A crosta mais jovem do fundo do oceano pode ser encontrada perto dos centros de espalhamento do fundo do mar ou cordilheiras no meio do oceano. À medida que as placas se separam, o magma sobe de baixo da superfície da Terra para preencher o vazio vazio.
O magma endurece e cristaliza à medida que trava na placa móvel e continua a esfriar ao longo de milhões de anos, à medida que se afasta mais da limite divergente. Como qualquer pedra, os pratos de basáltico a composição se torna menos espessa e mais densa à medida que esfria.
Quando uma placa oceânica velha, fria e densa entra em contato com uma crosta continental espessa e flutuante ou mais jovem ( e, portanto, mais quente e espessa ) crosta oceânica, ela sempre se subduz. Em essência, as placas oceânicas são mais suscetíveis a subducção à medida que envelhecem.
Devido a essa correlação entre idade e potencial de subducção, muito pouco fundo do oceano tem mais de 125 milhões de anos e quase nenhum deles tem mais de 200 milhões de anos. Portanto, a datação no fundo do mar não é tão útil para estudar movimentos de pratos além do Cretáceo. Para isso, os geólogos datam e estudam a crosta continental.
O único outlier ( o brilhante toque de roxo que você vê ao norte da África ) para tudo isso é o Mar Mediterrâneo. É o remanescente duradouro de um oceano antigo, os Tethys, que está encolhendo quando a África e a Europa colidem no Alpide orogenia. Aos 280 milhões de anos, ainda empalidece em comparação com a rocha de quatro bilhões de anos que pode ser encontrada na crosta continental.
Uma história de mapeamento e namoro no fundo do oceano
O fundo do oceano é um lugar misterioso que geólogos e oceanógrafos marinhos lutaram para entender completamente. De fato, os cientistas mapearam mais da superfície da Lua, Marte e Vênus do que a superfície do nosso oceano. (Você já deve ter ouvido esse fato antes e, embora seja verdade, existe uma explicação lógica do porquê.)
O mapeamento do fundo do mar, em sua forma mais antiga e primitiva, consistiu em diminuir as linhas ponderadas e medir até que ponto o afundado. Isso foi feito principalmente para determinar os riscos próximos à costa para navegação.
O desenvolvimento do sonar no início do século 20 permitiu que os cientistas obtivessem uma imagem mais clara da topografia do fundo do mar. Não forneceu datas ou análises químicas do fundo do oceano, mas descobriu longas cordilheiras oceânicas, desfiladeiros íngremes e muitas outras formas de relevo que são indicadores da tectônica de placas.
O fundo do mar foi mapeado por magnetômetros transportados por navios na década de 1950 e produziu resultados intrigantes – zonas seqüenciais de polaridade magnética normal e reversa espalhando-se das cordilheiras oceânicas. Teorias posteriores mostraram que isso se devia à natureza inversa do campo magnético da Terra.
De vez em quando ( ocorreu mais de 170 vezes nos últimos 100 milhões de anos ), os pólos mudarão repentinamente. Como o magma e lava fresco nos centros de espalhamento do fundo do mar, qualquer campo magnético presente fica arraigado na rocha. As placas do oceano se espalham e crescem em direções opostas, de modo que as rochas que são de equidistância do centro têm a mesma polaridade magnética e idade. Ou seja, até que sejam subdivididos e reciclados sob crosta oceânica ou continental menos densa.
A perfuração em alto mar e a datação radiométrica no final da década de 1960 deram uma estratigrafia precisa e uma data precisa do fundo do oceano. Ao estudar os isótopos de oxigênio das conchas de microfósseis nesses núcleos, os cientistas puderam começar a estudar os climas passados da Terra em um estudo conhecido como paleoclimatologia.