-Matthews]], foi a primeiro teoria científica que introduziu um conjunto de postulados chave para a interpretação da expansão dos fundos oceânicos à luz da teoria de [[deriva continental]] e da moderna [[tectónica de placas]]. O principal impacte desta proposta explicativa foi permitir que as taxas de movimentos das placas nas dorsais meso-oceânicas fossem calculadas, aos postular que a crosta oceânica da Terra atua como um registrador das reversões na direção do [[campo magnético da Terra]] à medida que ocorre a expansão do fundo do mar.

Em alguns locais, as taxas de propagação são assimétricas; as meias taxas diferem em cada lado da crista da dorsal em cerca de cinco por cento.<ref>{{cite journal|author=Vine, F. J.|last2=Matthews|first2=D. H.|year=1963|title=Magnetic Anomalies Over Oceanic Ridges|journal=Nature|volume=199|issue=4897|pages=947–949|bibcode=1963Natur.199..947V|doi=10.1038/199947a0|s2cid=4296143}}</ref><ref>{{Cite journal|last=Vine|first=F. J.|date=1966-12-16|title=Spreading of the Ocean Floor: New Evidence|journal=Science|language=en|volume=154|issue=3755|pages=1405–1415|doi=10.1126/science.154.3755.1405|pmid=17821553|bibcode=1966Sci...154.1405V|s2cid=44362406|issn=0036-8075}}</ref> Acredita-se que isso se deva aos gradientes de temperatura na astenosfera de [[Pluma do manto|plumas mantélicas]] perto do centro da expansão.<ref name=":3">{{Cite journal|last1=Müller|first1=R. Dietmar|last2=Sdrolias|first2=Maria|last3=Gaina|first3=Carmen|last4=Roest|first4=Walter R.|date=2008|title=Age, spreading rates, and spreading asymmetry of the world's ocean crust: DIGITAL MODELS OF THE WORLD'S OCEAN CRUST|journal=Geochemistry, Geophysics, Geosystems|language=en|volume=9|issue=4|pages=n/a|doi=10.1029/2007GC001743|bibcode=2008GGG.....9.4006M |s2cid=15960331|url=https://archimer.ifremer.fr/doc/00000/3900/}}</ref>

== Centros de expansão crustal ==
[[File:OSCed.svg|thumb|300px|Diagrama esquemático de centros de expansão crustal sobrepostos (''overlapping spreading centers''). As placas litosféricas A e B estão em afastamento por expansão; as zonas escuras denotam os centros de expansão.]]
{{AP|Tectónica de placas}}
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 sobrepostos|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.<ref>{{Cite journal|last1=Luyendyk|first1=Bruce P.|last2=Macdonald|first2=Ken C.|date=1976-06-01|title=Spreading center terms and concepts|journal=Geology|language=en|volume=4|issue=6|pages=369|doi=10.1130/0091-7613(1976)4<369:sctac>2.0.co;2|issn=0091-7613|bibcode=1976Geo.....4..369L}}</ref> 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.<ref>{{Cite journal|last1=Daignieres|first1=Marc|last2=Courtillot|first2=Vincent|last3=Bayer|first3=Roger|last4=Tapponnier|first4=Paul|year=1975|title=A model for the evolution of the axial zone of mid-ocean ridges as suggested by icelandic tectonics|journal=Earth and Planetary Science Letters|volume=26|issue=2|pages=222–232|doi=10.1016/0012-821x(75)90089-8|bibcode=1975E&PSL..26..222D}}</ref><ref>{{Cite journal|last1=McClinton|first1=J. Timothy|last2=White|first2=Scott M.|date=2015-03-01|title=Emplacement of submarine lava flow fields: A geomorphological model from the Niños eruption at the Galápagos Spreading Center|journal=Geochemistry, Geophysics, Geosystems|language=en|volume=16|issue=3|pages=899–911|doi=10.1002/2014gc005632|issn=1525-2027|bibcode=2015GGG....16..899M|doi-access=free}}</ref>
=== Expansão incipiente ===
{{AP|Aulacógeno}}
Em geral, a expansão da litosfera marinha inicia-se com a formação de um ''[[rifte|rift]]'' numa [[placa continental|massa litosférica continental]], semelhante atual sistema do [[Mar Vermelho]]-[[Rifte da África Oriental]].<ref>{{Cite journal|last1=Makris|first1=J.|last2=Ginzburg|first2=A.|date=1987-09-15|title=Sedimentary basins within the Dead Sea and other rift zones The Afar Depression: transition between continental rifting and sea-floor spreading|journal=Tectonophysics|volume=141|issue=1|pages=199–214|doi=10.1016/0040-1951(87)90186-7|bibcode=1987Tectp.141..199M}}</ref> 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 [[isostasia|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 [[continente]]s evoluem para formar [[margem passiva|margens passivas]].

Se a expansão litosférica continuar para além do estágio incipiente acima descrito, dois dos braços do sistema fissural continuaram a expandir-se lateralmente, abrindo-se progressivamente, enquanto o terceiro braço cessa a evolução e se torna numa ''fissura falhada'', frequentemente designada por [[aulacógeno]]. À medida que a abertura das duas fendas continua, a crosta continental é adelgaçada ao máximo que a sua plasticidade permita. Atingido o ponto de máximo alongamento, nova [[litosfera]] começa a ser formada a partir do [[manto]], dando origem a crosta oceânica basáltica que emerge entre os fragmentos continentais assim separados. Quando uma das fissuras se abre até a um dos oceanos existentes, o sistema fissural é inundado com água do mar e se torna um novo braço de mar. O [[Mar Vermelho]] é um exemplo de um novo braço do mar assim formado. Acreditava-se que o [[rifte da África Oriental]] era um braço fissural falhado (um aulacógeno) que se estava a abrir mais lentamente do que os outros dois braços, mas em 2005 o Ethiopian-Afar Geophysical Lithospheric Experiment<ref>{{Cite book|last1=Bastow|first1=Ian D.|last2=Keir|first2=Derek|last3=Daly|first3=Eve|date=2011-06-01|title=The Ethiopia Afar Geoscientific Lithospheric Experiment (EAGLE): Probing the transition from continental rifting to incipient seafloor spreading|journal=Special Papers|language=en|volume=478|pages=51–76|doi=10.1130/2011.2478(04)|issn=0072-1077|series=Geological Society of America Special Papers|isbn=978-0-8137-2478-2|hdl=2158/1110145}}</ref> relatou que na [[Afar (região)|região Afar]], em setembro de 2005, foi detetada uma fissura de 60 km de comprimento e cerca de oito metros de largura..<ref>{{Cite journal|last1=Grandin|first1=R.|last2=Socquet|first2=A.|last3=Binet|first3=R.|last4=Klinger|first4=Y.|last5=Jacques|first5=E.|last6=Chabalier|first6=J.-B. de|last7=King|first7=G. C. P.|last8=Lasserre|first8=C.|last9=Tait|first9=S.|date=2009-08-01|title=September 2005 Manda Hararo-Dabbahu rifting event, Afar (Ethiopia): Constraints provided by geodetic data|journal=Journal of Geophysical Research|language=en|volume=114|issue=B8|pages=B08404|doi=10.1029/2008jb005843|issn=2156-2202|bibcode=2009JGRB..114.8404G|hdl=10220/8648 |url=https://hal.archives-ouvertes.fr/hal-01622558/file/2008JB005843%20%281%29.pdf|doi-access=free}}</ref>

Durante o período de inundação inicial, o novo braço de mar é sensível a mudanças no clima e na [[eustasia]] regional. Como resultado, o novo mar irá evaporar (parcial ou completamente) várias vezes antes que a elevação do vale do rifte seja reduzida ao ponto em que o mar se torne estável. Durante este período de evaporação, grandes [[Evaporito|depósitos evaporíticos]] serão deixados no vale do rift. Mais tarde, esses depósitos têm potencial para se tornarem estruturas capazes de manter jazidas de hidrocarbonetos e são de particular interesse para a [[geologia do petróleo]].

A expansão do fundo do mar pode parar durante o processo, mas se continuar até ao ponto em que o continente é completamente cortado, uma nova [[bacia oceânica]] é criada. O [[Mar Vermelho]] ainda não separou completamente a Arábia da África, mas uma característica semelhante pode ser encontrada do outro lado da África, que se libertou completamente. A [[América do Sul]] já se encaixou na área do [[delta do Níger]]. O [[rio Níger]] formou-se no braço de falha da [[junção tripla]] que não teve seguimento evolutivo.<ref>{{Cite journal|last=Burke|first=K|date=1977-05-01|title=Aulacogens and Continental Breakup|journal=Annual Review of Earth and Planetary Sciences|volume=5|issue=1|pages=371–396|doi=10.1146/annurev.ea.05.050177.002103|bibcode=1977AREPS...5..371B|issn=0084-6597}}</ref>
===Expansão continuada e subducção===
[[File:Thingvallavatn Lake.jpg|thumb|300px|Um troço do rifte da dorsal Mesoatlântica, com a estrutura típica de uma região com baixa taxa de expansão, exposto em [[Þingvallavatn]] (Islândia).]]

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 [[sedimento]]s.

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 [[Zona de subducção|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&nbsp;+/-&nbsp;4&nbsp;mm/ano entre as placas do [[Placa do Pacífico|Pacífico]] e [[Placa de Nazca|de Nazca]].<ref>{{Cite journal|last1=DeMets|first1=Charles|last2=Gordon|first2=Richard G.|last3=Argus|first3=Donald F.|date=2010|title=Geologically current plate motions|journal=Geophysical Journal International|language=en|volume=181|issue=1|page=52|doi=10.1111/j.1365-246X.2009.04491.x|bibcode=2010GeoJI.181....1D|doi-access=free}}</ref>

Em comparação, a [[dorsal Mesoatlântica]] é um centro de expansão lento, enquanto a [[dorsal do Pacífico Leste]] é um exemplo de expansão rápida. Centros de expansão com taxas lentas e intermediárias exibem um vale fissural, o vale de [[rifte]], ao longo do qual ocorre a acreção, enquanto as dorsais com taxas rápidas apresentam uma crista axial dentro da zona de acreção crustal ativa.<ref name=":1" /> As diferenças nas taxas de expansão não afetam apenas a morfologia das dorsais, mas também também a [[geoquímica]] dos [[basalto]]s que são produzidos.<ref>{{cite book|last=Bhagwat|first=S.B.|title=Foundation of Geology Vol 1|year=2009|publisher=Global Vision Publishing House|isbn=9788182202764|page=83|url=https://books.google.com/books?id=Fkw99wNiyQ0C&pg=PA83}}</ref>

Um importante efeito colateral da continuada expansão das dorsais oceânica é a indução de lentas, mas sensíveis, variações no volume total das bacias oceânicas ao longo de alargados períodos geológicos, com a consequente alteração global do [[nível médio do mar]]. Uma vez que as novas bacias oceânicas são menos profundas do que as bacias oceânicas antigas, a capacidade total das bacias oceânicas do mundo diminui durante os períodos de expansão ativa do fundo do mar. Durante a abertura do [[Oceano Atlântico]], o nível do mar estava tão elevado que se formou um [[Mar Interior Ocidental]], que atravessava a [[América do Norte]] desde o [[Golfo do México]] até ao [[Oceano Ártico]].

==Topografia global do fundo do mar: modelos de arrefecimento==
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<ref>{{Cite journal|last=McKenzie|first=Dan P.|date=1967-12-15|title=Some remarks on heat flow and gravity anomalies|journal=Journal of Geophysical Research|language=en|volume=72|issue=24|pages=6261–6273|doi=10.1029/JZ072i024p06261|bibcode=1967JGR....72.6261M}}</ref><ref>{{Cite journal|last1=Sclater|first1=J. G.|last2=Francheteau|first2=J.|date=1970-09-01|title=The Implications of Terrestrial Heat Flow Observations on Current Tectonic and Geochemical Models of the Crust and Upper Mantle of the Earth|journal=Geophysical Journal International|language=en|volume=20|issue=5|pages=509–542|doi=10.1111/j.1365-246X.1970.tb06089.x|bibcode=1970GeoJ...20..509S|issn=0956-540X|doi-access=free}}</ref><ref>{{Cite journal| last1=Sclater |first1=John G.|last2=Anderson|first2=Roger N.|last3=Bell|first3=M. Lee|date=1971-11-10|title=Elevation of ridges and evolution of the central eastern Pacific|journal=Journal of Geophysical Research|language=en|volume=76|issue=32|pages=7888–7915|doi=10.1029/jb076i032p07888|issn=2156-2202| bibcode=1971JGR....76.7888S}}</ref><ref name=":4">{{Cite journal|last1=Parsons|first1=Barry|last2=Sclater|first2=John G.|date=1977-02-10|title=An analysis of the variation of ocean floor bathymetry and heat flow with age|journal=Journal of Geophysical Research|language=en|volume=82|issue=5|pages=803–827|doi=10.1029/jb082i005p00803|issn=2156-2202|bibcode=1977JGR....82..803P}}</ref> ou o meio-espaço do manto em áreas sem [[subducção]] significativa.<ref name=":0">{{cite journal|last1=Davis|first1=E.E|last2=Lister|first2=C. R. B.|year=1974|title=Fundamentals of Ridge Crest Topography|journal=Earth and Planetary Science Letters|volume=21|issue=4|pages=405–413|bibcode=1974E&PSL..21..405D|doi=10.1016/0012-821X(74)90180-0}}</ref> 
===Modelo de arrefecimento do manto===
No modelo do «meio-espaço mantélico» (o «''mantle half-space model''»),<ref name=":0" /> 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.<ref name=":0" /> 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 ''T''<sub>1</sub>. 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 ''T''<sub>0</sub> = 0. Nessas circunstâncias, no ponto ''x'' = 0 a temperatura é dada por por uma [[função de Heaviside]] <math>T_1\cdot\Theta(-z)</math>. O sistema é considerado num [[estado estacionário|estado quase-estacionário]], de modo que a distribuição de temperatura é constante no tempo, i.e. <math>T=T(x,z).</math>

Ao calcular no quadro de referência da litosfera em movimento (velocidade ''v''), que tem coordenadas espaciais <math>x' = x-vt,</math>  <math>T=T(x',z, t).</math> e a [[equação térmica]] é:

:<math>\frac{\partial T}{\partial t} = \kappa \nabla^2 T = \kappa\frac{\partial^2 T}{\partial^2 z} + \kappa\frac{\partial^2 T}{\partial^2 x'}</math>

onde <math>\kappa</math> é a [[difusividade térmica]] da litosfera mantélica.

Como ''T'' depende de ''x''' e ''t'' apenas da combinação <math>x = x'+vt,</math>:

:<math>\frac{\partial T}{\partial x'} = \frac{1}{v}\cdot\frac{\partial T}{\partial t}</math>

Nessas condições:

:<math>\frac{\partial T}{\partial t} = \kappa \nabla^2 T = \kappa\frac{\partial^2 T}{\partial^2 z} + \frac{\kappa}{v^2} \frac{\partial^2 T}{\partial^2 t}</math>

Nesse contexto assume-se que <math>v</math> é grande comparado com outras escalas do problema; portanto, o último termo na equação é negligenciado, dando uma equação de difusão uni-dimensional:

:<math>\frac{\partial T}{\partial t} = \kappa\frac{\partial^2 T}{\partial^2 z}</math>

com as seguintes condições iniciais:

:<math>T(t=0) = T_1\cdot\Theta(-z).</math>

A solução <math>z\le 0</math> é dada pela [[função de erro]]:

:<math>T(x',z,t) = T_1 \cdot \operatorname{erf} \left(\frac{z}{2\sqrt{\kappa t}}\right)</math>.

Devido à grande velocidade, a dependência da temperatura na direção horizontal é insignificante, e a altura no tempo ''t'' (ou seja, do fundo do mar de idade ''t'') pode ser calculada integrando a expansão térmica sobre '' z'':

:<math>h(t) = h_0 + \alpha_\mathrm{eff} \int_0^{\infty} [T(z)-T_1]dz = h_0 - \frac{2}{\sqrt{\pi}}\alpha_\mathrm{eff}T_1\sqrt{\kappa t} </math>

onde <math>\alpha_\mathrm{eff}</math> é o coeficiente de [[expansão térmica]] volumétrica efectiva, e ''h<sub>0</sub>'' é a altura da crista média oceânica (comparada com alguma referência).

Ao se assumir que ''v'' é relativamente grande, tal é equivalente à suposição de que a difusividade térmica <math>\kappa</math> é pequena em comparação com <math>L^2/A</math>, onde ''L '' é a largura do oceano (das dorsais meso-oceânicas até à [[plataforma continental]]) e ''A'' é a idade da bacia oceânica.

O coeficiente de expansão térmica efetivo <math>\alpha_\mathrm{eff}</math> é diferente do coeficiente de expansão térmica usual <math>\alpha</math> devido ao efeito isostático da mudança na altura da coluna de água acima da litosfera à medida que se expande ou retrai. Ambos os coeficientes estão relacionados por:

:<math> \alpha_\mathrm{eff} = \alpha \cdot \frac{\rho}{\rho-\rho_w}</math>

onde <math>\rho \sim 3.3 \ \mathrm{g}\cdot  \mathrm{cm}^{-3}</math> é a densidade da rocha e <math>\rho_0 = 1 \ \mathrm{g} \cdot \mathrm{cm}^{-3}</math> é a densidade da água.

Substituindo os parâmetros pelas suas estimativas aproximadas:

:<math>\begin{align}
\kappa &\sim 8\cdot 10^{-7} \ \mathrm{m}^2\cdot \mathrm{s}^{-1} \\ 
\alpha &\sim 4\cdot 10^{-5} \ {}^{\circ}\mathrm{C}^{-1} \\
T_1 &\sim 1220 \ {}^{\circ}\mathrm{C} && \text{para os Oceanos Atlântico e Índico} \\
T_1 &\sim 1120 \ {}^{\circ}\mathrm{C} && \text{para o leste do Pacífico} 
\end{align}</math>

nesse caso teremos:<ref name=":0" />

:<math>h(t) \sim \begin{cases} h_0 - 390 \sqrt{t} & \text{para os Oceanos Atlântico e Índico} \\ h_0 - 350 \sqrt{t} & \text{para o leste do Pacífico} \end{cases}</math>

onde a altura está em metros e o tempo está em milhões de anos. Para obter a dependência de ''x'', deve-se substituir ''t'' = ''x''/''v'' ~ ''Ax''/''L'', onde ''L'' é a distância entre a cordilheira até a [[plataforma continental]] (aproximadamente metade da largura do oceano), e ''A'' é a idade da bacia oceânica.

Em vez da elevação do fundo do oceano <math>h(t)</math>acima de uma base ou nível de referência <math>h_b</math>, a profundidade do oceano <math>d(t)</math> é de interesse. Porque <math>d(t)+h(t)=h_b</math>(com <math>h_b</math> medido a partir da superfície do oceano) podemos determinar que:

:<math>d(t)=h_b-h_0+350\sqrt{t}</math>; para o leste do Pacífico, por exemplo, onde <math>h_b-h_0</math> é a profundidade sobre a crista, tipicamente 2600 m.
===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.<ref name=":4" /> A profundidade é melhor explicada por um modelo de placa litosférica de arrefecimento em vez do arrefecimento de meio-espaço do manto.<ref name=":4" /> 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<ref name=":4" /> estimassem os parâmetros do modelo (para o Pacífico Norte):

:~125 km de espessura litosférica
:<math>T_1\thicksim1350\ {}^{\circ}\mathrm{C}</math> na base e no bordo de crescimento da placa
:<math>\alpha\thicksim3.2\cdot 10^{-5} \ {}^{\circ}\mathrm{C}^{-1}</math>

Assumindo o [[Isostasia|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:

:<math>d(t)=6400-3200\exp\bigl(-t/62.8\bigr)</math>metros

Assim, o fundo do mar mais antigo sofre um aprofundamento mais lento do que o mais jovem e, de facto, pode ser considerado quase constante a ~ 6400 m de profundidade. Estudos aprofundado da [[termodinâmica]] do processo permitiram concluir que algum tipo de convecção do manto deve aplicar calor à base da placa em todos os lugares para evitar o arrefecimento abaixo de 125 km e a contração da litosfera (aprofundamento do fundo do mar) em idades mais avançadas.<ref name=":4" /> O modelo térmico resultante também permitiu uma expressão quantitativa para o fluxo de [[Condução térmica|calor condutivo]], ''q(t)'' do fundo do oceano, que é aproximadamente constante em <math>1\cdot 10^{-6}\mathrm{cal}\, \mathrm{ cm}^{-2} \mathrm{sec}^{-1}</math> além de 120 milhões de anos:

:<math>q(t)=11.3/\sqrt{t}</math>
== Morfologia dos fundos oceânicos ==
A área total dos [[Mar|mares]] e [[Oceano|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 [[Metro|metros]] eram consideradas [[Zona abissal|abissais]], e entre esta cota e o nível de 200 metros existia a [[Zona batipelágica|zona batial]] ou hipoabissal. A zona situada acima dos 200 metros era designada por [[zona nerítica]]. 

A partir de 1920 começaram a utilizar-se [[Sonda|sondas]] eletroacústicas para a investigação submarina. Estas sondas ([[Sonar|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. 

Além dos sonares, podem ser utilizados [[Sismógrafo|sismógrafos]] e [[magnetómetro]]s. A informação obtida pelos diversos aparelhos permite organizar [[Mapa|mapas]] e cartas mostrando a [[topografia]] dos fundos oceânicos, com detalhe idêntico ao que se consegue nos mapas topográficos dos [[Continente|continentes]].

Os fundos oceânicos podem considerar-se divididos em quatro zonas com características claramente definidas:
# A ''plataforma continental'', que é como que um prolongamento do continente para baixo do oceano. A profundidade máxima varia entre os 150 e os 500 metros, com declives em geral pouco acentuados. Esta plataforma representa cerca de 9% do total dos fundos oceânicos e pode considerar-se como zona de transição entre os continentes e o mar. Os sedimentos que nela se encontram procedem dos rios e das costas. Nela observam-se fenómenos de erosão terrestre, o que faz supor que em épocas geológicas passadas estiveram total ou parcialmente emersas. Uma vez que a luz solar atinge os fundos, esta zona tem uma fauna e uma flora abundantes e características. Enquanto algumas plataformas continentais - por exemplo, as que rodeiam o oceano Atlântico - mergulham por vários quilómetros e não têm grandes declives, outras, como as que rodeiam o Oceano Pacífico, são muito mais estreitas e apresentam desníveis acentuados.
# O ''talude continental'' está na sequência da plataforma continental. É uma zona, como o seu nome indica, em que o declive se acentua rapidamente até atingir uma profundidade de cerca de 1000 metros. O limite entre o talude continental e a plataforma continental é a margem geológica dos continentes. Esta zona representa cerca de 7% do fundo oceânico. É aqui que se encontram vales submarinos apertados ("canhões") de origem não inteiramente conhecida. São semelhantes aos vales fluviais dos continentes, mas com profundidades muito superiores.
# Os ''planícies abissais'', ou seja, todas as áreas oceânicas, com uma profundidade que pode atingir os 6000 metros. Ocupam cerca de 83% do total dos oceanos. Nelas se encontram sedimentos argilosos e margosos. Nesta zona encontram-se as formas topográficas mais significativas dos oceanos, principalmente as dorsais e os maciços submarinos. A dorsal mais importante é a Atlântica, que se estende de norte a sul numa zona central do oceano Atlântico, com forma de S aberto interrompida próximo do equador por uma fossa transversal. Estas dorsais, semelhantes às cordilheiras continentais, elevam-se a milhares de metros acima dos fundos oceânicos, formando relevos que algumas vezes ultrapassam a superfície do mar, originando ilhas.
# As ''fossas marinhas'' que, como o seu nome indica, são grandes depressões estreitas e profundas, de paredes escarpadas, e com uma profundidade que pode atingir os 11 000 metros. Geralmente a profundidade das fossas varia entre os 3000 e os 5000 metros. As fossas marinhas raramente se encontram na zona central dos oceanos. Geralmente encontram-se nos bordos dos oceanos, junto a arcos ou cadeias de ilhas vulcânicas. A fossa mais profunda explorada até hoje é a do [[Mindanau]], nas [[Ilhas Marianas]], com uma profundidade superior a 11 000 metros. Em 1960 o explorador [[Jacques Piccard]] desceu nesta fossa marinha utilizando o [[Batíscafo Trieste|batíscafo ''Trieste'']] e verificou a existência de seres vivos a essa [[profundidade]].

== Ver também ==
{{Commons category|Sea-floor spreading}}
* [[Limite divergente]]
* [[Hipótese de Vine–Matthews–Morley]]
* [[DSV Alvin|DSV ''ALVIN'']], o submersível de investigação que explorou o Atlântcio ([[Projecto FAMOUS]]) e Pacífico ([[Projeto RISE (oceanografia)|Projecto RISE]]). 

==Referências==
{{reflist}}

==Ligações externas==
{{Wikibooks |Historical Geology|Seafloor spreading}}
* [http://www.oceanexplorer.noaa.gov/explorations/03fire/logs/ridge.html Animation of a mid-ocean ridge]

{{oceanografia física}}

[[Categoria:Oceanografia física]]
[[Categoria:Processos geológicos]]
[[Categoria:Tectónica de placas]]