thumb|400px|Animação mostrando os traços gerais do processo de expansão dos fundos oceânicos. 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 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. Descrição 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.Tectónica de placas. Descobrimento e procura de mecanismo explicativo 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.
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. 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. 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.
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). Num centro de expansão típico, 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 rochas 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.
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. 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).
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. 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. Acredita-se que isso se deva aos gradientes de temperatura na astenosfera de plumas mantélicas perto do centro da expansão.
Centros de expansão crustal
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.
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 relatou que na região Afar, em setembro de 2005, foi detetada uma fissura de 60 km de comprimento e cerca de oito metros de largura.