WikiDer > Распространение морского дна

Возраст океанической литосферы; самый молодой (красный) - вдоль центров распространения.

Распространение морского дна это процесс, который происходит в срединно-океанические хребты, где новые океаническая кора формируется через вулканическая активность а затем постепенно отходит от гребня.

История учебы

Ранние теории Альфред Вегенер и Александр дю Туа из Континентальный дрифт постулировал, что движущиеся континенты «бороздят» неподвижное и неподвижное морское дно. Идея о том, что морское дно само движется, а также несет с собой континенты, когда оно распространяется от центральной оси рифта, была предложена Гарольд Хаммонд Хесс от Университет Принстона и Роберт Дитц из Лаборатория военно-морской электроники США в Сан Диего в 1960-е гг.^[1][2] Это явление известно сегодня как тектоника плит. В местах, где две плиты расходятся, у срединно-океанических хребтов, во время расширения морского дна постоянно формируется новое морское дно.

Значение

Распространение морского дна помогает объяснить Континентальный дрифт в теории тектоника плит. Когда океанические плиты расходиться, напряжение растяжения вызывает трещины в литосфера. Движущей силой для распространения гребней на морском дне является тектоническая плита. тянуть плиту в зоны субдукции, а не давление магмы, хотя обычно наблюдается значительная магматическая активность на хребтах спрединга.^[3] Плиты, которые не погружаются, движутся под действием силы тяжести, соскальзывая с возвышенных срединно-океанических хребтов - процесс, называемый толчок гребня.^[4] В центре распространения, базальтовая магма поднимается вверх по трещинам и остывает на дне океана, образуя новые морское дно. Гидротермальные источники обычны в центрах распространения. Более старые породы будут обнаружены дальше от зоны спрединга, а более молодые породы - ближе к зоне спрединга.

Скорость распространения скорость, с которой океанский бассейн расширяется из-за расширения морского дна. (Скорость, с которой новая океаническая литосфера добавляется к каждой тектонической плите по обе стороны от срединно-океанического хребта, равна половинная ставка и равна половине укрывистости). Скорость распространения определяет, будет ли гребень быстрым, средним или медленным. Как правило, быстрые гребни имеют скорость раскрытия (раскрытия) более 90 мм / год. Промежуточные гребни имеют скорость распространения 40–90 мм / год, в то время как у медленных гребней скорость распространения составляет менее 40 мм / год.^[5][6][7]:2 Самая высокая известная скорость составляет более 200 мм / год в Миоцен на Восточно-Тихоокеанском поднятии.^[8]

В 1960-х годах прошлый рекорд геомагнитные инверсии магнитного поля Земли было замечено, наблюдая "аномалии" магнитной полосы на дне океана.^[9][10] Это приводит к хорошо заметным «полосам», по которым можно определить полярность магнитного поля в прошлом на основании данных, собранных с помощью магнитометр буксируется на поверхности моря или с самолета. Полосы на одной стороне срединно-океанического хребта были зеркальным отражением полос на другой стороне. Путем идентификации разворота с известным возрастом и измерения расстояния этого разворота от центра распределения можно вычислить половинную скорость распространения.

магнитные полосы, образующиеся при растекании морского дна

В некоторых местах было обнаружено, что укрывистость асимметрична; половинные ставки различаются с каждой стороны гребня хребта примерно на пять процентов.^[11][12] Считается, что это связано с температурными градиентами в астеносфере от мантийные перья рядом с центром распределения.^[12]

Центр распространения

Распространение морского дна происходит в центрах спрединга, распределенных по гребням срединно-океанических хребтов. Распределительные центры заканчиваются на преобразовать разломы или в перекрывающийся распределительный центр смещения. Центр спрединга включает в себя сейсмически активную пограничную зону плит шириной от нескольких километров до десятков километров, зону аккреции земной коры в пограничной зоне, где кора океана является самой молодой, и мгновенную границу плит - линию в зоне аккреции земной коры, разделяющую две границы. разделительные пластины.^[13] В зоне аккреции земной коры находится неовулканическая зона шириной 1-2 км, где происходит активный вулканизм.^[14][15]

Начальное распространение

Плиты в земной коре, согласно тектоника плит теория

В общем случае растекание морского дна начинается как трещина в континентальный массив суши, аналогично красное море-Восточноафриканский рифт Система сегодня.^[16] Процесс начинается с нагрева основания континентальной коры, в результате чего она становится более пластичной и менее плотной. Поскольку менее плотные объекты поднимаются по отношению к более плотным объектам, нагреваемая область становится широким куполом (см. изостазия). По мере того как кора изгибается вверх, возникают трещины, которые постепенно переходят в трещины. Типичная рифтовая система состоит из трех разломов, расположенных под углом примерно 120 градусов. Эти области названы тройные стыки и сегодня их можно найти в нескольких местах по всему миру. Разделенные поля континенты развиваться в форму пассивная наценка. Теория Гесса заключалась в том, что новое морское дно образуется, когда магма выталкивается вверх к поверхности по срединно-океаническому хребту.

Если распространение продолжается после начальной стадии, описанной выше, два рукава разлома откроются, а третье плечо перестанет открываться и станет «неудавшимся трещиной» или авлакоген. По мере того, как два активных рифта продолжают открываться, в конечном итоге континентальная кора разжимается до тех пор, пока она не растягивается. Здесь базальтовая океаническая кора и верхняя мантия литосфера начинает формироваться между разделяющимися континентальными фрагментами. Когда один из разломов открывается в существующий океан, рифтовая система заливается морской водой и становится новым морем. Красное море - пример нового рукава моря. Считалось, что Восточноафриканский раскол был неудачным ответвлением, которое открывалось медленнее, чем два других рукава, но в 2005 году Эфиопский Афарский геофизический литосферный эксперимент^[17] сообщил, что в Афарский районВ сентябре 2005 г. открылась трещина длиной 60 км и шириной восемь метров.^[18] В этот период первоначального наводнения новое море чувствительно к изменениям климата и Eustasy. В результате новое море испарится (частично или полностью) несколько раз, прежде чем высота рифтовой долины опустится до такой степени, что море станет устойчивым. В этот период испарения в рифтовой долине будут образовываться большие отложения эвапоритов. Позже эти месторождения могут стать углеводородными изоляторами и представляют особый интерес для нефть геологи.

Распространение морского дна может прекратиться во время процесса, но если оно продолжится до такой степени, что континент будет полностью разделен, то возникнет новый бассейн океана создано. Красное море еще не полностью отделило Аравию от Африки, но аналогичную особенность можно найти на другой стороне Африки, которая полностью вырвалась на свободу. Южная Америка когда-то вписывалась в ареал Дельта Нигера. Река Нигер образовалась в разломном рукаве тройной стык.^[19]

Продолжение распространения и субдукции

Распространение на срединно-океаническом хребте

По мере того как формируется новое морское дно и расширяется от срединно-океанического хребта, оно со временем медленно охлаждается. Следовательно, более старое морское дно холоднее нового морского дна, а более старые океанические бассейны глубже, чем новые океанические бассейны из-за изостазии. Если диаметр земли остается относительно постоянным, несмотря на образование новой коры, должен существовать механизм, с помощью которого кора также разрушается. Разрушение океанической коры происходит в зонах субдукции, где океаническая кора вытесняется либо континентальной, либо океанической корой. Сегодня Атлантический бассейн активно распространяется на Срединно-Атлантический хребет. Только небольшая часть океанической коры, образовавшейся в Атлантике, подвергается субдукции. Однако плиты, составляющие Тихий океан, испытывают субдукцию вдоль многих из своих границ, что вызывает вулканическую активность в том, что было названо Огненное кольцо Тихого океана. Тихий океан также является домом для одного из самых активных центров распространения в мире ( Восточно-Тихоокеанский подъем) со скоростью укрытия до 145 +/- 4 мм / год между Тихий океан и Плиты Наски.^[20] Срединно-Атлантический хребет - это медленно растущий центр, а Восточно-Тихоокеанское поднятие - пример быстрого спрединга. Центры распространения при медленных и средних скоростях показывают рифтовую долину, в то время как при высоких скоростях осевой максимум находится в зоне аккреции земной коры.^[6] Различия в скорости распространения влияют не только на геометрию хребтов, но и на геохимию образующихся базальтов.^[21]

Поскольку новые океанические бассейны более мелкие, чем старые океанические бассейны, общая емкость океанических бассейнов мира уменьшается во время активного расширения морского дна. Во время открытия Атлантический океан, уровень моря был настолько высок, что Западный внутренний морской путь сформированный через Северная Америка от Мексиканский залив к Арктический океан.

Споры и поиск механизма

На Срединно-Атлантическом хребте (и в других срединно-океанических хребтах) материал из верхних слоев мантия поднимается через разломы между океаническими плитами, образуя новые корка когда плиты удаляются друг от друга, это явление впервые было обнаружено как дрейф континентов. Когда Альфред Вегенер Впервые представил гипотезу дрейфа континентов в 1912 году, он предположил, что континенты бороздят корку океана. Это было невозможно: океаническая кора более плотная и жесткая, чем континентальная кора. Соответственно, теория Вегенера не воспринималась всерьез, особенно в Соединенных Штатах.

Сначала считалось, что движущей силой распространения являются конвекционные потоки в мантии.^[22] С тех пор было показано, что движение континентов связано с расширением морского дна с помощью теории тектоники плит, которая вызывается конвекцией, которая включает в себя и саму кору.^[4]

Драйвер для растекания морского дна в пластинах с активная маржа - это вес холодных, плотных, погружающихся плит, которые их тянут, или тянущие плиты. Магматизм на хребте считается пассивным апвеллингом, который вызван разрывами плит под тяжестью их собственных плит.^[4][23] Это можно представить как аналог коврика на столе с небольшим трением: когда часть ковра оторвана от стола, его вес тянет за собой остальную часть ковра. Однако сам Срединно-Атлантический хребет не ограничен плитами, которые втягиваются в зоны субдукции, за исключением небольшой субдукции в зоне субдукции. Малые Антильские острова и Арка Скотия. В этом случае плиты раздвигаются по апвеллингу мантии в процессе отталкивания гребня.^[4]

Глобальная топография морского дна: модели охлаждения

Глубина морского дна (или высота места на срединно-океаническом хребте над уровнем основания) тесно коррелирует с его возрастом (возрастом литосферы, в которой измеряется глубина). Зависимость возраста от глубины может быть смоделирована охлаждением литосферной плиты.^{[24][25][26][27]} или мантийное полупространство в областях без значительного субдукция.^[28]

Модель охлаждающей мантии

В модели мантийного полупространства^[28] высота морского дна определяется океаническая литосфера и температура мантии из-за теплового расширения. Простой результат состоит в том, что высота хребта или глубина океана пропорциональна квадратному корню из его возраста.^[28] Океаническая литосфера непрерывно формируется с постоянной скоростью на срединно-океанические хребты. Источник литосферы имеет форму полуплоскости (Икс = 0, z <0) и постоянной температуры Т₁. Из-за своего непрерывного создания литосфера на Икс > 0 удаляется от гребня с постоянной скоростью v, который считается большим по сравнению с другими типичными масштабами в задаче. Температура на верхней границе литосферы (z = 0) - постоянная Т₀ = 0. Таким образом, при Икс = 0 температура Ступенчатая функция Хевисайда ${ Displaystyle T_ {1} cdot Theta (-z)}$. Предполагается, что система находится в квазиустойчивое состояние, чтобы распределение температуры было постоянным во времени, т.е. ${ displaystyle T = T (x, z).}$

Вычисляя в системе отсчета движущейся литосферы (скорость v), имеющая пространственную координату ${ displaystyle x '= x-vt,}$ ${ displaystyle T = T (x ', z, t).}$ и уравнение теплопроводности является:

${ displaystyle { frac { partial T} { partial t}} = kappa nabla ^ {2} T = kappa { frac { partial ^ {2} T} { partial ^ {2} z }} + kappa { frac { partial ^ {2} T} { partial ^ {2} x '}}}$

где ${ displaystyle kappa}$ это температуропроводность мантийной литосферы.

поскольку Т зависит от Икс' и т только через комбинацию ${ Displaystyle х = х '+ vt,}$:

${ displaystyle { frac { partial T} { partial x '}} = { frac {1} {v}} cdot { frac { partial T} { partial t}}}$

Таким образом:

${ displaystyle { frac { partial T} { partial t}} = kappa nabla ^ {2} T = kappa { frac { partial ^ {2} T} { partial ^ {2} z }} + { frac { kappa} {v ^ {2}}} { frac { partial ^ {2} T} { partial ^ {2} t}}}$

Предполагается, что ${ displaystyle v}$ большой по сравнению с другими масштабами задачи; поэтому последним членом в уравнении пренебрегаем, что дает одномерное уравнение диффузии:

${ displaystyle { frac { partial T} { partial t}} = kappa { frac { partial ^ {2} T} { partial ^ {2} z}}}$

с начальными условиями

${ Displaystyle T (t = 0) = T_ {1} cdot Theta (-z).}$

Решение для ${ Displaystyle г leq 0}$ дается функция ошибки:

${ displaystyle T (x ', z, t) = T_ {1} cdot operatorname {erf} left ({ frac {z} {2 { sqrt { kappa t}}}} right)}$.

Из-за большой скорости зависимость температуры от горизонтального направления незначительна, а высота во времени т (т.е. возраста морского дна т) можно рассчитать, интегрировав тепловое расширение по z:

${ displaystyle h (t) = h_ {0} + alpha _ { mathrm {eff}} int _ {0} ^ { infty} [T (z) -T_ {1}] dz = h_ {0 } - { frac {2} { sqrt { pi}}} alpha _ { mathrm {eff}} T_ {1} { sqrt { kappa t}}}$

где ${ Displaystyle alpha _ { mathrm {eff}}}$ эффективный объемный тепловое расширение коэффициент, и час₀ высота срединно-океанического хребта (по сравнению с некоторыми справочными данными).

Предположение, что v относительно большой эквивалентно предположению, что коэффициент температуропроводности ${ displaystyle kappa}$ маленький по сравнению с ${ displaystyle L ^ {2} / A}$, где L ширина океана (от срединно-океанических хребтов до континентальный шельф) и А возраст океанского бассейна.

Эффективный коэффициент теплового расширения ${ displaystyle alpha _ { mathrm {eff}}}$ отличается от обычного коэффициента теплового расширения ${ displaystyle alpha}$ из-за изостазического эффекта изменения высоты водяного столба над литосферой при его расширении или сокращении. Оба коэффициента связаны между собой:

${ displaystyle alpha _ { mathrm {eff}} = alpha cdot { frac { rho} { rho - rho _ {w}}}}$

где ${ displaystyle rho sim 3.3 mathrm {g} cdot mathrm {cm} ^ {- 3}}$ плотность породы и ${ Displaystyle rho _ {0} = 1 mathrm {g} cdot mathrm {cm} ^ {- 3}}$ это плотность воды.

Подставив параметры на их приблизительные оценки:

${ displaystyle { begin {align} kappa & sim 8 cdot 10 ^ {- 7} mathrm {m} ^ {2} cdot mathrm {s} ^ {- 1} alpha & sim 4 cdot 10 ^ {- 5} {} ^ { circ} mathrm {C} ^ {- 1} T_ {1} & sim 1220 {} ^ { circ} mathrm { C} && { text {для Атлантического и Индийского океанов}} T_ {1} & sim 1120 {} ^ { circ} mathrm {C} && { text {для восточной части Тихого океана}} конец {выровнен}}}$

у нас есть:^[28]

${ displaystyle h (t) sim { begin {cases} h_ {0} -390 { sqrt {t}} & { text {для Атлантического и Индийского океанов}} h_ {0} -350 { sqrt {t}} & { text {для восточной части Тихого океана}} end {cases}}}$

где высота в метрах, а время в миллионах лет. Чтобы получить зависимость от Икс, нужно заменить т = Икс/v ~ Топор/L, где L расстояние от гребня до континентальный шельф (примерно половина ширины океана), и А - возраст океанического бассейна.

А не высота дна океана ${ Displaystyle ч (т)}$выше базового или контрольного уровня ${ displaystyle h_ {b}}$, глубина океана ${ displaystyle d (t)}$представляет интерес. Потому что ${ displaystyle d (t) + h (t) = h_ {b}}$(с участием ${ displaystyle h_ {b}}$ измеренный от поверхности океана) мы можем найти, что:

${ displaystyle d (t) = h_ {b} -h_ {0} +350 { sqrt {t}}}$; для восточной части Тихого океана, например, где ${ displaystyle h_ {b} -h_ {0}}$ глубина гребня гребня, обычно 2600 м.

Модель охлаждающей пластины

Глубина, предсказанная на основе квадратного корня из возраста морского дна, полученного выше, слишком велика для морского дна старше 80 миллионов лет.^[27] Глубина лучше объясняется моделью охлаждающей литосферной плиты, а не полупространством охлаждающей мантии.^[27] Пластина имеет постоянную температуру у основания и кромки. Анализ зависимости глубины от возраста и глубины относительно квадратного корня из возраста позволил Парсонсу и Склейтеру^[27] для оценки параметров модели (для северной части Тихого океана):

~ 125 км для толщины литосферы

${ Displaystyle T_ {1} Thicksim 1350 {} ^ { circ} mathrm {C}}$ у основания и молодого края пластины

${ displaystyle alpha Thicksim 3.2 cdot 10 ^ {- 5} {} ^ { circ} mathrm {C} ^ {- 1}}$

Предположение об изостатическом равновесии повсюду под охлаждающей пластиной дает пересмотренное соотношение между возрастом и глубиной для более древнего морского дна, которое приблизительно верно для возраста от 20 миллионов лет:

${ displaystyle d (t) = 6400–3200 exp { bigl (} -t / 62,8 { bigr)}}$метры

Таким образом, более древнее морское дно углубляется медленнее, чем более молодое, и фактически можно считать почти постоянным на глубине ~ 6400 м. Парсонс и Склейтер пришли к выводу, что некоторый стиль мантийной конвекции должен повсюду воздействовать на основание плиты, чтобы предотвратить охлаждение ниже 125 км и сжатие литосферы (углубление морского дна) в более раннем возрасте.^[27] Их пластинчатая модель также позволила выразить теплопроводный поток, q (t) со дна океана, который примерно постоянен на ${ displaystyle 1 cdot 10 ^ {- 6} mathrm {cal} , mathrm {cm} ^ {- 2} mathrm {sec} ^ {- 1}}$ за 120 миллионов лет:

${ displaystyle q (t) = 11,3 / { sqrt {t}}}$

Смотрите также

Викискладе есть медиафайлы по теме Распространение морского дна.

• Расходящаяся граница - Линейный объект, который существует между двумя тектоническими плитами, которые удаляются друг от друга.
• Гипотеза Вайна – Мэтьюза – Морли - Первая ключевая научная проверка теории дрейфа континентов и тектоники плит по распространению морского дна.
• DSV АЛВИН исследовательский подводный аппарат, исследовавший центры спрединга в Атлантике (Проект FAMOUS) и Тихий океан (Проект RISE).

использованная литература

внешние ссылки

Викибук Историческая геология есть страница по теме: Распространение морского дна

• Анимация срединно-океанического хребта