Rozmetání mořského dna - Seafloor spreading

Věk oceánské litosféry; nejmladší (červená) je podél šířících se center

Šíření mořského dna je proces, ke kterému dochází na středooceánských hřebenech , kde se díky sopečné činnosti vytváří nová oceánská kůra a poté se postupně vzdaluje od hřebene.

Historie studia

Dřívější teorie Alfreda Wegenera a Alexandra du Toita o kontinentálním driftu předpokládaly, že kontinenty v pohybu „brázdily“ pevné a nepohyblivé mořské dno. Myšlenku, že se samotné mořské dno pohybuje a také s sebou nese kontinenty, když se šíří z centrální osy trhliny, navrhli v 60. letech Harold Hammond Hess z Princetonské univerzity a Robert Dietz z americké laboratoře námořní elektroniky v San Diegu . Tento jev je dnes známý jako desková tektonika . V místech, kde se dvě desky pohybují od sebe, na středooceánských hřebenech se během šíření mořského dna neustále vytváří nové mořské dno.

Význam

Rozmetání mořského dna pomáhá vysvětlit kontinentální drift v teorii deskové tektoniky . Když se oceánské desky rozcházejí , napětí v tahu způsobuje zlomeniny v litosféře . Motivační silou pro šíření hřebenů mořského dna je spíše tektonický tah deskové desky v subdukčních zónách než tlak magmatu, i když při šíření hřebenů je typicky značná magmatická aktivita. Desky, které nejsou subdukční, jsou poháněny gravitací, která klouže z vyvýšených středooceánských hřbetů, což je proces zvaný hřebenový tlak . V šířícím se centru čedičové magma stoupá po zlomeninách a ochlazuje se na dně oceánu, aby vytvořilo nové mořské dno . V roznášejících se centrech jsou běžné hydrotermální průduchy . Starší horniny se nacházejí dále od šířící se zóny, zatímco mladší kameny se nacházejí blíže k šířící se zóně.

Rychlost šíření je rychlost, kterou se povodí oceánu rozšiřuje v důsledku šíření mořského dna. (Rychlost, s jakou se do každé tektonické desky na obou stranách středooceánského hřbetu přidá nová oceánská litosféra, je rozptylová poloviční rychlost a rovná se polovině rozptylové rychlosti). Rychlost šíření určuje, zda je hřeben rychlý, střední nebo pomalý. Rychlé hřebeny mají obecně rozptylové (otevírací) rychlosti více než 90 mm/rok. Střední hřebeny mají vydatnost 40–90 mm/rok, zatímco hřebeny s pomalým rozmetáním mají rychlost menší než 40 mm/rok. Nejvyšší známá rychlost byla přes 200 mm/rok během miocénu na východním Pacifiku .

V šedesátých letech minulého století byl zaznamenán minulý záznam geomagnetických zvratů magnetického pole Země pozorováním „anomálií“ magnetických pruhů na dně oceánu. Výsledkem jsou široce evidentní „pruhy“, z nichž lze polaritu magnetického pole v minulosti odvodit z údajů shromážděných magnetometrem taženým na mořskou hladinu nebo z letadla. Pruhy na jedné straně středooceánského hřbetu byly zrcadlovým obrazem těch na druhé straně. Identifikací zvratu se známým věkem a změřením vzdálenosti tohoto zvratu od centra rozmetání bylo možné vypočítat poloviční rychlost rozmetání.

magnetické pruhy vytvořené během šíření mořského dna

V některých lokalitách byly rychlosti rozmetání shledány asymetrickými; poloviční sazby se liší na každé straně hřebenového hřebene asi o pět procent. To je myšleno kvůli teplotním gradientům v astenosféře z plášťových oblaků poblíž šířícího se centra.

Rozmetávací centrum

K šíření mořského dna dochází v rozprostřených centrech rozmístěných podél hřebenů středooceánských hřbetů. Rozmetací centra končí poruchami transformace nebo překrývajícími se posuny středů rozmetání . Rozšiřující se centrum zahrnuje seismicky aktivní hraniční pásmo desky o šířce několika kilometrů až desítek kilometrů, zónu akustické akrece v hraniční zóně, kde je oceánská kůra nejmladší, a okamžitou hranici desky - čáru v zóně akreční akrece vymezující dva oddělovací desky. V akreční akreční zóně je 1–2 km široká neovulkanická zóna, kde dochází k aktivnímu vulkanismu.

Počínající šíření

Desky v zemské kůře, podle teorie deskové tektoniky

V obecném případě začíná šíření mořského dna jako trhlina v kontinentální pevnině , podobně jako je tomu dnes v systému Rift System Red Sea - East Africa . Proces začíná zahříváním na základně kontinentální kůry, což způsobuje, že se stává plastickějším a méně hustým. Protože méně husté objekty stoupají ve vztahu k hustším předmětům, ohřívaná oblast se stává širokou kupolí (viz izostasy ). Jak se kůra sklání nahoru, dochází ke zlomeninám, které postupně přerůstají v trhliny. Typický trhlinový systém se skládá ze tří riftových ramen v přibližně 120 stupňových úhlech. Tyto oblasti se nazývají trojité křižovatky a dnes se nacházejí na několika místech po celém světě. Oddělené okraje kontinentů se vyvíjejí a vytvářejí pasivní okraje . Hessova teorie spočívala v tom, že nové mořské dno se vytváří, když je magma tlačeno vzhůru k povrchu na středooceánském hřebenu.

Pokud šíření pokračuje za počínající fázi popsanou výše, dvě z trhlinových ramen se otevřou, zatímco třetí paže se přestane otevírat a stane se z nich 'neúspěšná trhlina' nebo aulakogen . Jak se dvě aktivní trhliny stále otevírají, nakonec se kontinentální kůra zeslabí, dokud se natáhne. V tomto okamžiku se mezi oddělujícími kontinentálními úlomky začíná tvořit čedičová oceánská kůra a horní plášťová litosféra . Když se jedna z trhlin otevře ve stávajícím oceánu, systém trhliny je zaplaven mořskou vodou a stane se novým mořem. Rudé moře je příkladem nového mořského ramene. Východoafrická trhlina byla považována za neúspěšnou paži, která se otevírala pomaleji než ostatní dvě ramena, ale v roce 2005 etiopský Afar Geophysical Lithospheric Experiment uvedl, že v oblasti Afar , září 2005, se 60 km puklina otevřela až do šířky osmi metrů. Během tohoto období počátečních záplav je nové moře citlivé na změny klimatu a eustasy . Výsledkem je, že se nové moře několikrát (částečně nebo úplně) vypaří, než se sníží výška příkopové trhliny do té míry, že se moře stane stabilní. Během této doby odpařování se v údolí trhliny vytvoří velká ložiska vaporitů. Později mají tato ložiska potenciál stát se uhlovodíkovými těsněními a jsou předmětem zvláštního zájmu ropných geologů .

Šíření mořského dna se během procesu může zastavit, ale pokud pokračuje do té míry, že je kontinent zcela přerušen, vytvoří se nové oceánské povodí . Rudé moře dosud nerozdělilo Arábii od Afriky, ale podobný rys lze nalézt na druhé straně Afriky, která se zcela uvolnila. Jižní Amerika kdysi zapadala do oblasti delty Nigeru . Řeka Niger se vytvořila v neúspěšném trhlém rameni trojité křižovatky .

Pokračující šíření a subdukce

Rozkládá se na hřebenu uprostřed oceánu

Jak se vytváří nové mořské dno a rozprostírá se od hřebene středního oceánu, postupem času se pomalu ochlazuje. Starší mořské dno je proto chladnější než nové mořské dno a starší oceánské pánve jsou díky izostaze hlubší než nové oceánské pánve. Pokud průměr Země zůstává navzdory produkci nové kůry relativně konstantní, musí existovat mechanismus, kterým se také zničí kůra. Ke zničení oceánské kůry dochází v subdukčních zónách, kde je oceánská kůra vnucena buď pod kontinentální kůrou, nebo oceánskou kůrou. Dnes se atlantická pánev aktivně šíří na středoatlantickém hřbetu . Subdukována je pouze malá část oceánské kůry produkované v Atlantiku. Desky tvořící Tichý oceán však zažívají subdukci podél mnoha svých hranic, což způsobuje sopečnou aktivitu v oblasti, které se říká Ohnivý kruh Tichého oceánu. Pacific je také domovem jednoho z nejaktivnějších rozmetacích center na světě (East Pacific Rise) s rychlostí šíření až 145 +/- 4 mm/rok mezi deskami Pacific a Nazca . Středoatlantický hřbet je pomalu se šířící středisko, zatímco východní pacifický vzestup je příkladem rychlého šíření. Rozptylová centra v pomalých a středních rychlostech vykazují trhlinu v údolí, zatímco při vysokých rychlostech se v oblasti akustické akreční zóny nachází axiální maximum. Rozdíly v rychlostech rozmetání ovlivňují nejen geometrii hřebenů, ale také geochemii vyráběných čedičů.

Protože jsou nové oceánské pánve mělčí než staré oceánské pánve, celková kapacita světových oceánských pánví klesá v době aktivního šíření mořského dna. Při otevření Atlantského oceánu , hladina moře byla tak vysoká, že západní interiéru Seaway tvořil přes Severní Americe z Mexického zálivu do Severního ledového oceánu .

Debata a hledání mechanismu

Na středoatlantickém hřbetu (a na dalších středooceánských hřebenech) materiál z horního pláště stoupá skrz chyby mezi oceánskými deskami a vytváří novou kůru, když se desky od sebe vzdalují, což je jev, který byl poprvé pozorován jako kontinentální drift. Když Alfred Wegener poprvé představil hypotézu o kontinentálním driftu v roce 1912, navrhl, aby kontinenty brázdily oceánskou kůru. To nebylo možné: oceánská kůra je hustší a pevnější než kontinentální kůra. Wegenerova teorie proto nebyla brána příliš vážně, zvláště ve Spojených státech.

Nejprve byla argumentem, že hybnou silou šíření byly konvekční proudy v plášti. Od té doby se ukázalo, že pohyb kontinentů je spojen s šířením mořského dna teorií deskové tektoniky, která je poháněna konvekcí, která zahrnuje i samotnou kůru.

Ovladačem šíření mořského dna v deskách s aktivními okraji je hmotnost chladných, hustých, subdukčních desek, které je táhnou podél, nebo tahu desek. Magmatismus na hřebeni je považován za pasivní vzestup, který je způsoben roztažením desek pod tíhou vlastních desek. To lze považovat za analogické koberci na stole s malým třením: když je část koberce mimo stůl, jeho hmotnost stáhne spolu s ním i zbytek koberce. Středoatlantický hřeben však není ohraničen deskami, které jsou vtahovány do subdukčních zón, s výjimkou menšího subdukce na Malých Antilách a Scotia Arc . V tomto případě se desky v průběhu hřebenového tlačení klouzají od sebe přes vzestup pláště.

Globální topografie Seafloor: modely chlazení

Hloubka mořského dna (nebo výška místa na středooceánském hřbetu nad úrovní základny) úzce souvisí s jeho věkem (stáří litosféry, kde se hloubka měří). Vztah stáří a hloubky lze modelovat ochlazením litosférické desky nebo polovičního pláště v oblastech bez významného subdukce .

Model chladicího pláště

V modelu poloprostoru pláště je výška mořského dna dána teplotou oceánské litosféry a teplotou pláště v důsledku tepelné roztažnosti. Jednoduchým výsledkem je, že výška hřebene nebo hloubka oceánu je úměrná odmocnině jeho stáří. Oceánská litosféra se nepřetržitě vytváří konstantní rychlostí na středooceánských hřebenech . Zdroj litosféry má tvar poloroviny ( x = 0, z <0) a konstantní teplotu T ₁ . Díky své kontinuální tvorbě se litosféra při x > 0 vzdaluje od hřebene konstantní rychlostí v , což je považováno za velké ve srovnání s jinými typickými měřítky problému. Teplota na horní hranici litosféry ( z = 0) je konstanta T ₀ = 0. Tedy při x = 0 je teplota kroková funkce Heaviside . Předpokládá se, že systém je v kvazistabilním stavu , takže rozložení teploty je v čase konstantní, tzn${\ displaystyle T_ {1} \ cdot \ Theta (-z)}$${\ Displaystyle T = T (x, z).}$

Výpočtem v referenčním rámci pohybující se litosféry (rychlost v ), která má prostorové souřadnice a tepelná rovnice je: ${\ displaystyle x '= x-vt,}$ ${\ Displaystyle T = T (x ', z, t).}$

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

kde je tepelná difuzivita plášťové litosféry. ${\ displaystyle \ kappa}$

Protože T závisí na x ' a t pouze prostřednictvím kombinace : ${\ displaystyle x = x '+vt,}$

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

Tím pádem:

${\ Displaystyle {\ frac {\ částečný T} {\ částečný t}} = \ kappa \ nabla ^{2} T = \ kappa {\ frac {\ částečný ^{2} T} {\ částečný ^{2} z }}+{\ frac {\ kappa} {v ^{2}}} {\ frac {\ částečné ^{2} T} {\ částečné ^{2} t}}}$

Předpokládá se, že je velký ve srovnání s jinými měřítky problému; poslední termín v rovnici je proto opomíjen, což dává 1-rozměrnou difúzní rovnici: ${\ displaystyle v}$

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

s počátečními podmínkami

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

Řešení pro je dáno chybovou funkcí : ${\ Displaystyle z \ leq 0}$

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

Vzhledem k velké rychlosti je teplotní závislost na vodorovném směru zanedbatelná a výšku v čase t (tj. Mořského dna věku t ) lze vypočítat integrací tepelné roztažnosti přes z :

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

kde je efektivní objemový koeficient tepelné roztažnosti a h ₀ je výška hřebene uprostřed oceánu (ve srovnání s nějakou referencí). ${\ Displaystyle \ alpha _ {\ mathrm {eff}}}$

Předpoklad, že v je relativně velký, je ekvivalentní předpokladu, že tepelná difuzivita je malá ve srovnání s , kde L je šířka oceánu (od hřebenů středního oceánu po kontinentální šelf ) a A je věk oceánské pánve. ${\ displaystyle \ kappa}$${\ Displaystyle L^{2}/A}$

Účinný součinitel tepelné roztažnosti se liší od obvyklého součinitele tepelné roztažnosti v důsledku izostazického účinku změny výšky vodního sloupce nad litosférou, jak se rozpíná nebo stahuje. Oba koeficienty souvisí: ${\ Displaystyle \ alpha _ {\ mathrm {eff}}}$${\ Displaystyle \ alpha}$

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

kde je hustota hornin a hustota vody. ${\ Displaystyle \ rho \ sim 3.3 \ \ mathrm {g} \ cdot \ mathrm {cm} ^{-3}}$${\ Displaystyle \ rho _ {0} = 1 \ \ mathrm {g} \ cdot \ mathrm {cm} ^{-3}}$

Nahrazením parametrů jejich hrubými odhady:

${\ Displaystyle {\ begin {aligned} \ kappa & \ sim 8 \ cdot 10 ^{-7} \ \ mathrm {m} ^{2} \ cdot \ mathrm {s} ^{-1} \\\ alpha & \ sim 4 \ cdot 10^{-5} \ {}^{\ circ} \ mathrm {C}^{-1} \\ T_ {1} & \ sim 1220 \ {}^{\ circ} \ mathrm { C} && {\ text {pro Atlantický a Indický oceán}} \\ T_ {1} & \ sim 1120 \ {}^{\ circ} \ mathrm {C} && {\ text {pro východní Pacifik}} \ end {aligned}}}$

my máme:

${\ Displaystyle h (t) \ sim {\ begin {cases} h_ {0} -390 {\ sqrt {t}} & {\ text {pro Atlantický a Indický oceán}} \\ h_ {0} -350 { \ sqrt {t}} & {\ text {pro východní Pacifik}} \ end {případy}}}$

kde výška je v metrech a čas v milionech let. Abychom získali závislost na x , musíme nahradit t = x / v ~ Ax / L , kde L je vzdálenost mezi hřebenem a kontinentálním šelfem (zhruba polovina šířky oceánu), a A je věk oceánské pánve.

Spíše než výška dna oceánu nad základnou nebo referenční úrovní je zajímavá hloubka oceánu . Protože ( měřeno z hladiny oceánu) můžeme zjistit, že: ${\ displaystyle h (t)}$${\ displaystyle h_ {b}}$${\ Displaystyle d (t)}$${\ Displaystyle d (t)+h (t) = h_ {b}}$${\ displaystyle h_ {b}}$

${\ Displaystyle d (t) = h_ {b} -h_ {0} +350 {\ sqrt {t}}}$; například ve východním Pacifiku, kde je hloubka na hřebenovém hřebenu typicky 2 600 m.${\ displaystyle h_ {b} -h_ {0}}$

Model chladicí desky

Hloubka předpovězená odmocninou věku mořského dna odvozená výše je příliš hluboká pro mořské dno starší než 80 milionů let. Hloubku lze lépe vysvětlit modelem chladicí litosférické desky než poloprostorem chladicího pláště. Deska má na své základně a šířící se hraně konstantní teplotu. Analýza hloubky versus věk a hloubka versus odmocnina dat o věku umožnila Parsonsovi a Sclaterovi odhadnout parametry modelu (pro severní Pacifik):

~ 125 km pro tloušťku litosféry

${\ Displaystyle T_ {1} \ strongsim 1350 \ {}^{\ circle} \ mathrm {C}}$ na základně a mladém okraji talíře

${\ Displaystyle \ alpha \ strongsim 3,2 \ cdot 10^{-5} \ {}^{\ circle} \ mathrm {C}^{-1}}$

Za předpokladu, že izostatická rovnováha všude pod chladicí deskou poskytne revidovaný vztah hloubky věku pro starší mořské dno, který je přibližně správný pro věk až 20 milionů let:

${\ Displaystyle d (t) = 6400-3200 \ exp {\ bigl (} -t/62,8 {\ bigr)}}$metrů

Starší mořské dno se tedy prohlubuje pomaleji než mladší a ve skutečnosti lze předpokládat téměř konstantní v hloubce ~ 6400 m. Parsons a Sclater dospěli k závěru, že určitý styl plášťové konvekce musí na základnu desky všude aplikovat teplo, aby se zabránilo ochlazení pod 125 km a smrštění litosféry (prohloubení mořského dna) ve vyšším věku. Jejich deskový model také umožňoval vyjádření vodivého tepelného toku q (t) z oceánského dna, který je přibližně 120 milionů let přibližně konstantní : ${\ Displaystyle 1 \ cdot 10 ^{-6} \ mathrm {cal} \, \ mathrm {cm} ^{-2} \ mathrm {sec} ^{-1}}$

${\ Displaystyle q (t) = 11,3/{\ sqrt {t}}}$

Viz také

• Divergentní hranice  - Lineární prvek, který existuje mezi dvěma tektonickými deskami, které se od sebe vzdalují
• Hypotéza Vine – Matthews – Morley  - První klíčový vědecký test teorie šíření mořského dna kontinentální driftové a deskové tektoniky
• DSV ALVIN je výzkumné ponorné plavidlo, které zkoumalo šířící se centra v Atlantiku ( Projekt FAMOUS ) a Tichém oceánu ( projekt RISE ).

Reference

externí odkazy

• Animace hřebene uprostřed oceánu