Распространение морского дна

Возраст океанической литосферы; самый молодой (светлый цвет) находится вдоль центров распространения

Спрединг морского дна , или распространение морского дна , — это процесс, который происходит на срединно-океанических хребтах , где новая океаническая кора формируется в результате вулканической активности , а затем постепенно отходит от хребта.

История обучения

Более ранние теории Вегенера и Александра дю Туа Альфреда дрейфа континентов постулировали, что движущиеся континенты «пропахивают» неподвижное и неподвижное морское дно. Идея о том, что морское дно само движется, а также увлекает за собой континенты, распространяясь от центральной оси разлома, была предложена Гарольдом Хаммондом Хессом из Принстонского университета и Робертом Дитцем из Лаборатории электроники ВМС США в Сан-Диего в 1960-х годах. Сегодня это явление известно как тектоника плит . В местах, где две плиты раздвигаются, на срединно-океанических хребтах, в ходе расширения морского дна постоянно формируется новое морское дно.

Значение

Спрединг морского дна помогает объяснить дрейф континентов в теории тектоники плит . Когда океанические плиты расходятся , напряжение растяжения вызывает трещины в литосфере . Движущей силой для спрединговых хребтов морского дна является притяжение плит тектонических плит в зонах субдукции , а не давление магмы, хотя на спрединговых хребтах обычно наблюдается значительная магматическая активность. Плиты, которые не погружаются, под действием силы тяжести скатываются с возвышенных срединно-океанических хребтов (процесс, называемый толканием хребтов) . В центре распространения базальтовая магма поднимается вверх по разломам и охлаждается на дне океана, образуя новое морское дно . Гидротермальные источники распространены в центрах распространения. Более старые породы будут находиться дальше от зоны спрединга, тогда как более молодые породы будут найдены ближе к зоне спрединга.

Скорость расширения — 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, представляет собой половинную скорость расширения и равна половине скорости расширения). Скорость распространения определяет, является ли гребень быстрым, средним или медленным. Как правило, быстрые хребты имеют скорость расширения (раскрытия) более 90 мм/год. Промежуточные гребни имеют скорость спрединга 40–90 мм/год, тогда как медленноспрединговые гребни имеют скорость менее 40 мм/год. Самая высокая известная скорость составляла более 200 мм/год во время миоцена на Восточно-Тихоокеанском поднятии .

В 1960-х годах прошлые записи геомагнитных инверсий магнитного поля Земли были замечены путем наблюдения «аномалий» магнитных полос на дне океана. Это приводит к появлению широко очевидных «полос», 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. Определив разворот известного возраста и измерив расстояние этого разворота от центра распространения, можно вычислить половину скорости распространения.

магнитные полосы, образующиеся при расширении морского дна

В некоторых местах скорость распространения оказалась асимметричной; половинные ставки различаются по обе стороны гребня хребта примерно на пять процентов. Предполагается, что это связано с градиентами температуры в астеносфере от мантийных плюмов вблизи центра спрединга.

Распространяющий центр

Спрединг морского дна происходит в центрах спрединга, расположенных вдоль гребней срединно-океанических хребтов. Центры спрединга заканчиваются трансформными разломами или перекрывающимися смещениями центров спрединга . Центр спрединга включает в себя сейсмически активную пограничную зону плиты шириной от нескольких километров до десятков километров, зону аккреции коры внутри пограничной зоны, где океанская кора является самой молодой, и мгновенную границу плиты - линию внутри зоны аккреции земной коры, разграничивающую две разделительные пластины. Внутри зоны аккреции земной коры находится неовулканическая зона шириной 1–2 км, где происходит активный вулканизм.

Начинающееся распространение

Плиты в земной коре согласно тектоники плит . теории

В общем случае распространение морского дна начинается с разлома в континентальном массиве суши , аналогичного системе Красного моря и сегодняшней рифтовой Восточной Африки . Процесс начинается с нагревания основания континентальной коры, в результате чего она становится более пластичной и менее плотной. Поскольку менее плотные объекты поднимаются относительно более плотных, нагреваемая область становится широким куполом (см. Изостазия ). По мере прогибания коры вверх возникают трещины, которые постепенно перерастают в рифты. Типичная рифтовая система состоит из трех рифтовых рукавов, расположенных под углом примерно 120 градусов. Эти области называются тройными перекрестками , и сегодня их можно найти в нескольких местах по всему миру. Отдельные окраины континентов эволюционируют , образуя пассивные окраины . Теория Гесса заключалась в том, что новое морское дно образуется, когда магма выталкивается вверх к поверхности срединно-океанического хребта.

Если распространение продолжится после начальной стадии, описанной выше, два рукава рифта откроются, а третий рукав перестанет открываться и станет «неудавшимся рифтом» или авлакогеном . Поскольку два активных рифта продолжают открываться, в конечном итоге континентальная кора истончается настолько, насколько она может растянуться. базальтовая океаническая кора и верхняя мантийная литосфера В этот момент между разделяющимися континентальными фрагментами начинает формироваться . Когда один из разломов открывается в существующий океан, рифтовая система затопляется морской водой и становится новым морем. Красное море является примером нового морского рукава. Считалось, что Восточно-Африканский разлом — это провалившийся рукав, который открывался медленнее, чем два других рукава, но в 2005 году Эфиопский Афарский геофизический литосферный эксперимент сообщил, что в регионе Афар в сентябре 2005 года открылась 60-километровая трещина шириной восемь метров. В этот период начального затопления новое море чувствительно к изменениям климата и эвстазии . В результате новое море испарится (частично или полностью) несколько раз, прежде чем высота рифтовой долины снизится до такой степени, что море станет стабильным. В этот период испарения в рифтовой долине образуются крупные отложения эвапоритов. В дальнейшем эти месторождения имеют потенциал стать покрышками углеводородов и представляют особый интерес для нефтяников геологов- .

Распространение морского дна может прекратиться во время этого процесса, но если оно продолжится до такой степени, что континент будет полностью разорван, тогда будет создан новый океанский бассейн . Красное море еще не полностью отделило Аравию от Африки, но аналогичную особенность можно обнаружить и на другой стороне вырвавшейся на свободу Африки. Южная Америка когда-то вписывалась в район дельты Нигера . Река Нигер образовалась в месте разлома тройного соединения .

Продолжающееся распространение и субдукция

Распространение на срединно-океаническом хребте

По мере того как новое морское дно формируется и распространяется от срединно-океанического хребта, оно со временем медленно остывает. Таким образом, старое морское дно холоднее нового морского дна, а 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 затягивается либо под континентальную кору, либо под океаническую кору. Сегодня Атлантический бассейн активно распространяется в районе Срединно-Атлантического хребта . Лишь 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 наиболее активных в мире центров спрединга (Восточно-Тихоокеанское поднятие) со скоростью спрединга до 145 ± 4 мм/год между Тихоокеанские плиты и плиты Наска . Срединно-Атлантический хребет представляет собой центр медленного спрединга, а Восточно-Тихоокеанское поднятие — пример быстрого спрединга. Центры спрединга при медленных и средних скоростях демонстрируют рифтовую долину, тогда как при высоких скоростях в зоне аккреции коры обнаруживается осевой выступ. Различия в скорости распространения влияют не только на геометрию хребтов, но и на геохимию образующихся базальтов.

Поскольку новые океанические бассейны мельче старых, общая емкость бассейнов мирового океана уменьшается во время активного расширения морского дна. Во время открытия Атлантического океана уровень моря был настолько высок, что Западный внутренний морской путь образовался через Северную Америку от Мексиканского залива до Северного Ледовитого океана .

Дискуссия и поиск механизма

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 удаления плит друг от друга - явление, впервые наблюдаемое как дрейф континентов. Когда Альфред Вегенер впервые представил гипотезу дрейфа континентов в 1912 году, он предположил, что континенты прорываются через океанскую кору. Это было невозможно: океаническая кора одновременно более плотная и жесткая, чем континентальная. Соответственно, теория Вегенера не была воспринята всерьез, особенно в Соединенных Штатах.

Сначала считалось, что движущей силой распространения являются конвекционные течения в мантии. С тех пор было показано, что движение континентов связано с расширением морского дна согласно теории тектоники плит, которая обусловлена ​​конвекцией, включающей и саму кору.

Движущей силой расширения морского дна в плитах с активными краями является вес холодных, плотных, погружающихся плит, которые тянут их вперед, или притяжение плит. Магматизм на хребте считается пассивным апвеллингом, вызванным растягиванием плит под тяжестью собственных плит. Это можно рассматривать как аналог коврика на столе с небольшим трением: когда часть коврика отрывается от стола, его вес тянет за собой остальную часть коврика. Однако сам Срединно-Атлантический хребет не окаймлен плитами, втягивающимися в зоны субдукции, за исключением незначительной субдукции на Малых Антильских островах и дуге Скотия . В этом случае плиты раздвигаются по мантийному апвеллингу в процессе отталкивания хребта.

Глобальная топография морского дна: модели охлаждения

См. Также: Глубина морского дна в зависимости от возраста.

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 можно смоделировать охлаждением литосферной плиты. или мантийное полупространство в областях без значительной субдукции .

Модель охлаждающего колпака

В модели мантийного полупространства Высота морского дна определяется температурой океанической литосферы и мантии из-за теплового расширения. Простой результат заключается в том, что высота хребта или глубина океана пропорциональна квадратному корню из его возраста. Океаническая литосфера формируется непрерывно и с постоянной скоростью на срединно-океанических хребтах . Исток литосферы имеет полуплоскую форму ( x = 0, z < 0) и постоянную температуру Т ₁ . Из-за своего непрерывного создания литосфера при x > 0 удаляется от хребта с постоянной скоростью v , которая считается большой по сравнению с другими типичными масштабами задачи. Температура на верхней границе литосферы ( z = 0) является постоянной величиной T ₀ = 0. Таким образом, при x = 0 температура представляет собой ступенчатую функцию Хевисайда. $T_{1}\cdot \Theta (-z)$. Предполагается, что система находится в квазистационарном состоянии , так что распределение температуры постоянно во времени, т.е. $T=T(x,z).$

Путем расчета в системе отсчета движущейся литосферы (скорость v ), имеющей пространственную координату $x'=x-vt,$ $T=T(x',z,t).$ и уравнение теплопроводности :

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

где $\kappa$ – температуропроводность мантийной литосферы.

Поскольку Т зависит от х' и t только за счет комбинации $x=x'+vt,$:

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

Таким образом:

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

Предполагается, что $v$ велик по сравнению с другими масштабами задачи; поэтому последний член в уравнении пренебрегается, что дает одномерное уравнение диффузии:

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

с начальными условиями

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

Решение для $z\leq 0$ задается функцией ошибки :

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

Из-за большой скорости зависимость температуры от горизонтального направления незначительна, и высоту в момент времени t (т. е. морского дна возраста t ) можно рассчитать путем интегрирования теплового расширения по z :

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

где $\alpha _{\mathrm {eff} }$ – эффективный коэффициент объемного теплового расширения , а h ₀ – высота срединно-океанического хребта (по сравнению с некоторыми справочниками).

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

Эффективный коэффициент теплового расширения $\alpha _{\mathrm {eff} }$ отличается от обычного коэффициента теплового расширения $\alpha$ изостатический эффект изменения высоты водного столба над литосферой по мере ее расширения или сжатия. Оба коэффициента связаны соотношением:

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

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

Подставив параметры их приблизительными оценками:

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

дает:

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

где высота в метрах, а время в миллионах лет. Чтобы получить зависимость от x , необходимо 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 $h(t)$выше базового или эталонного уровня $h_{b}$, глубина океана $d(t)$представляет интерес. Потому что $d(t)+h(t)=h_{b}$(с $h_{b}$ измеренное от поверхности океана):

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

Модель охлаждающей пластины

Глубина, предсказанная квадратным корнем из возраста морского дна, полученным выше, слишком велика для морского дна старше 80 миллионов лет. Глубину лучше объяснить с помощью модели остывающей литосферной плиты, а не с помощью модели остывающего мантийного полупространства. Пластина имеет постоянную температуру у основания и расширяющегося края. Анализ глубины в зависимости от возраста и глубины в зависимости от квадратного корня из данных о возрасте позволил Парсонсу и Склетеру для оценки параметров модели (для северной части Тихого океана):

~125 км для толщины литосферы

$T_{1}\thicksim 1350\ {}^{\circ }\mathrm {C}$ у основания и молодого края пластинки

$\alpha \thicksim 3.2\cdot 10^{-5}\ {}^{\circ }\mathrm {C} ^{-1}$

Если предположить, что изостатическое равновесие повсюду под охлаждающей пластиной дает пересмотренное соотношение возраста и глубины для более древнего морского дна, которое примерно верно для возраста всего в 20 миллионов лет:

$d(t)=6400-3200\exp {\bigl (}-t/62.8{\bigr )}$метры

Таким образом, более древнее морское дно углубляется медленнее, чем более молодое, и фактически его можно считать почти постоянным на глубине ~6400 м. Парсонс и Склетер пришли к выводу, что некий тип мантийной конвекции должен повсеместно передавать тепло основанию плиты, чтобы предотвратить охлаждение ниже 125 км и сжатие литосферы (углубление морского дна) в более старом возрасте. Их пластинчатая модель также позволила выразить выражение для кондуктивного теплового потока q(t) со дна океана, который примерно постоянен при $1\cdot 10^{-6}\mathrm {cal} \,\mathrm {cm} ^{-2}\mathrm {sec} ^{-1}$ за пределами 120 миллионов лет:

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

См. также

• Расходящаяся граница - линейная особенность, существующая между двумя тектоническими плитами, удаляющимися друг от друга.
• Гипотеза Вайна – Мэтьюза – Морли - Концепция тектоники плит
• DSV ALVIN — исследовательский подводный аппарат, исследовавший центры спрединга в Атлантическом ( проект FAMOUS ) и Тихом океанах ( проект RISE ).

Внешние ссылки

• Анимация срединно-океанического хребта