✖


Jump to content

Срединно-океанический хребет

(Перенаправлено с Океанского хребта )
Для более широкого освещения этой темы см. Подводный горный хребет .
Поперечное сечение срединно-океанического хребта (вид в разрезе)

Срединно -океанический хребет ( СОХ ) — горная система морского дна, образованная тектоникой плит . Обычно он имеет глубину около 2600 метров (8500 футов) и возвышается примерно на 2000 метров (6600 футов) над самой глубокой частью океанского бассейна . Эта особенность заключается в том, что распространение морского дна происходит вдоль границы расходящихся плит . Скорость спрединга морского дна определяет морфологию гребня срединно-океанического хребта и его ширину в океанической котловине.

Образование нового морского дна и океанической литосферы является результатом подъема мантии в ответ на разделение плит. Расплав поднимается в виде магмы в линейной слабости между разделяющими плитами и превращается в лаву , создавая при охлаждении новую океаническую кору и литосферу.

Первым обнаруженным срединно-океаническим хребтом стал Срединно-Атлантический хребет , представляющий собой спрединговый центр, разделяющий пополам Северную и Южную Атлантические котловины; отсюда и произошло название «срединно-океанический хребет». Большинство океанических центров распространения не находятся в середине океанского основания, в котором они находятся, но, тем не менее, их традиционно называют срединно-океаническими хребтами. Срединно-океанические хребты по всему земному шару связаны тектоническими границами плит, и следы хребтов на дне океана кажутся похожими на шов бейсбольного мяча . Таким образом, система срединно-океанических хребтов является самой длинной горной цепью на Земле, ее длина достигает около 65 000 км (40 000 миль).

Глобальная система

[ редактировать ]
Мировое распространение срединно-океанических хребтов

Срединно-океанические хребты мира соединяются и образуют Океанский хребет — единую глобальную систему срединно-океанических хребтов, которая является частью каждого океана , что делает ее самой длинной горной цепью в мире. Сплошной горный массив имеет длину 65 000 км (40 400 миль) (в несколько раз длиннее Анд , самого длинного континентального горного хребта), а общая длина системы океанических хребтов — 80 000 км (49 700 миль). [1]

Описание

[ редактировать ]
Карта Мари Тарп и Брюса Хизена , написанная Генрихом Беранном (1977), показывающая рельеф дна океана с системой срединно-океанических хребтов.
Срединно-океанический хребет, магма которого поднимается из камеры внизу, образуя новую океаническую литосферу , которая распространяется от хребта.
Рифтовая зона в национальном парке Тингвеллир , Исландия. Остров является субаэральной частью Срединно-Атлантического хребта.

Морфология

[ редактировать ]
См. Также: Распространение морского дна § Глобальная топография морского дна: модели охлаждения и глубина морского дна в зависимости от возраста.

В центре распространения на срединно-океаническом хребте глубина морского дна составляет примерно 2600 метров (8500 футов). [2] [3] На склонах хребта глубина морского дна (или высота места на срединно-океаническом хребте над уровнем основания) коррелирует с его возрастом (возрастом литосферы, в которой измеряется глубина). Зависимость глубины от возраста можно смоделировать путем охлаждения литосферной плиты. [4] [5] или мантийное полупространство. [6] Хорошее приближение состоит в том, что глубина морского дна в какой-либо точке расширяющегося срединно-океанического хребта пропорциональна квадратному корню из возраста морского дна. [6] Общая форма хребтов обусловлена Пратта ​​изостазией : вблизи оси хребта находится горячая мантия низкой плотности, поддерживающая океаническую кору. По мере остывания океанической плиты вдали от оси хребта литосфера океанической мантии (более холодная и плотная часть мантии, которая вместе с земной корой образует океанические плиты) утолщается, а плотность увеличивается. Таким образом, более древнее морское дно подстилается более плотным материалом и является более глубоким. [4] [5]

Скорость расширения — это скорость, с которой океанский бассейн расширяется из-за расширения морского дна. Скорость можно рассчитать путем картирования морских магнитных аномалий, охватывающих срединно-океанические хребты. Когда кристаллизованный базальт, выдавленный на оси хребта, охлаждается ниже точки Кюри соответствующих оксидов железа и титана, в этих оксидах фиксируются направления магнитного поля, параллельные магнитному полю Земли. Ориентации поля, сохранившиеся в океанической коре, представляют собой запись направлений магнитного поля Земли во времени. Поскольку на протяжении всей своей истории поле меняло направление через известные интервалы, характер инверсий геомагнитного поля в океанской коре можно использовать в качестве индикатора возраста; учитывая возраст коры и расстояние от оси хребта, можно рассчитать скорость распространения. [2] [3] [7] [8]

Скорость распространения колеблется примерно в пределах 10–200 мм/год. [2] [3] Медленно спрединговые хребты, такие как Срединно-Атлантический хребет, распространились гораздо меньше (показывая более крутой профиль), чем более быстрые хребты, такие как Восточно-Тихоокеанское поднятие (пологий профиль), за то же время, охлаждение и последующее батиметрическое углубление. [2] Медленно спрединговые хребты (менее 40 мм/год) обычно имеют большие рифтовые долины , иногда шириной до 10–20 км (6,2–12,4 миль), и очень пересеченную местность на гребне хребта, рельеф которой может достигать 1000 м. (3300 футов). [2] [3] [9] [10] Напротив, быстро распространяющиеся хребты (более 90 мм/год), такие как Восточно-Тихоокеанское поднятие, не имеют рифтовых долин. Скорость спрединга в Северной Атлантике составляет ~ 25 мм/год, а в Тихоокеанском регионе – 80–145 мм/год. [11] Самая высокая известная скорость составляет более 200 мм / год в миоцене на Восточно-Тихоокеанском поднятии. [12] Хребты, скорость распространения которых <20 мм/год, называются сверхмедленными спрединговыми хребтами. [3] [13] (например, хребет Гаккеля в Северном Ледовитом океане и Юго-Западный Индийский хребет ).

Центр или ось спрединга обычно соединяется с трансформным разломом, ориентированным под прямым углом к ​​оси. Склоны срединно-океанических хребтов во многих местах отмечены бездействующими шрамами трансформных разломов, называемыми зонами разломов . При более высоких скоростях спрединга оси часто отображают перекрывающиеся центры спрединга, в которых отсутствуют соединительные трансформные разломы. [2] [14] Глубина оси систематически меняется с меньшими глубинами между смещениями, такими как трансформные разломы и перекрывающиеся центры спрединга, делящие ось на сегменты. Одной из гипотез различных глубин вдоль оси является изменение поступления магмы в центр спрединга. [2] Сверхмедленно спрединговые хребты образуют как магматические, так и амагматические (в настоящее время лишенные вулканической активности) сегменты хребтов без трансформных разломов. [13]

Вулканизм

[ редактировать ]

Срединно-океанические хребты характеризуются активным вулканизмом и сейсмичностью . [3] Океаническая кора на срединно-океанических хребтах находится в состоянии постоянного «обновления» под воздействием процессов спрединга морского дна и тектоники плит. Новая магма постепенно выходит на дно океана и внедряется в существующую океанскую кору в разломах вдоль осей хребтов и вблизи них. Породы, составляющие кору под морским дном, являются самыми молодыми вдоль оси хребта и стареют по мере удаления от этой оси. Новая магма базальтового состава возникает на оси и вблизи нее из-за декомпрессионного плавления в подстилающей мантии Земли . [15] Изэнтропический апвеллинг твердого мантийного материала превышает температуру солидуса и плавится.

кору, Кристаллизованная магма образует новую базальтовую известную как MORB для базальта срединно-океанического хребта, и габбро под ней в нижней части океанической коры . [16] Базальт срединно-океанического хребта представляет собой толеитовый базальт с низким содержанием несовместимых элементов . [17] [18] Гидротермальные жерла, питаемые магматическим и вулканическим теплом, являются обычным явлением в центрах океанического распространения. [19] [20] Особенностью возвышенных хребтов являются относительно высокие значения теплового потока – около 1–10 мккал/см. 2 с, [21] или примерно 0,04–0,4 Вт/м 2 .

Возраст большей части коры океанических бассейнов составляет менее 200 миллионов лет. [22] [23] что намного моложе возраста Земли, составляющего 4,54 миллиарда лет . Этот факт отражает процесс переработки литосферы в мантию Земли в ходе субдукции . По мере удаления океанической коры и литосферы от оси хребта перидотит в подстилающей мантийной литосфере охлаждается и становится более жестким. Кора и относительно твердый перидотит под ней составляют океаническую литосферу , которая расположена над менее жесткой и вязкой астеносферой . [3]

Возраст океанической коры. Красный — самый новый, а синий — самый старый.

Приводные механизмы

[ редактировать ]
Дополнительная информация: Тектоника плит.
Океаническая кора формируется на океаническом хребте, а литосфера погружается обратно в астеносферу в желобах.

Океаническая литосфера формируется на океаническом хребте, а литосфера погружается обратно в астеносферу в океанских желобах . два процесса: выталкивание хребтов и вытягивание плит . Считается, что за распространение на срединно-океанических хребтах ответственны [24] Толчок хребта относится к гравитационному скольжению океанской плиты, которая поднимается над более горячей астеносферой, создавая тем самым объемную силу, вызывающую скольжение плиты вниз по склону. [25] При растяжении плиты вес тектонической плиты, погружающейся (подтягиваемой) под вышележащую плиту в зоне субдукции, тянет за собой остальную часть плиты. Считается, что механизм тяги плиты вносит больший вклад, чем толчок конька. [24] [26]

Ранее предполагалось, что процесс, способствующий движению плит и образованию новой океанической коры на срединно-океанических хребтах, - это «мантийный конвейер» из-за глубокой конвекции (см. Изображение). [27] [28] Однако некоторые исследования показали, что верхняя мантия ( астеносфера ) слишком пластична (гибка), чтобы генерировать достаточное трение , чтобы тянуть за собой тектоническую плиту. [29] [30] Более того, мантийный апвеллинг, вызывающий образование магмы под океанскими хребтами, по-видимому, охватывает только его верхние 400 км (250 миль), как следует из сейсмической томографии и наблюдений за сейсмической неоднородностью в верхней мантии на высоте около 400 км (250 миль). С другой стороны, некоторые из крупнейших в мире тектонических плит, таких как Северо-Американская плита и Южно-Американская плита, находятся в движении, но погружаются только в ограниченных местах, таких как дуга Малых Антильских островов и дуга Скотия , что указывает на действие хребта. давить силой тела на эти пластины. Компьютерное моделирование движений плит и мантии предполагает, что движение плит и мантийная конвекция не связаны между собой, а основной движущей силой плит является притяжение плит. [31]

Влияние на глобальный уровень моря

[ редактировать ]

Повышенные темпы расширения морского дна (т.е. скорость расширения срединно-океанического хребта) привели к повышению глобального ( эвстатического ) уровня моря в течение очень длительного периода времени (миллионы лет). [32] [33] Увеличение расширения морского дна означает, что срединно-океанический хребет затем расширится и сформирует более широкий хребет с уменьшенной средней глубиной, занимая больше места в океанском бассейне. Это вытесняет вышележащий океан и вызывает повышение уровня моря. [34]

Изменение уровня моря можно объяснить другими факторами ( тепловым расширением , таянием льда и мантийной конвекцией, создающей динамическую топографию). [35] ). Однако в очень длительных временных масштабах это является результатом изменений объема океанских бассейнов, на которые, в свою очередь, влияют скорости распространения морского дна вдоль срединно-океанических хребтов. [36]

Повышение уровня моря на 100–170 метров в меловой период (144–65 млн лет назад) частично объясняется тектоникой плит, поскольку тепловое расширение и отсутствие ледниковых щитов объясняют лишь часть дополнительного уровня моря. [34]

Влияние на химический состав морской воды и отложение карбонатов

[ редактировать ]
Основная статья: Химия океана
Изменение соотношения магния и кальция на срединно-океанических хребтах

систему глобального масштаба Морское дно, распространяющееся на срединно-океанические хребты, представляет собой ионообменную . [37] Гидротермальные жерла в центрах распространения приносят в океан различные количества железа , серы , марганца , кремния и других элементов, некоторые из которых перерабатываются в океанскую кору. Гелий-3 , изотоп, который сопровождает вулканизм в мантии, выбрасывается гидротермальными жерлами и может быть обнаружен в шлейфах в океане. [38]

Быстрая скорость распространения приведет к расширению срединно-океанического хребта, что приведет к более быстрым реакциям базальта с морской водой. Соотношение магний/кальций будет ниже, поскольку больше ионов магния удаляется из морской воды и поглощается породой, а больше ионов кальция удаляется из породы и попадает в морскую воду. Гидротермальная деятельность на гребне хребта эффективно удаляет магний. [39] соотношение Mg/Ca благоприятствует осаждению карбоната полиморфных модификаций кальция Более низкое с низким содержанием Mg ( кальцитовые моря ). [40] [41]

Медленное распространение на срединно-океанических хребтах имеет противоположный эффект и приводит к более высокому соотношению Mg/Ca, что способствует осаждению арагонита и полиморфных модификаций карбоната кальция с высоким содержанием магния ( арагонитовые моря ). [41]

Эксперименты показывают, что большинство современных кальцитовых организмов с высоким содержанием магния в прошлых кальцитовых морях представляли собой кальцит с низким содержанием магния. [42] это означает, что соотношение Mg/Ca в скелете организма зависит от соотношения Mg/Ca в морской воде, в которой он был выращен.

Таким образом, минералогия рифообразующих и производящих отложения организмов регулируется химическими реакциями, происходящими вдоль срединно-океанического хребта, скорость которых контролируется скоростью расширения морского дна. [39] [42]

История

[ редактировать ]

Открытие

[ редактировать ]
Основная статья: Тектоника плит § Развитие теории

Первые признаки того, что хребет разделяет бассейн Атлантического океана пополам, появились в результате британской экспедиции «Челленджер» в девятнадцатом веке. [43] проанализировали данные зондирования, опущенные на морское дно, Океанографы Мэтью Фонтейн Мори и Чарльз Уивилл Томсон и выявили заметный подъем морского дна, протекавшего по Атлантическому бассейну с севера на юг. Гидролокационные эхолоты подтвердили это еще в начале ХХ века. [44]

Лишь после Второй мировой войны , когда дно океана было исследовано более подробно, стала известна полная протяженность срединно-океанических хребтов. «Вема » , корабль Земной обсерватории Ламонта-Доэрти Колумбийского университета , пересек Атлантический океан, записывая данные эхолота о глубине океанского дна. Команда под руководством Мари Тарп и Брюса Хизена пришла к выводу, что посреди Атлантического океана существовала огромная горная цепь с рифтовой долиной на ее гребне. Ученые назвали его «Срединно-Атлантическим хребтом». Другие исследования показали, что гребень хребта был сейсмически активным. [45] а в рифтовой долине были обнаружены свежие лавы. [46] Кроме того, коровый тепловой поток здесь был выше, чем где-либо еще в бассейне Атлантического океана. [47]

Сначала считалось, что хребет является особенностью Атлантического океана. Однако по мере продолжения исследований дна океана по всему миру было обнаружено, что каждый океан содержит части системы срединно-океанических хребтов. Немецкая экспедиция «Метеор» проследила срединно-океанический хребет от Южной Атлантики до Индийского океана в начале двадцатого века. Хотя первый обнаруженный участок системы хребтов проходит посередине Атлантического океана, было обнаружено, что большинство срединно-океанических хребтов расположены вдали от центра других океанских котловин. [2] [3]

Влияние открытия: расширение морского дна

[ редактировать ]

Альфред Вегенер предложил теорию дрейфа континентов в 1912 году. Он заявил: «Срединно-Атлантический хребет… зона, в которой дно Атлантического океана, продолжая расширяться, постоянно разрывается и освобождает место для свежих, относительно текучих и горячая сима [поднимающаяся] из глубины». [48] Однако Вегенер не развивал это наблюдение в своих более поздних работах, и его теория была отвергнута геологами, поскольку не было механизма, объясняющего, как континенты могли преодолевать океанскую кору , и теория была в значительной степени забыта.

После открытия в 1950-х годах срединно-океанического хребта, простирающегося по всему миру, перед геологами встала новая задача: объяснить, как могла образоваться такая огромная геологическая структура. В 1960-х годах геологи открыли и начали предлагать механизмы расширения морского дна . Открытие срединно-океанических хребтов и процесс расширения морского дна позволили Вегенера , включив в нее движение океанической коры, а также континентов. расширить теорию [49] Тектоника плит была подходящим объяснением расширения морского дна, а признание тектоники плит большинством геологов привело к серьезному сдвигу парадигмы в геологическом мышлении.

Подсчитано, что вдоль срединно-океанических хребтов Земли ежегодно проходит 2,7 км. 2 (1,0 квадратных миль) нового морского дна формируется в результате этого процесса. [50] При толщине земной коры 7 км (4,3 мили) это составляет около 19 км. 3 (4,6 кубических миль) новой океанической коры образуется каждый год. [50]

Список срединно-океанических хребтов

[ редактировать ]
Основная категория: Океанические хребты

Список древних океанических хребтов

[ редактировать ]

См. также

[ редактировать ]

Ссылки

[ редактировать ]
  1. ^ «Какая самая длинная горная цепь на Земле?» . Факты об океане . НОАА . Проверено 17 октября 2014 г.
  2. ^ Перейти обратно: а б с д и ж г час Макдональд, Кен К. (2019), «Тектоника, вулканизм и геоморфология Срединно-океанического хребта», Энциклопедия наук об океане , Elsevier, стр. 405–419, doi : 10.1016/b978-0-12-409548-9.11065-6 , ISBN  9780128130827 , S2CID   264225475
  3. ^ Перейти обратно: а б с д и ж г час Сирл, Роджер (19 сентября 2013 г.). Срединно-океанические хребты . Нью-Йорк. ISBN  9781107017528 . OCLC   842323181 . {{cite book}}: CS1 maint: отсутствует местоположение издателя ( ссылка )
  4. ^ Перейти обратно: а б Склейтер, Джон Г.; Андерсон, Роджер Н.; Белл, М. Ли (10 ноября 1971 г.). «Поднятие хребтов и эволюция центрально-восточной части Тихого океана». Журнал геофизических исследований . 76 (32): 7888–7915. Бибкод : 1971JGR....76.7888S . дои : 10.1029/jb076i032p07888 . ISSN   2156-2202 .
  5. ^ Перейти обратно: а б Парсонс, Барри; Склейтер, Джон Г. (10 февраля 1977 г.). «Анализ изменения батиметрии дна океана и теплового потока с возрастом». Журнал геофизических исследований . 82 (5): 803–827. Бибкод : 1977JGR....82..803P . дои : 10.1029/jb082i005p00803 . ISSN   2156-2202 .
  6. ^ Перейти обратно: а б Дэвис, Э.Э.; Листер, CRB (1974). «Основы топографии хребта». Письма о Земле и планетологии . 21 (4): 405–413. Бибкод : 1974E&PSL..21..405D . дои : 10.1016/0012-821X(74)90180-0 .
  7. ^ Вайн, Ф.Дж.; Мэтьюз, Д.Х. (1963). «Магнитные аномалии над океаническими хребтами». Природа . 199 (4897): 947–949. Бибкод : 1963Природа.199..947В . дои : 10.1038/199947a0 . ISSN   0028-0836 . S2CID   4296143 .
  8. ^ Вайн, Ф.Дж. (16 декабря 1966 г.). «Распространение дна океана: новые доказательства». Наука . 154 (3755): 1405–1415. Бибкод : 1966Sci...154.1405V . дои : 10.1126/science.154.3755.1405 . ISSN   0036-8075 . ПМИД   17821553 . S2CID   44362406 .
  9. ^ Макдональд, Кен К. (1977). «Придонные магнитные аномалии, асимметричное спрединг, косое спрединг и тектоника Срединно-Атлантического хребта вблизи 37 ° с.ш.». Бюллетень Геологического общества Америки . 88 (4): 541. Бибкод : 1977GSAB...88..541M . doi : 10.1130/0016-7606(1977)88<541:NMAASO>2.0.CO;2 . ISSN   0016-7606 .
  10. ^ Макдональд, КК (1982). «Срединно-океанические хребты: мелкомасштабные тектонические, вулканические и гидротермальные процессы в пограничной зоне плит». Ежегодный обзор наук о Земле и планетах . 10 (1): 155–190. Бибкод : 1982AREPS..10..155M . doi : 10.1146/annurev.ea.10.050182.001103 .
  11. ^ Аргус, Дональд Ф.; Гордон, Ричард Г.; ДеМец, Чарльз (1 апреля 2010 г.). «Геологически текущие движения плит» . Международный геофизический журнал . 181 (1): 1–80. Бибкод : 2010GeoJI.181....1D . дои : 10.1111/j.1365-246X.2009.04491.x . ISSN   0956-540X .
  12. ^ Уилсон, Дуглас С. (1996). «Самое быстрое известное распространение на границе Кокосово-Тихоокеанской плиты миоцена». Письма о геофизических исследованиях . 23 (21): 3003–3006. Бибкод : 1996GeoRL..23.3003W . дои : 10.1029/96GL02893 . ISSN   1944-8007 .
  13. ^ Перейти обратно: а б Дик, Генри Дж.Б.; Линь, Цзянь; Схоутен, Ганс (ноябрь 2003 г.). «Сверхмедленно спрединговый класс океанских хребтов». Природа . 426 (6965): 405–412. Бибкод : 2003Natur.426..405D . дои : 10.1038/nature02128 . ISSN   1476-4687 . ПМИД   14647373 . S2CID   4376557 .
  14. ^ Макдональд, Кен С.; Фокс, Пи Джей (1983). «Перекрывающиеся центры спрединга: новая геометрия аккреции на Восточно-Тихоокеанском поднятии». Природа . 302 (5903): 55–58. Бибкод : 1983Натур.302...55М . дои : 10.1038/302055a0 . ISSN   1476-4687 . S2CID   4358534 .
  15. ^ Марджори Уилсон (1993). Магматическое петрогенезис . Лондон: Чепмен и Холл. ISBN  978-0-412-53310-5 .
  16. ^ Майкл, Питер; Чидл, Майкл (20 февраля 2009 г.). «Изготовление корочки». Наука . 323 (5917): 1017–18. дои : 10.1126/science.1169556 . ПМИД   19229024 . S2CID   43281390 .
  17. ^ Гайндман, Дональд В. (1985). Петрология магматических и метаморфических пород (2-е изд.). МакГроу-Хилл. ISBN  978-0-07-031658-4 .
  18. ^ Блатт, Харви и Роберт Трейси (1996). Петрология (2-е изд.). Фриман. ISBN  978-0-7167-2438-4 .
  19. ^ Шписс, ФН; Макдональд, КК; Этуотер, Т.; Баллард, Р.; Карранса, А.; Кордова, Д.; Кокс, К.; Гарсия, ВМД; Франшето, Дж. (28 марта 1980 г.). «Восточно-Тихоокеанское поднятие: горячие источники и геофизические эксперименты». Наука . 207 (4438): 1421–1433. Бибкод : 1980Sci...207.1421S . дои : 10.1126/science.207.4438.1421 . ISSN   0036-8075 . ПМИД   17779602 . S2CID   28363398 .
  20. ^ Мартин, Уильям; Баросс, Джон; Келли, Дебора; Рассел, Майкл Дж. (1 ноября 2008 г.). «Гидротермальные источники и происхождение жизни». Обзоры природы Микробиология . 6 (11): 805–814. дои : 10.1038/nrmicro1991 . ISSN   1740-1526 . ПМИД   18820700 . S2CID   1709272 .
  21. ^ Хекинян Р., изд. (1982-01-01), «Глава 2 Мировая система океанических хребтов» , Серия Elsevier Oceanography , Петрология дна океана, том. 33, Elsevier, стр. 51–139, номер документа : 10.1016/S0422-9894(08)70944-9 , ISBN.  9780444419675 , получено 27 октября 2020 г.
  22. ^ Ларсон, Р.Л., У.К. Питман, X. Головченко, С.Д. Канде, Дж.Ф. Дьюи, У. Ф. Хаксби и Дж. Л. Ла Брек, Мировая геология коренных пород, WH Freeman, Нью-Йорк, 1985.
  23. ^ Мюллер, Р. Дитмар; Руст, Уолтер Р.; Ройе, Жан-Ив; Гахаган, Лиза М.; Склейтер, Джон Г. (10 февраля 1997 г.). «Цифровые изохроны дна мирового океана» . Журнал геофизических исследований: Solid Earth . 102 (Б2): 3211–3214. Бибкод : 1997JGR...102.3211M . дои : 10.1029/96JB01781 .
  24. ^ Перейти обратно: а б Форсайт, Д.; Уеда, С. (1 октября 1975 г.). «Об относительной важности движущих сил движения плит» . Международный геофизический журнал . 43 (1): 163–200. Бибкод : 1975GeoJ...43..163F . дои : 10.1111/j.1365-246X.1975.tb00631.x . ISSN   0956-540X .
  25. ^ Теркотт, Дональд Лоусон; Шуберт, Джеральд (2002). Геодинамика (2-е изд.). Кембридж. стр. 1–21 . ISBN  0521661862 . OCLC   48194722 . {{cite book}}: CS1 maint: отсутствует местоположение издателя ( ссылка )
  26. ^ Харфф, Ян; Мешеде, Мартин; Петерсен, Свен; Тиде, Йорн (2014). «Движущие силы: тяга плиты, толчок гребня». Энциклопедия морских геолого-геофизических наук (изд. 2014 г.). Спрингер Нидерланды. стр. 1–6. дои : 10.1007/978-94-007-6644-0_105-1 . ISBN  978-94-007-6644-0 .
  27. ^ Холмс А. (1 января 1931 г.), Радиоактивность и движение Земли (на английском и английском языках), том. 18, стр. 559–606, doi : 10.1144/TRANSGLAS.18.3.559 , S2CID   122872384 , Wikidata   Q61783012
  28. ^ Гесс, Х.Х. (1962), «История океанских бассейнов» , в Энгеле, AEJ; Джеймс, Гарольд Л.; Леонард, Б.Ф. (ред.), Петрологические исследования , Геологическое общество Америки, стр. 599–620, номер doi : 10.1130/petrologic.1962.599 , ISBN.  9780813770161 , получено 11 сентября 2019 г.
  29. ^ Рихтер, Фрэнк М. (1973). «Динамические модели распространения морского дна». Обзоры геофизики . 11 (2): 223–287. Бибкод : 1973RvGSP..11..223R . дои : 10.1029/RG011i002p00223 . ISSN   1944-9208 .
  30. ^ Рихтер, Фрэнк М. (1973). «Конвекция и крупномасштабная циркуляция мантии». Журнал геофизических исследований . 78 (35): 8735–8745. Бибкод : 1973JGR....78.8735R . дои : 10.1029/JB078i035p08735 . ISSN   2156-2202 .
  31. ^ Колтис, Николас; Хассон, Лоран; Факценна, Клаудио; Арну, Маэлис (2019). «Что движет тектоническими плитами?» . Достижения науки . 5 (10): eaax4295. Бибкод : 2019SciA....5.4295C . дои : 10.1126/sciadv.aax4295 . ISSN   2375-2548 . ПМК   6821462 . ПМИД   31693727 .
  32. ^ Питман, Уолтер К. (1 сентября 1978 г.). «Связь между эвстатией и стратиграфическими последовательностями пассивных окраин». Бюллетень ГСА . 89 (9): 1389–1403. Бибкод : 1978GSAB...89.1389P . doi : 10.1130/0016-7606(1978)89<1389:RBEASS>2.0.CO;2 . ISSN   0016-7606 .
  33. ^ Черч, JA; Грегори, Дж. М. (2001). Энциклопедия наук об океане . стр. 2599–2604 . дои : 10.1006/rwos.2001.0268 . ISBN  9780122274305 . S2CID   129689280 .
  34. ^ Перейти обратно: а б Миллер, Кеннет Г. (2009). «Изменение уровня моря, последние 250 миллионов лет». Энциклопедия палеоклиматологии и древней окружающей среды . Серия Энциклопедия наук о Земле. Спрингер, Дордрехт. стр. 879–887. дои : 10.1007/978-1-4020-4411-3_206 . ISBN  978-1-4020-4551-6 .
  35. ^ Мюллер, РД; Сдролиас, М.; Гайна, К.; Стейнбергер, Б.; Хейне, К. (07 марта 2008 г.). «Долгосрочные колебания уровня моря, вызванные динамикой океанского бассейна». Наука . 319 (5868): 1357–1362. Бибкод : 2008Sci...319.1357M . дои : 10.1126/science.1151540 . ISSN   0036-8075 . ПМИД   18323446 . S2CID   23334128 .
  36. ^ Коминц, Массачусетс (2001). «Изменения уровня моря в течение геологического времени» . Энциклопедия наук об океане . Сан-Диего: Академическая пресса. стр. 2605–2613 . дои : 10.1006/rwos.2001.0255 . ISBN  9780122274305 .
  37. ^ Стэнли, С.М. и Харди, Лос-Анджелес, 1999. Гиперкальцификация: палеонтология связывает тектонику плит и геохимию с седиментологией. GSA сегодня , 9 (2), стр. 1–7.
  38. ^ Луптон, Дж., 1998. Гидротермальные гелиевые шлейфы в Тихом океане. Журнал геофизических исследований: Oceans , 103 (C8), стр. 15853-15868.
  39. ^ Перейти обратно: а б Коггон, РМ; Тигл, DAH; Смит-Дюк, CE; Альт, Дж.К.; Купер, MJ (26 февраля 2010 г.). «Реконструкция прошлой морской воды Mg/Ca и Sr/Ca из жил карбоната кальция на флангах срединно-океанических хребтов». Наука . 327 (5969): 1114–1117. Бибкод : 2010Sci...327.1114C . дои : 10.1126/science.1182252 . ISSN   0036-8075 . ПМИД   20133522 . S2CID   22739139 .
  40. ^ Морс, Джон В.; Ван, Цивэй; Цио, Май Инь (1997). «Влияние температуры и соотношения Mg:Ca на осадки CaCO3 из морской воды». Геология . 25 (1): 85. Бибкод : 1997Гео....25...85М . doi : 10.1130/0091-7613(1997)025<0085:IOTAMC>2.3.CO;2 . ISSN   0091-7613 .
  41. ^ Перейти обратно: а б Харди, Лоуренс; Стэнли, Стивен (февраль 1999 г.). «Гиперкальцификация: палеонтология связывает тектонику плит и геохимию с седиментологией» (PDF) . ГСА сегодня . 9 (2): 1–7.
  42. ^ Перейти обратно: а б Райс, Джастин Б. (1 ноября 2004 г.). «Влияние соотношения Mg/Ca в окружающей среде на фракционирование Mg у известковых морских беспозвоночных: запись океанического соотношения Mg/Ca в фанерозое». Геология . 32 (11): 981. Бибкод : 2004Geo....32..981R . дои : 10.1130/g20851.1 . ISSN   0091-7613 .
  43. ^ Сюй, Кеннет Дж. (14 июля 2014 г.). «Челленджер» в море: корабль, совершивший революцию в науке о Земле . Принстон, Нью-Джерси. ISBN  9781400863020 . OCLC   889252330 . {{cite book}}: CS1 maint: отсутствует местоположение издателя ( ссылка )
  44. ^ Банч, Брайан Х. (2004). История науки и техники: браузерный путеводитель по великим открытиям, изобретениям и людям, которые их сделали, с незапамятных времен до наших дней . Хеллеманс, Александр, 1946–. Бостон: Хоутон Миффлин. ISBN  0618221239 . OCLC   54024134 .
  45. ^ Гутенберг, Б.; Рихтер, CF (1954). Сейсмичность Земли и связанные с ней явления . Принстонский университет. Нажимать. п. 309.
  46. ^ Шанд, SJ (1 января 1949 г.). «Скалы Срединно-Атлантического хребта». Журнал геологии . 57 (1): 89–92. Бибкод : 1949JG.....57...89S . дои : 10.1086/625580 . ISSN   0022-1376 . S2CID   131014204 .
  47. ^ День, А.; Буллард, ЕС (1 декабря 1961 г.). «Поток тепла через дно Атлантического океана» . Международный геофизический журнал . 4 (Дополнение_1): 282–292. Бибкод : 1961GeoJ....4..282B . дои : 10.1111/j.1365-246X.1961.tb06820.x . ISSN   0956-540X .
  48. ^ Джейкоби, WR (январь 1981 г.). «Современные концепции динамики Земли, предвиденные Альфредом Вегенером в 1912 году». Геология . 9 (1): 25–27. Бибкод : 1981Geo.....9...25J . doi : 10.1130/0091-7613(1981)9<25:MCOEDA>2.0.CO;2 .
  49. ^ «распространение морского дна» . Национальное географическое общество . 08.06.2015 . Проверено 14 апреля 2017 г.
  50. ^ Перейти обратно: а б Конье, Жан-Паскаль; Хамлер, Эрик (2006). «Тенденции и ритмы глобальной скорости образования морского дна: ТЕМПЫ ГЕНЕРАЦИИ МОРСКОГО ДНА» (PDF) . Геохимия, геофизика, геосистемы . 7 (3): н/д. дои : 10.1029/2005GC001148 . S2CID   128900649 .
[ редактировать ]
Викискладе есть медиафайлы, связанные со срединно-океаническими хребтами .
Retrieved from "https://en.wikipedia.org/w/index.php?title=Mid-ocean_ridge&oldid=1229649007"
Arc.Ask3.Ru: конец переведенного документа.
Arc.Ask3.Ru
Номер скриншота №: 174660e712f65b6581f9bea39fc5347b__1718657160
URL1:https://arc.ask3.ru/arc/aa/17/7b/174660e712f65b6581f9bea39fc5347b.html
Заголовок, (Title) документа по адресу, URL1:
Mid-ocean ridge - Wikipedia
Данный printscreen веб страницы (снимок веб страницы, скриншот веб страницы), визуально-программная копия документа расположенного по адресу URL1 и сохраненная в файл, имеет: квалифицированную, усовершенствованную (подтверждены: метки времени, валидность сертификата), открепленную ЭЦП (приложена к данному файлу), что может быть использовано для подтверждения содержания и факта существования документа в этот момент времени. Права на данный скриншот принадлежат администрации Ask3.ru, использование в качестве доказательства только с письменного разрешения правообладателя скриншота. Администрация Ask3.ru не несет ответственности за информацию размещенную на данном скриншоте. Права на прочие зарегистрированные элементы любого права, изображенные на снимках принадлежат их владельцам. Качество перевода предоставляется как есть. Любые претензии, иски не могут быть предъявлены. Если вы не согласны с любым пунктом перечисленным выше, вы не можете использовать данный сайт и информация размещенную на нем (сайте/странице), немедленно покиньте данный сайт. В случае нарушения любого пункта перечисленного выше, штраф 55! (Пятьдесят пять факториал, Денежную единицу (имеющую самостоятельную стоимость) можете выбрать самостоятельно, выплаичвается товарами в течение 7 дней с момента нарушения.)