Распространение морского дна

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

Расширение морского дна - это процесс, который происходит в срединно-океанических хребтах , где новая океаническая кора образуется в результате вулканической активности, а затем постепенно удаляется от хребта.

История обучения [ править ]

Ранее теорий Альфреда Вегенера и Александра дю Туа о дрейфе континентов постулировал , что материки в движении «пахал» по фиксированной и недвижимое морское дно. Идея о том, что морское дно само движется, а также несет с собой континенты, когда оно распространяется от центральной оси разлома, была предложена Гарольдом Хаммондом Хессом из Принстонского университета и Робертом Дитцем из Лаборатории военно-морской электроники США в Сан-Диего в 1960-х годах. ^{[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 [ править ]

Распространение морского дна помогает объяснить дрейф континентов в теории тектоники плит . Когда океанические плиты расходятся , напряжение растяжения вызывает трещины в литосфере . Движущей силой для хребтов спрединга на морском дне является вытягивание плиты тектонической плиты в зонах субдукции , а не давление магмы, хотя обычно на расширяющихся хребтах наблюдается значительная активность магмы. ^[3] Плиты, которые не погружаются в воду, движутся под действием силы тяжести, соскальзывая с возвышенных срединно-океанических хребтов - процесс, называемый толчком хребта . ^[4] В центре распространения базальтовая магмаподнимается вверх по трещинам и охлаждается на дне океана, образуя новое морское дно . Гидротермальные источники обычны в центрах спрединга. Более старые породы будут найдены дальше от зоны спрединга, а более молодые породы будут обнаружены ближе к зоне спрединга.

Скорость распространения - это 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, является половинной скоростью распространения и равна половине скорости распространения). 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} Наибольшая известная скорость превышала 200 мм / год в миоцене на Восточно-Тихоокеанском поднятии . ^[8]

В 1960-х годах прошлые рекорды геомагнитных инверсий магнитного поля Земли были замечены при наблюдении «аномалий» магнитных полос на дне океана. ^{[9] [10]} Это приводит к широко очевидным «полосам», по которым можно сделать вывод о прошлой полярности магнитного поля на основе данных, собранных с помощью магнитометра, буксируемого 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.

В некоторых местах было обнаружено, что скорость укрытия асимметрична; половинные ставки различаются по обе стороны гребня гребня примерно на пять процентов. ^{[11] [12]} Это связано с градиентами температуры в астеносфере из-за мантийных плюмов вблизи центра спрединга. ^[12]

Центр распространения [ править ]

Распространение морского дна происходит в центрах спрединга, распределенных по гребням срединно-океанических хребтов. Центры разбрасывания заканчиваются трансформационными разломами или перекрывающимися смещениями центров разбрасывания . 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 [ править ]

В общем случае распространение морского дна начинается с разлома в континентальной суше , подобного сегодняшней рифтовой системе Красное море - Восточная Африка . ^[16] Процесс начинается с нагревания 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. Изостазию ). 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 называются тройными стыками.и сегодня их можно найти в нескольких местах по всему миру. Разделенные окраины континентов эволюционируют, образуя пассивные окраины . 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 разломом» или авлакогеном . По мере того, как два активных рифта продолжают открываться, в конечном итоге континентальная кора разжимается до тех пор, пока она не растягивается. В этот момент между разделяющимися континентальными фрагментами начинает формироваться базальтовая океаническая кора и литосфера верхней мантии . 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 Восточно-Африканский разлом был неудачным, который открывался медленнее, чем два других рукава, но в 2005 году Эфиопский Афарский геофизический литосферный эксперимент^[17] сообщили, что всентябре 2005 г.в районе Афар открылась трещина шириной 60 км и шириной восемь метров. ^[18] В течение этого периода начального наводнения новое море чувствительно к изменениям климата и эвстази . 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 отложения имеют потенциалчтобы стать углеводородными пломбами и представляют особый интерес для нефтяных геологов .

Распространение морского дна может прекратиться во время процесса, но если оно продолжится до такой степени, что континент будет полностью разделен, тогда будет создан новый океанский бассейн . Красное море еще не полностью отделило Аравию от Африки, но похожая особенность может быть обнаружена на другой стороне Африки, которая полностью вырвалась на свободу. Южная Америка когда-то вписывалась в район дельты Нигера . Река Нигер образовалась в несостоявшемся рифтовом рукаве тройного сочленения . ^[19]

Продолжение распространения и субдукции [ править ]

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 своих границ, что вызывает вулканическую активность в так называемом Огненном кольце Тихого океана. В Тихом океане также находится один из самых активных центров распространения в мире (Восточно-Тихоокеанское поднятие) со скоростью распространения до 145 +/- 4 мм / год между Тихоокеанскими плитами и плитами Наска . ^[20] Срединно-Атлантический хребет - это медленно растущий центр, а Восточно-Тихоокеанское поднятие - пример быстрого спрединга. Центры спрединга на медленных и средних скоростях показывают рифтовую долину, в то время как при высоких скоростях аксиальный 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 мировых океанических бассейнов уменьшается во время активного расширения морского дна. Во время открытия Атлантического океана уровень моря был настолько высок, что через Северную Америку от Мексиканского залива до Северного Ледовитого океана образовался Западный внутренний морской путь .

Обсуждение и поиск механизма [ править ]

На Срединно-Атлантическом хребте (и в других срединно-океанических хребтах) материал из верхней мантии поднимается через разломы между океаническими плитами, образуя новую кору по мере того, как плиты удаляются друг от друга, явление, впервые наблюдаемое 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 принималась 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 и саму кору. ^[4]

Движущей силой растекания морского дна в плитах с активными краями является вес прохладных, 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 рассматривать 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 Малых Антильских островах и дуге Скотия.. В этом случае плиты раздвигаются по апвеллингу мантии в процессе отталкивания гребня. ^[4]

Глобальная топография морского дна: модели остывания [ править ]

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

Модель охлаждающей мантии [ править ]

В модели мантийного полупространства ^[28] высота морского дна определяется океанической литосферой и температурой 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-океанических хребтах . Источник литосферы имеет форму полуплоскости ( x = 0, z <0) и постоянную температуру T ₁ . Из-за своего непрерывного создания литосфера при x > 0 удаляется от хребта с постоянной скоростью v, который считается большим по сравнению с другими типичными масштабами в задаче. Температура на верхней границе литосферы ( z = 0) является постоянной T ₀ = 0. Таким образом, при x = 0 температура является ступенчатой ​​функцией Хевисайда . Предполагается, что система находится в квазистационарном состоянии , так что распределение температуры постоянно во времени, т. Е.${\ Displaystyle T_ {1} \ cdot \ Theta (-z)}$${\ displaystyle T = T (x, z).}$

Путем вычисления в системе отсчета движущейся литосферы (скорость v ), которая имеет пространственную координату и уравнение теплопроводности :${\ displaystyle x '= x-vt,}$ ${\ displaystyle T = T (x ', z, t).}$

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

где - коэффициент температуропроводности мантийной литосферы.${\ displaystyle \ kappa}$

Поскольку T зависит от x ' и t 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 это большой размер по сравнению с другими масштабами в задаче; поэтому последним членом в уравнении пренебрегаем, что дает одномерное уравнение диффузии:${\displaystyle v}$

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

с начальными условиями

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

Решение для дается функцией ошибок :${\displaystyle z\leq 0}$

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

Из-за большой скорости зависимость температуры от горизонтального направления незначительна, и высоту в момент времени t (т.е. возраст морского дна t ) можно вычислить, 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 - эффективный объемный коэффициент теплового расширения , а h ₀ - высота срединно-океанического гребня (по сравнению с некоторыми справочными данными).${\displaystyle \alpha _{\mathrm {eff} }}$

Предположение, что v относительно велико, эквивалентно предположению о том, что коэффициент температуропроводности невелик по сравнению с , где L - ширина океана (от срединно-океанических хребтов до континентального шельфа ), а A - возраст океанского бассейна.${\displaystyle \kappa }$${\displaystyle L^{2}/A}$

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

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

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

Подставив параметры на их приблизительные оценки:

${\displaystyle {\begin{aligned}\kappa &\sim 8\cdot 10^{-7}\ \mathrm {m} ^{2}\cdot \mathrm {s} ^{-1}\\\alpha &\sim 4\cdot 10^{-5}\ {}^{\circ }\mathrm {C} ^{-1}\\T_{1}&\sim 1220\ {}^{\circ }\mathrm {C} &&{\text{for the Atlantic and Indian oceans}}\\T_{1}&\sim 1120\ {}^{\circ }\mathrm {C} &&{\text{for the eastern Pacific}}\end{aligned}}}$

у нас есть: ^[28]

${\displaystyle h(t)\sim {\begin{cases}h_{0}-390{\sqrt {t}}&{\text{for the Atlantic and Indian oceans}}\\h_{0}-350{\sqrt {t}}&{\text{for the eastern Pacific}}\end{cases}}}$

где высота в метрах, а время в миллионах лет. Чтобы получить зависимость от x , нужно подставить t = x / v ~ Ax / L , где L - расстояние от хребта до континентального шельфа (примерно половина ширины океана), а A - возраст океанского бассейна.

Вместо высоты дна океана над базовым или контрольным уровнем интерес представляет глубина океана . Потому что ( измеряя от поверхности океана) мы можем обнаружить, что:${\displaystyle h(t)}$${\displaystyle h_{b}}$${\displaystyle d(t)}$${\displaystyle d(t)+h(t)=h_{b}}$${\displaystyle h_{b}}$

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

Модель охлаждающей пластины [ править ]

Глубина, рассчитанная 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 глубины в зависимости от возраста и глубины в зависимости от данных квадратного корня из возраста позволил Парсонсу и Склейтеру ^[27] оценить параметры 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 получить выражение для кондуктивного теплового потока q (t) со дна океана, который примерно постоянен на протяжении более 120 миллионов лет:${\displaystyle 1\cdot 10^{-6}\mathrm {cal} \,\mathrm {cm} ^{-2}\mathrm {sec} ^{-1}}$

${\displaystyle q(t)=11.3/{\sqrt {t}}}$

См. Также [ править ]

Викискладе есть медиафайлы, связанные с распространением морского дна .

• Дивергентная граница  - линейный объект, существующий между двумя тектоническими плитами, которые удаляются друг от друга.
• Гипотеза Вайна – Мэтьюза – Морли  - первая ключевая научная проверка теории дрейфа континентов и тектоники плит, основанной на растяжении морского дна.
• DSV ALVIN - исследовательский подводный аппарат, который исследовал центры распространения в Атлантическом ( проект FAMOUS ) и Тихом океане ( проект RISE ).

Ссылки [ править ]

Внешние ссылки [ править ]

В Wikibook Historical Geology есть страница по теме: Распространение морского дна.

• Анимация срединно-океанического хребта