Rozprzestrzenianie się dna morskiego - Seafloor spreading

Wiek litosfery oceanicznej; najmłodszy (czerwony) jest wzdłuż centrów rozrostowych

Rozprzestrzenianie się dna morskiego to proces, który zachodzi na grzbietach śródoceanicznych , gdzie nowa skorupa oceaniczna powstaje w wyniku aktywności wulkanicznej, a następnie stopniowo oddala się od grzbietu.

Historia studiów

Wcześniejsze teorie Alfreda Wegenera i Alexandra du Toita dotyczące dryfu kontynentów zakładały, że kontynenty w ruchu „przeorają” stałe i nieruchome dno morskie. Pomysł, że samo dno morskie porusza się, a także niesie ze sobą kontynenty, gdy rozciąga się od centralnej osi szczeliny, został zaproponowany przez Harolda Hammonda Hessa z Princeton University i Roberta Dietza z US Naval Electronics Laboratory w San Diego w latach 60. XX wieku. Zjawisko to znane jest dziś jako tektonika płyt . W miejscach, w których dwie płyty oddalają się od siebie, na grzbietach śródoceanicznych, podczas rozprzestrzeniania się dna morskiego stale tworzy się nowe dno morskie.

Znaczenie

Rozprzestrzenianie się dna morskiego pomaga wyjaśnić dryf kontynentalny w teorii tektoniki płyt . Kiedy płyty oceaniczne rozchodzą się , naprężenia napięciowe powodują powstawanie pęknięć w litosferze . Siłą motywującą rozprzestrzeniające się grzbiety dna morskiego jest przyciąganie płyty tektonicznej w strefach subdukcji , a nie ciśnienie magmy, chociaż zazwyczaj występuje znaczna aktywność magmy w rozszerzających się grzbietach. Płyty, które nie ulegają subdukcji, są napędzane przez grawitację zsuwającą się z wyniesionych grzbietów śródoceanicznych w procesie zwanym ridge push . W centrum rozprzestrzeniania się bazaltowa magma podnosi pęknięcia i ochładza się na dnie oceanu, tworząc nowe dno morskie . Kominy hydrotermalne są powszechne w centrach rozprzestrzeniania. Starsze skały będą znajdować się dalej od strefy rozprzestrzeniania się, podczas gdy młodsze skały będą znajdować się bliżej strefy rozprzestrzeniania się.

Tempo rozprzestrzeniania się to tempo, w jakim basen oceaniczny rozszerza się z powodu rozprzestrzeniania się dna morskiego. (Prędkość, z jaką nowa litosfera oceaniczna jest dodawana do każdej płyty tektonicznej po obu stronach grzbietu śródoceanicznego, jest połową tempa rozprzestrzeniania się i jest równa połowie tempa rozprzestrzeniania się). Szybkość rozrzucania określa, czy grzbiet jest szybki, pośredni czy wolny. Z reguły szybkie redliny charakteryzują się szybkością rozprzestrzeniania się (otwierania) powyżej 90 mm/rok. W redlinach pośrednich prędkość rozprzestrzeniania się wynosi 40–90 mm/rok, podczas gdy redliny wolno rozprzestrzeniające się w tempie poniżej 40 mm/rok. Najwyższa znana prędkość wynosiła ponad 200 mm/rok w miocenie na wschodzie wschodniego Pacyfiku .

W latach sześćdziesiątych, obserwując „anomalie” pasków magnetycznych na dnie oceanu, zauważono przeszły zapis geomagnetycznego odwrócenia pola magnetycznego Ziemi. Skutkuje to ogólnie widocznymi „paskami”, z których można wywnioskować przeszłą polaryzację pola magnetycznego na podstawie danych zebranych za pomocą magnetometru holowanego na powierzchni morza lub z samolotu. Pasy po jednej stronie grzbietu śródoceanicznego były lustrzanym odbiciem tych po drugiej stronie. Identyfikując odwrócenie o znanym wieku i mierząc odległość tego odwrócenia od środka rozprzestrzeniania, można było obliczyć połówkową szybkość rozprzestrzeniania.

paski magnetyczne powstające podczas rozkładania dna morskiego

Stwierdzono, że w niektórych lokalizacjach tempo rozprzestrzeniania się jest asymetryczne; stawki połowiczne różnią się po obu stronach grzbietu o około pięć procent. Uważa się, że jest to spowodowane gradientami temperatury w astenosferze z pióropuszy płaszcza w pobliżu centrum rozprzestrzeniania się.

Centrum rozsiewania

Rozprzestrzenianie się dna morskiego następuje w centrach rozprzestrzeniania się, rozmieszczonych wzdłuż grzbietów grzbietów śródoceanicznych. Centra rozsiewania kończą się błędami transformacji lub nakładającymi się przesunięciami środków rozsiewania . Centrum dyspersji obejmuje aktywną sejsmicznie strefę graniczną płyt o szerokości od kilku do kilkudziesięciu kilometrów, strefę akrecji skorupy ziemskiej w obrębie strefy granicznej, w której skorupa oceaniczna jest najmłodsza, oraz chwilową granicę płyt – linię w strefie akrecji skorupy płytki rozdzielające. W strefie akrecji skorupy ziemskiej znajduje się strefa neowulkaniczna o szerokości 1-2 km, w której występuje aktywny wulkanizm.

Początkowe rozprzestrzenianie

Płyty w skorupie ziemskiej, zgodnie z teorią tektoniki płyt

W ogólnym przypadku rozprzestrzenianie się dna morskiego zaczyna się jako szczelina w kontynentalnej masie lądu , podobnie jak obecnie w systemie szczelin Morza Czerwonego i Afryki Wschodniej . Proces rozpoczyna się od podgrzania podstawy skorupy kontynentalnej, co powoduje, że staje się ona bardziej plastyczna i mniej gęsta. Ponieważ mniej gęste obiekty unoszą się w stosunku do gęstszych obiektów, ogrzewany obszar staje się szeroką kopułą (patrz izostazja ). Gdy skorupa wygina się w górę, pojawiają się pęknięcia, które stopniowo przekształcają się w szczeliny. Typowy system szczelin składa się z trzech ramion szczelin pod kątem około 120 stopni. Obszary te nazywane są skrzyżowaniami potrójnymi i można je dziś znaleźć w kilku miejscach na całym świecie. Wydzielone brzegi kontynentów ewoluują, tworząc marginesy pasywne . Teoria Hessa głosiła, że ​​nowe dno morskie tworzy się, gdy magma jest wypychana ku powierzchni na grzbiecie śródoceanicznym.

Jeśli rozprzestrzenianie się będzie kontynuowane poza początkowym etapem opisanym powyżej, dwa ramiona szczeliny otworzą się, podczas gdy trzecie ramię przestanie się otwierać i stanie się „nieudaną szczeliną” lub aulakogenem . W miarę jak dwie aktywne szczeliny nadal się otwierają, ostatecznie skorupa kontynentalna zostaje osłabiona aż do rozciągnięcia. W tym momencie pomiędzy oddzielającymi się fragmentami kontynentów zaczyna tworzyć się bazaltowa skorupa oceaniczna i litosfera górnego płaszcza . Kiedy jedna ze szczelin otwiera się na istniejący ocean, system szczelin zostaje zalany wodą morską i staje się nowym morzem. Morze Czerwone jest przykładem nowej odnogi morskiej. Uważano, że szczelina wschodnioafrykańska jest nieudanym ramieniem, które otwierało się wolniej niż pozostałe dwa ramiona, ale w 2005 roku Ethiopian Afar Geophysical Lithospheric Experiment doniósł, że w regionie Afar we wrześniu 2005 roku 60-kilometrowa szczelina otworzyła się na szerokość ośmiu metrów. W tym okresie początkowego zalewania nowe morze jest wrażliwe na zmiany klimatyczne i eustazy . W rezultacie nowe morze paruje (częściowo lub całkowicie) kilka razy, zanim wyniesienie doliny ryftowej zostanie obniżone do punktu, w którym morze się ustabilizuje. W tym okresie parowania w dolinie ryftowej powstaną duże osady ewaporatów. Później złoża te mają potencjał, by stać się uszczelnieniami węglowodorowymi i są szczególnie interesujące dla geologów naftowych .

Rozprzestrzenianie się dna morskiego może zatrzymać się w trakcie tego procesu, ale jeśli dojdzie do punktu, w którym kontynent zostanie całkowicie odcięty, powstanie nowy basen oceaniczny . Morze Czerwone nie oddzieliło jeszcze całkowicie Arabii od Afryki, ale podobną cechę można znaleźć po drugiej stronie Afryki, która całkowicie się uwolniła. Ameryka Południowa wpasowała się kiedyś w obszar Delty Nigru . Rzeka Niger utworzyła się w nieudanym ramieniu szczeliny potrójnego skrzyżowania .

Kontynuacja rozsiewu i subdukcji

Rozprzestrzenianie się na grzbiecie śródoceanicznym

W miarę tworzenia się i rozprzestrzeniania nowego dna morskiego poza grzbietem śródoceanicznym, z czasem powoli się ochładza. Starsze dno morskie jest zatem zimniejsze niż nowe dno morskie, a starsze baseny oceaniczne są głębsze niż nowe baseny oceaniczne z powodu izostazy. Jeśli średnica ziemi pozostaje względnie stała pomimo wytworzenia nowej skorupy, musi istnieć mechanizm, dzięki któremu skorupa również zostanie zniszczona. Zniszczenie skorupy oceanicznej następuje w strefach subdukcji, gdzie skorupa oceaniczna jest wciskana pod skorupę kontynentalną lub oceaniczną. Dziś basen atlantycki aktywnie rozprzestrzenia się na Grzbiecie Śródatlantyckim . Tylko niewielka część skorupy oceanicznej wytworzonej na Atlantyku jest subdukowana. Jednak płyty tworzące Ocean Spokojny doświadczają subdukcji wzdłuż wielu swoich granic, co powoduje aktywność wulkaniczną w tak zwanym Pierścieniu Ognia Oceanu Spokojnego. Pacyfik jest także domem dla jednego z najbardziej aktywnych ośrodków rozprzestrzeniania na świecie (Wschodni Pacyfik) z szybkością rozprzestrzeniania do 145 +/- 4 mm/rok między płytami Pacyfiku i Nazca . Grzbiet Śródatlantycki jest ośrodkiem rozprzestrzeniającym się powoli, podczas gdy wzniesienie wschodniego Pacyfiku jest przykładem szybkiego rozprzestrzeniania się. Centra rozprzestrzeniania się przy wolnych i pośrednich szybkościach wykazują dolinę ryftową, podczas gdy przy dużych szybkościach osiowe wyższe występują w strefie akrecji skorupy ziemskiej. Różnice w szybkości rozprowadzania wpływają nie tylko na geometrię grzbietów, ale także na geochemię produkowanych bazaltów.

Ponieważ nowe baseny oceaniczne są płytsze niż stare baseny oceaniczne, całkowita pojemność światowych basenów oceanicznych zmniejsza się w czasie aktywnego rozprzestrzeniania się dna morskiego. Podczas otwierania się Oceanu Atlantyckiego poziom morza był tak wysoki, że w Ameryce Północnej od Zatoki Meksykańskiej do Oceanu Arktycznego utworzył się zachodni wewnętrzny szlak wodny .

Debata i poszukiwanie mechanizmu

Na Grzbiecie Śródatlantyckim (i innych grzbietach śródoceanicznych) materiał z górnego płaszcza unosi się przez uskoki między płytami oceanicznymi, tworząc nową skorupę, gdy płyty oddalają się od siebie, zjawisko to po raz pierwszy zaobserwowano jako dryf kontynentalny. Kiedy Alfred Wegener po raz pierwszy przedstawił hipotezę dryfu kontynentów w 1912 roku, zasugerował, że kontynenty przedzierają się przez skorupę oceaniczną. To było niemożliwe: skorupa oceaniczna jest zarówno gęstsza, jak i sztywniejsza niż skorupa kontynentalna. W związku z tym teoria Wegenera nie była traktowana zbyt poważnie, zwłaszcza w Stanach Zjednoczonych.

Początkowo argumentowano, że siłą napędową rozprzestrzeniania się są prądy konwekcyjne w płaszczu. Od tego czasu wykazano, że ruch kontynentów związany jest z rozprzestrzenianiem się dna morskiego przez teorię tektoniki płyt, która jest napędzana przez konwekcję, która obejmuje również samą skorupę.

Czynnikiem wpływającym na rozprzestrzenianie się dna morskiego w płytach z aktywnymi marginesami jest waga chłodnych, gęstych, subdukujących płyt, które je ciągną lub ciągnące płyty. Magmatyzm na grzbiecie jest uważany za upwelling pasywny, który jest powodowany przez rozrywanie płyt pod ciężarem ich własnych płyt. Można to uznać za analogiczne do dywanu na stole z niewielkim tarciem: gdy część dywanu jest poza stołem, jego ciężar ciągnie za sobą resztę dywanu. Jednak sam grzbiet środkowoatlantycki nie jest ograniczony płytami, które są wciągane w strefy subdukcji, z wyjątkiem niewielkiej subdukcji w Małych Antylach i Łuku Szkocji . W tym przypadku płyty rozsuwają się nad upwellingiem płaszcza w procesie wypychania grzbietu.

Globalna topografia dna morskiego: modele chłodzenia

Głębokość dna morskiego (lub wysokość lokalizacji na grzbiecie śródoceanicznym powyżej poziomu podstawy) jest ściśle skorelowana z jego wiekiem (wiekiem litosfery, w której mierzy się głębokość). Zależność wiek-głębokość może być modelowana przez chłodzenie płyty litosfery lub półprzestrzeni płaszcza w obszarach bez znaczącej subdukcji .

Model płaszcza chłodzącego

W modelu półprzestrzeni płaszcza wysokość dna morskiego jest określana przez litosferę oceaniczną i temperaturę płaszcza, ze względu na rozszerzalność cieplną. Prosty wynik jest taki, że wysokość grzbietu lub głębokość oceanu jest proporcjonalna do pierwiastka kwadratowego z jego wieku. Litosfera oceaniczna jest stale formowana w stałym tempie na grzbietach śródoceanicznych . Źródło litosfery ma kształt półpłaszczyzny ( x = 0, z < 0) i stałą temperaturę T 1 . Ze względu na ciągłe tworzenie litosfera w punkcie x > 0 oddala się od grzbietu ze stałą prędkością v , która jest uznawana za dużą w porównaniu z innymi typowymi skalami w zadaniu . Temperatura na górnej granicy litosfery ( z = 0) jest stałą T 0 = 0. Zatem przy x = 0 temperatura jest funkcją skokową Heaviside'a . Zakłada się, że układ znajduje się w stanie quasi- stacjonarnym , czyli rozkład temperatury jest stały w czasie, tj.

Obliczając w układzie odniesienia poruszającej się litosfery (prędkość v ), której współrzędną przestrzenną i równaniem ciepła jest:

gdzie jest dyfuzyjność cieplna litosfery płaszcza.

Ponieważ T zależy od x' i t tylko poprzez kombinację :

Zatem:

Zakłada się, że jest duży w porównaniu z innymi skalami problemu; dlatego ostatni wyraz w równaniu jest pomijany, dając jednowymiarowe równanie dyfuzji:

z warunkami początkowymi

Rozwiązanie dla jest podane przez funkcję błędu :

.

Ze względu na dużą prędkość, zależność temperatury od kierunku poziomego jest pomijalna, a wysokość w czasie t (tj. wieku dna morskiego t ) można obliczyć całkując rozszerzalność cieplną przez z :

gdzie jest efektywnym współczynnikiem objętościowej rozszerzalności cieplnej, a h 0 jest wysokością grzbietu śródoceanicznego (w porównaniu z pewnym odniesieniem).

Założenie, że v jest stosunkowo duże, jest równoważne założeniu, że dyfuzyjność cieplna jest mała w porównaniu z , gdzie L to szerokość oceanu (od grzbietów śródoceanicznych do szelfu kontynentalnego ), a A to wiek basenu oceanicznego.

Efektywny współczynnik rozszerzalności cieplnej różni się od zwykłego współczynnika rozszerzalności cieplnej ze względu na efekt izostatyczny zmiany wysokości słupa wody nad litosferą podczas jej rozszerzania lub cofania. Oba współczynniki są powiązane przez:

gdzie jest gęstość skał i jest gęstością wody.

Zastępując parametry ich przybliżonymi szacunkami:

mamy:

gdzie wysokość jest w metrach, a czas w milionach lat. Aby uzyskać zależność od x , należy podstawić t = x / v ~ Ax / L , gdzie L jest odległością między grzbietem a szelfem kontynentalnym (mniej więcej połowa szerokości oceanu), a A jest wiekiem basenu oceanicznego.

Zamiast wysokości dna oceanu powyżej poziomu podstawy lub odniesienia interesująca jest głębokość oceanu . Ponieważ ( mierząc od powierzchni oceanu) możemy stwierdzić, że:

; na przykład dla wschodniego Pacyfiku, gdzie jest głębokość na grzbiecie, zwykle 2600 m.

Model płyty chłodzącej

Głębokość przewidziana przez pierwiastek kwadratowy z wieku dna morskiego wyprowadzoną powyżej jest zbyt głęboka dla dna morskiego starszego niż 80 milionów lat. Głębokość lepiej wyjaśnić modelem płyty litosfery chłodzącej niż półprzestrzenią płaszcza chłodzącego. Płyta ma stałą temperaturę u podstawy i krawędzi rozlewu. Analiza głębokości w funkcji wieku i głębokości w funkcji pierwiastka kwadratowego danych dotyczących wieku pozwoliła Parsonsowi i Sclaterowi oszacować parametry modelu (dla Północnego Pacyfiku):

~125 km dla grubości litosfery
u podstawy i młodej krawędzi płyty

Zakładając równowagę izostatyczną wszędzie pod płytą chłodzącą, otrzymujemy zrewidowaną zależność wieku dla starszego dna morskiego, która jest w przybliżeniu poprawna dla wieku nawet 20 milionów lat:

metrów

W związku z tym starsze dno morskie pogłębia się wolniej niż młodsze iw rzeczywistości można założyć prawie stałe na głębokości ~6400 m. Parsons i Sclater doszli do wniosku, że pewien rodzaj konwekcji w płaszczu musi wszędzie ogrzewać podstawę płyty, aby zapobiec ochłodzeniu poniżej 125 km i skurczeniu się litosfery (pogłębieniu dna morskiego) w starszym wieku. Ich model płytowy pozwolił również na wyrażenie na przepływ ciepła przewodzącego, q(t) z dna oceanu, który jest w przybliżeniu stały dla ponad 120 milionów lat:

Zobacz też

Bibliografia

Zewnętrzne linki