Grzbiet śródoceaniczny - Mid-ocean ridge

Przekrój grzbietu śródoceanicznego (przekrój)

Grzbiet śródoceaniczny ( MOR ) jest dno morskie System góra utworzona przez tektoniki płyt . Zwykle ma głębokość ~ 2600 metrów (8500 stóp) i wznosi się około dwóch kilometrów nad najgłębszą częścią basenu oceanicznego . Ta cecha polega na tym, że rozprzestrzenianie się dna morskiego odbywa się wzdłuż rozbieżnej granicy płyt . Tempo rozprzestrzeniania się dna morskiego determinuje morfologię grzbietu grzbietu śródoceanicznego i jego szerokość w basenie oceanicznym. Produkcja nowego dna morskiego i litosfery oceanicznej wynika z upwellingu płaszcza w odpowiedzi na oddzielenie płyt. Topnienie wznosi się jako magma przy liniowej słabości między płytami oddzielającymi i wyłania się jako lawa , tworząc nową skorupę oceaniczną i litosferę po ochłodzeniu. Pierwszym odkrytym grzbietem śródoceanicznym był Grzbiet Śródatlantycki , który jest rozprzestrzeniającym się ośrodkiem przecinającym baseny północnego i południowego Atlantyku; stąd pochodzi nazwa „grzebień śródoceaniczny”. Większość oceanicznych centrów rozprzestrzeniania się nie znajduje się w środku ich bazy oceanicznej, ale niezależnie od tego, są one tradycyjnie nazywane grzbietami śródoceanicznymi. Grzbiety śródoceaniczne na całym świecie są połączone granicami płyt tektonicznych, a ślad po grzbietach na dnie oceanu przypomina szew piłki baseballowej . System grzbietów śródoceanicznych jest zatem najdłuższym pasmem górskim na Ziemi, osiągającym około 65 000 km (40 000 mil).

Globalny system

Światowe rozmieszczenie grzbietów śródoceanicznych

Grzbiety połowy oceaniczne świata są połączone i tworzą na Ocean Ridge, jednego globalnego systemu mid-grzbiet oceaniczny, który jest częścią każdego oceanu , co czyni go najdłuższym pasmem górskim na świecie. Ciągły łańcuch górski ma długość 65 000 km (40 400 mil) (kilka razy dłuższy niż Andy , najdłuższe pasmo górskie kontynentalne), a całkowita długość systemu grzbietów oceanicznych wynosi 80 000 km (49 700 mil).

Opis

Mapa Marie Tharp i Bruce'a Heezena , namalowana przez Heinricha C. Beranna (1977), przedstawiająca rzeźbę dna oceanicznego z systemem grzbietów śródoceanicznych
Grzbiet śródoceaniczny, z magmą unoszącą się z komory poniżej, tworząc nową litosferę oceaniczną, która rozciąga się od grzbietu
Strefa ryftowa w Parku Narodowym Þingvellir , Islandia. Wyspa jest podpowietrzną częścią Grzbietu Śródatlantyckiego

Morfologia

W centrum rozprzestrzeniania się na grzbiecie śródoceanicznym głębokość dna morskiego wynosi około 2600 metrów (8500 stóp). Na bokach grzbietu głębokość dna morskiego (lub wysokość lokalizacji na grzbiecie śródoceanicznym powyżej poziomu podstawy) jest skorelowana z jego wiekiem ( wikiem litosfery, w której mierzy się głębokość). Stosunek głębokości wieku może być modelowane przez chłodzenie płyty litosfery lub płaszcza półprzestrzeni. Dobrym przybliżeniem jest to, że głębokość dna morskiego w miejscu na rozpostartym grzbiecie śródoceanicznym jest proporcjonalna do pierwiastka kwadratowego z wieku dna morskiego. Ogólny kształt grzbietów wynika z izostatyki Pratta : blisko osi grzbietu znajduje się gorący płaszcz o niskiej gęstości podtrzymujący skorupę oceaniczną. W miarę ochładzania się płyty oceanicznej, z dala od osi grzbietu, litosfera płaszcza oceanicznego (zimniejsza, gęstsza część płaszcza, która wraz ze skorupą tworzy płyty oceaniczne) gęstnieje i zwiększa się gęstość. Tak więc starsze dno morskie jest podszyte gęstszym materiałem i jest głębsze.

Tempo rozprzestrzeniania się to tempo, w jakim basen oceaniczny rozszerza się z powodu rozprzestrzeniania się dna morskiego. Szybkości można obliczyć, mapując morskie anomalie magnetyczne, które obejmują grzbiety śródoceaniczne. Gdy skrystalizowany bazalt wytłaczany na osi grzbietu ochładza się poniżej punktów Curie odpowiednich tlenków żelaza i tytanu, w tych tlenkach rejestrowane są kierunki pola magnetycznego równoległe do pola magnetycznego Ziemi. Orientacje pola zachowane w skorupie oceanicznej stanowią zapis kierunków ziemskiego pola magnetycznego w czasie. Ponieważ pole to zmieniało kierunki w znanych odstępach czasu w swojej historii, wzorzec odwróceń geomagnetycznych w skorupie oceanicznej można wykorzystać jako wskaźnik wieku; biorąc pod uwagę wiek skorupy ziemskiej i odległość od osi grzbietu, można obliczyć szybkość rozprzestrzeniania się.

Szybkość rozlewania waha się od około 10–200 mm/rok. Wolno rozprzestrzeniające się grzbiety, takie jak Grzbiet Śródatlantycki, rozprzestrzeniły się znacznie mniej (pokazując bardziej stromy profil) niż szybsze grzbiety, takie jak Wschodni Pacyfik (delikatny profil) przez ten sam czas i chłodzenie, a w konsekwencji pogłębienie batymetryczne. Wolno rozprzestrzeniające się grzbiety (mniej niż 40 mm / rok) mają zwykle duże doliny ryftowe , czasami o szerokości 10-20 km (6,2-12,4 mil) i bardzo nierówny teren na grzbiecie grzbietu, który może mieć ulgę do 1000 m (3300 stóp). W przeciwieństwie do tego, szybko rozprzestrzeniające się grzbiety (większe niż 90 mm/rok), takie jak Wzniesienie Wschodniego Pacyfiku, nie zawierają dolin ryftowych. Szybkość rozprzestrzeniania się Północnego Oceanu Atlantyckiego wynosi ~25 mm/rok, podczas gdy w rejonie Pacyfiku 80–145 mm/rok. Najwyższy znany wskaźnik wynosi ponad 200 mm/rok w miocenie na wzniesieniu wschodniego Pacyfiku. Grzbiety, które rozprzestrzeniają się z szybkością <20 mm/rok, określane są jako grzbiety ultrawolno rozprzestrzeniające się (np. Grzbiet Gakkela na Oceanie Arktycznym i Grzbiet Południowo-Zachodni Indii ).

Środek lub oś rozprzestrzeniania zwykle łączy się z błędem transformacji zorientowanym pod kątem prostym do osi. Boki grzbietów śródoceanicznych są w wielu miejscach naznaczone nieaktywnymi bliznami uskoków transformacyjnych, zwanych strefami pęknięć . Przy większych szybkościach rozlewania osie często wykazują nakładające się centra rozlewania, w których brak jest błędów transformacji łączącej. Głębokość osi zmienia się w sposób systematyczny wraz z płytszymi głębokościami między przesunięciami, takimi jak uskoki transformacji i nakładające się środki rozprzestrzeniania, dzielące oś na segmenty. Jedną z hipotez dla różnych głębokości wzdłuż osi są zmiany w dostawie magmy do centrum rozprzestrzeniania. Ultra wolno rozprzestrzeniające się grzbiety tworzą zarówno magmowe, jak i amagmowe (obecnie pozbawione aktywności wulkanicznej) segmenty grzbietów bez uskoków transformacyjnych.

Wulkanizm

Grzbiety śródoceaniczne wykazują aktywny wulkanizm i sejsmiczność . Skorupa oceaniczna jest w ciągłym stanie „odnowy” na grzbietach śródoceanicznych w wyniku procesów rozprzestrzeniania się dna morskiego i tektoniki płyt. Nowa magma stopniowo pojawia się na dnie oceanu i wdziera się w istniejącą skorupę oceaniczną przy i w pobliżu szczelin wzdłuż osi grzbietu. Skały tworzące skorupę poniżej dna morskiego są najmłodsze wzdłuż osi grzbietu i starzeją się wraz ze wzrostem odległości od tej osi. Nowa magma o składzie bazaltowym pojawia się na i w pobliżu osi z powodu topienia dekompresji w leżącym poniżej płaszczu Ziemi . Izentropowe stały materiał płaszcza upwelling przekracza solidusu temperatury i stopów. Skrystalizowana magma tworzy nową skorupę bazaltową znaną jako MORB dla bazaltu środkowego grzbietu oceanicznego, a pod nią gabro w dolnej skorupie oceanicznej . Bazalt z grzbietu śródoceanicznego jest bazaltem toleitycznym i zawiera mało niekompatybilnych pierwiastków . Kominy hydrotermalne zasilane ciepłem magmowym i wulkanicznym są powszechną cechą w oceanicznych centrach rozprzestrzeniania się. Cechą podwyższone wypukłości jest ich stosunkowo wysokie wartości przepływu ciepła w zakresie od pomiędzy 1 μ kal / cm 2 sekund do około 10 μ cal / cm2 sek. ( Mikrokalorie na centymetr kwadratowy na sekundę)


Większość skorupy w basenach oceanicznych ma mniej niż 200 milionów lat, czyli znacznie mniej niż 4,54 miliarda lat Ziemi. Fakt ten odzwierciedla proces zawracania litosfery do płaszcza Ziemi podczas subdukcji. Gdy skorupa oceaniczna i litosfera oddalają się od osi grzbietu, perydotyt w leżącej poniżej litosferze płaszcza ochładza się i staje się sztywniejszy. Skorupa i stosunkowo sztywny perydotyt pod nią tworzą litosferę oceaniczną , która znajduje się nad mniej sztywną i lepką astenosferą .

Wiek skorupy oceanicznej. Czerwony jest najnowszy, a niebieski jest najstarszy.

Mechanizmy jazdy

Skorupa oceaniczna tworzy się na grzbiecie oceanicznym, podczas gdy litosfera jest subdukowana z powrotem do astenosfery w rowach.

Litosfera oceaniczna powstaje na grzbiecie oceanicznym, podczas gdy litosfera jest subdukowana z powrotem do astenosfery w rowach oceanicznych . Uważa się, że za rozprzestrzenianie się na grzbietach śródoceanicznych odpowiedzialne są dwa procesy : popychanie grzbietu i ciągnięcie płyty . Pchnięcie grzbietowe odnosi się do przesuwania grawitacyjnego płyty oceanicznej, która unosi się nad gorętszą astenosferą, tworząc w ten sposób siłę ciała powodującą zsuwanie się płyty w dół. W slab pull ciężar płyty tektonicznej, która jest subdukowana (ciągnięta) poniżej leżącej na niej płyty w strefie subdukcji, ciągnie za nią resztę płyty. Uważa się, że mechanizm ciągnięcia płyty przyczynia się bardziej niż pchanie kalenicy.

Proponowanym wcześniej procesem przyczyniającym się do ruchu płyt i tworzenia nowej skorupy oceanicznej na grzbietach śródoceanicznych jest „przenośnik płaszcza” z powodu głębokiej konwekcji (patrz zdjęcie). Jednak niektóre badania wykazały, że górny płaszcz ( astenosfera ) jest zbyt plastyczny (elastyczny), aby wytworzyć wystarczające tarcie, aby pociągnąć płytę tektoniczną. Co więcej, upwelling płaszcza, który powoduje powstawanie magmy pod grzbietami oceanu, wydaje się obejmować tylko jego górne 400 km (250 mil), jak wywnioskowano z tomografii sejsmicznej i obserwacji nieciągłości sejsmicznej w górnym płaszczu na około 400 km (250 mil). Z drugiej strony, niektóre z największych na świecie płyt tektonicznych, takie jak płyta północnoamerykańska i płyta południowoamerykańska, są w ruchu, ale są subdukowane tylko w ograniczonych miejscach, takich jak Łuk Małych Antyli i Łuk Szkocji , wskazując na działanie przez grzbiet naciskać siłę ciała na te płyty. Modelowanie komputerowe płyt i ruchów płaszcza sugeruje, że ruch płyt i konwekcja płaszcza nie są ze sobą powiązane, a siłą napędową płyty głównej jest ciągnięcie płyty.

Wpływ na globalny poziom morza

Zwiększone tempo rozprzestrzeniania się dna morskiego (tj. tempo ekspansji grzbietu śródoceanicznego) spowodowało wzrost globalnego ( eustatycznego ) poziomu morza w bardzo długich skalach czasowych (miliony lat). Zwiększone rozprzestrzenianie się dna morskiego oznacza, że ​​grzbiet śródoceaniczny rozszerzy się i utworzy szerszy grzbiet o zmniejszonej średniej głębokości, zajmując więcej miejsca w basenie oceanicznym. Powoduje to przemieszczanie się oceanu i podnoszenie się poziomu mórz.

Zmiany poziomu morza można przypisać innym czynnikom ( rozszerzalność cieplna , topnienie lodu i konwekcja płaszcza tworząca dynamiczną topografię ). Jednak w bardzo długich okresach jest to wynikiem zmian objętości basenów oceanicznych, na które z kolei wpływa tempo rozprzestrzeniania się dna morskiego wzdłuż grzbietów śródoceanicznych.

Wysoki poziom morza, który miał miejsce w okresie kredowym (144–65 mln lat temu) można przypisać wyłącznie tektonice płyt, ponieważ sama ekspansja termiczna i brak pokryw lodowych nie mogą tłumaczyć faktu, że poziom morza był o 100–170 metrów wyższy niż obecnie .

Wpływ na chemię wody morskiej i osadzanie się węglanów

Zmiany stosunku magnezu do wapnia na grzbietach śródoceanicznych

Rozprzestrzenianie się dna morskiego na grzbietach śródoceanicznych to system wymiany jonów w skali globalnej . Kominy hydrotermalne w centrach rozprzestrzeniania się wprowadzają do oceanu różne ilości żelaza , siarki , manganu , krzemu i innych pierwiastków, z których część jest zawracana do skorupy oceanicznej. Hel-3 , izotop towarzyszący wulkanizmowi z płaszcza, jest emitowany przez kominy hydrotermalne i można go wykryć w pióropuszach w oceanie.

Szybkie tempo rozprzestrzeniania się rozszerzy grzbiet śródoceaniczny, powodując szybsze reakcje bazaltu z wodą morską. Stosunek magnezu do wapnia będzie niższy, ponieważ więcej jonów magnezu jest usuwanych z wody morskiej i zużywanych przez skałę, a więcej jonów wapnia jest usuwanych ze skały i uwalnianych do wody morskiej. Aktywność hydrotermalna na grzbiecie grzbietu skutecznie usuwa magnez. Niższy stosunek Mg / Ca sprzyja wytrącaniu niskiej mg kalcytu polimorfy z węglanem wapnia ( morzu kalcytu ).

Powolne rozprzestrzenianie się na grzbietach śródoceanicznych ma odwrotny skutek i będzie skutkować wyższym stosunkiem Mg/Ca sprzyjającym wytrącaniu się aragonitu i polimorfów węglanu wapnia o wysokiej zawartości kalcytu ( morze aragonitu ).

Eksperymenty pokazują, że większość współczesnych organizmów o wysokiej zawartości kalcytu byłaby kalcytem o niskiej zawartości Mg w dawnych morzach kalcytowych, co oznacza, że ​​stosunek Mg/Ca w szkielecie organizmu zmienia się wraz ze stosunkiem Mg/Ca w wodzie morskiej, w której był uprawiany.

Mineralogia organizmów budujących rafy i wytwarzających osady jest zatem regulowana przez reakcje chemiczne zachodzące wzdłuż grzbietu śródoceanicznego, których szybkość jest kontrolowana przez szybkość rozprzestrzeniania się dna morskiego.

Historia

Odkrycie

Pierwsze oznaki, że grzbiet przecina basen Oceanu Atlantyckiego, pochodzą z wyników brytyjskiej ekspedycji Challenger w XIX wieku. Sondowania z linii opadających na dno morskie zostały przeanalizowane przez oceanografów Matthew Fontaine Maury'ego i Charlesa Wyville'a Thomsona i ujawniły wyraźne wzniesienie dna morskiego, które spływało w dół basenu Atlantyku z północy na południe. Sonar echosondy potwierdziły to na początku XX wieku.

Dopiero po II wojnie światowej , kiedy dno oceanu zostało dokładniej zbadane, poznano pełny zasięg grzbietów śródoceanicznych. Vema , statek z Lamont-Doherty Ziemi Obserwatorium z Columbia University , przemierzył Atlantyk, nagrywanie Echosonda dane na głębokości dna oceanu. Zespół kierowany przez Marie Tharp i Bruce'a Heezena doszedł do wniosku, że istnieje ogromny łańcuch górski z doliną szczelinową na szczycie, biegnący przez środek Oceanu Atlantyckiego. Naukowcy nazwali go „Grzbietem Śródatlantyckim”. Inne badania wykazały, że grzbiet grzbietu był aktywny sejsmicznie, aw dolinie ryftowej znaleziono świeże lawy. Ponadto przepływ ciepła w skorupie ziemskiej był tu wyższy niż w innych częściach basenu Oceanu Atlantyckiego.

Początkowo uważano, że grzbiet jest cechą charakterystyczną dla Oceanu Atlantyckiego. Jednak w miarę kontynuowania badań dna oceanicznego na całym świecie odkryto, że każdy ocean zawiera części systemu grzbietów śródoceanicznych. Wyprawa niemiecki Meteor prześledzić grzbiet mid-ocean z południowym Atlantyku w Oceanie Indyjskim na początku XX wieku. Chociaż pierwsza odkryta część systemu grzbietów biegnie przez środek Oceanu Atlantyckiego, odkryto, że większość grzbietów śródoceanicznych znajduje się z dala od centrum innych basenów oceanicznych.

Wpływ odkrycia: rozprzestrzenianie się dna morskiego

Alfred Wegener zaproponował teorię dryfu kontynentalnego w 1912 roku. Stwierdził on: „Grzbiet Śródatlantycki… strefa, w której dno Atlantyku, w miarę rozszerzania się, nieustannie otwiera się i tworzy przestrzeń dla świeżego, stosunkowo płynnego i gorąca sima [wyrastająca] z głębi”. Jednak Wegener nie kontynuował tej obserwacji w swoich późniejszych pracach, a jego teoria została odrzucona przez geologów, ponieważ nie istniał mechanizm wyjaśniający, w jaki sposób kontynenty mogły przebijać się przez skorupę oceaniczną , i teoria ta została w dużej mierze zapomniana.

Po odkryciu światowego zasięgu grzbietu śródoceanicznego w latach pięćdziesiątych, geolodzy stanęli przed nowym zadaniem: wyjaśnieniem, w jaki sposób mogła powstać tak ogromna struktura geologiczna. W latach sześćdziesiątych geolodzy odkryli i zaczęli proponować mechanizmy rozprzestrzeniania się dna morskiego . Odkrycie grzbietów śródoceanicznych i proces rozprzestrzeniania się dna morskiego pozwoliły rozszerzyć teorię Wegnera o ruch skorupy oceanicznej oraz kontynentów. Tektonika płyt była odpowiednim wyjaśnieniem rozprzestrzeniania się dna morskiego, a akceptacja tektoniki płyt przez większość geologów spowodowała poważną zmianę paradygmatu w myśleniu geologicznym.

Szacuje się, że po Ziemi mid-ocean grzbiety corocznie 2,7 km 2 (1,0 ²) nowego dna morskiego jest utworzony przez ten proces. Przy grubości skorupy 7 km (4,3 mil) odpowiada to około 19 km 3 (4,6 mil sześciennych) nowej skorupy oceanicznej tworzonej każdego roku.

Lista grzbietów śródoceanicznych

  • Aden Ridge  - Część aktywnego systemu ryftów ukośnych w Zatoce Adeńskiej, między Somalią a Półwyspem Arabskim
  • Kokosowy grzbiet
  • Explorer Ridge  – grzbiet śródoceaniczny na zachód od Kolumbii Brytyjskiej, Kanada
  • Galapagos Spreading Center - środkowy grzbiet śródoceaniczny z tendencją wschód-zachód na wschód od tytułowych wysp między płytami Nazca i Cocos
  • Gorda Ridge  – tektoniczne centrum rozprzestrzeniania się u północnych wybrzeży Kalifornii i południowego Oregonu
  • Juan de Fuca Ridge  – rozbieżna granica płyt u wybrzeży północno-zachodniego regionu Pacyfiku w Ameryce Północnej
  • Grzbiet południowoamerykańsko-antarktyczny  - Grzbiet śródoceaniczny na południowym Atlantyku między płytą południowoamerykańską a płytą antarktyczną
  • Chile Rise  - grzbiet oceaniczny na granicy płyt tektonicznych rozbieżnych między płytami Nazca i Antarktydy
  • East Pacific Rise  - Środkowy grzbiet oceaniczny na rozbieżnej granicy płyt tektonicznych na dnie Oceanu Spokojnego
  • Gakkel Ridge  - Grzbiet śródoceaniczny pod Oceanem Arktycznym pomiędzy płytą północnoamerykańską a płytą euroazjatycką (Grzbiet Środkowoarktyczny)
  • Grzbiet Pacyfik-Antarktyka  – granica płyt tektonicznych na południowym Pacyfiku
  • Środkowy Grzbiet Indyjski  – pasmo śródoceaniczne z tendencją północ-południe w zachodniej części Oceanu Indyjskiego
  • Grzbiet Południowo-Indyjski  – Grzbiet śródoceaniczny na południowym Oceanie Indyjskim
  • Southwest Indian Ridge  - Grzbiet śródoceaniczny na dnie południowo-zachodniego Oceanu Indyjskiego i południowo-wschodniego Oceanu Atlantyckiego
  • Grzbiet Śródatlantycki  – granica płyty tektonicznej Oceanu Atlantyckiego

Lista starożytnych grzbietów oceanicznych

  • Grzbiet Aegir  – wymarły grzbiet śródoceaniczny na dalekim północnym Oceanie Atlantyckim
  • Alpha Ridge  – Główny grzbiet wulkaniczny pod Oceanem Arktycznym
  • Grzbiet Kula-Farallon  – starożytny grzbiet śródoceaniczny, który istniał między płytami Kula i Farallon na Oceanie Spokojnym w okresie jurajskim
  • Mid-Labrador Ridge  - Starożytny grzbiet śródoceaniczny, który istniał między płytami północnoamerykańskimi i grenlandzkimi na Morzu Labradorskim w okresie paleogenu
  • Grzbiet Pacyfiku-Farallon  - Rozprzestrzeniający się grzbiet w późnej kredzie, który oddzielał płytę pacyficzną na zachodzie i płytę Farallon na wschodzie
  • Grzbiet Pacyfiku Kula  – Grzbiet śródoceaniczny między płytami Pacyfiku i Kula na Oceanie Spokojnym w okresie paleogenu
  • Grzbiet Feniksa

Zobacz też

Bibliografia

Zewnętrzne linki