From Wikipedia, the free encyclopedia
Средноокеански гребен (СОГ) — планински систем на морското дно образуван од тектониката на плочите. Обично има длабочина од околу 2,600 метри и се издига околу 2,000 метри над најдлабокиот дел од океанскиот слив. Оваа одлика е местото каде што се шири морското дно по должината на раздвојувачката граница на плочата. Стапката на ширење на морското дно ја одредува морфологијата на врвот на средноокеанскиот гребен и неговата ширина во океанскиот слив. Производството на ново морско дно и океанска литосфера е резултат на издигнување на плашт како одговор на одвојувањето на плочите. Топењето се крева како магма при линеарната слабост помеѓу одвојувачките плочи и се појавува како лава, создавајќи нова океанска кора и литосфера при ладењето. Првиот откриен среден океански гребен бил Средноатлантскиот гребен, кој е центар на ширење што ги преполовува басените на северниот и јужниот дел на Атлантикот; оттука и потеклото на името „средоокеански гребен“. Повеќето центри за ширење на океаните не се наоѓаат во средината на нивната океанска основа, но без оглед на тоа, традиционално се нарекуваат средноокеански гребени. Средноокеанските гребени ширум светот се поврзани со тектонски граници на плочи и трагата на гребените преку дното на океанот изгледа слична на спојот на бејзбол топка. Така, системот на среден океански гребен е најдолгиот планински венец на Земјата, достигнувајќи околу 65,000 километри.
Средноокеанските гребени на светот се поврзани и го образуваат Океанскиот гребен, единствен глобален средноокеански гребен систем кој е дел од секој океан, што го прави најдолгиот планински венец во светот. Континуираниот планински венец е 65,000 километри долг (неколку пати подолг од Андите, најдолгиот континентален планински венец), а вкупната должина на системот на океанскиот гребен е 80,000 километри.[1]
.jpg)
.jpg)
Во центарот на ширење на средноокеанскиот гребен, длабочината на морското дно е приближно 2,600 метри.[2][3] На страните на гребенот, длабочината на морското дно (или висината на локацијата на средноокеански гребен над основното ниво) е во корелација со неговата старост (стареење на литосферата каде што се мери длабочината). Односот длабочина-стареење може да се моделира со ладење на литосферна плоча [4][5] или полупросторот на плаштот.[6] Добра апроксимација е дека длабочината на морското дно на место на распространет средноокеански гребен пропорционална на квадратниот корен на староста на морското дно.[6] Целокупната форма на гребените е резултат на изостатијата на Прат: блиску до оската на гребенот, има жешка обвивка со мала густина што ја поддржува океанската кора. Како што океанската плоча се лади, подалеку од оската на гребенот, литосферата на океанската обвивка (поладниот, погуст дел од плашт што, заедно со кората, ги сочинуваат океанските плочи) се згуснува, а густината се зголемува. Така, постарото морско дно е обложено со погуст материјал и е подлабоко.[4][5]
Стапката на ширење е брзината со која океанскиот слив се шири поради ширењето на морското дно. Стапките може да се пресметаат со мапирање на морските магнетни аномалии што ги опфаќаат сртовите на средината на океанот. Како што кристализираниот базалт се лади под точките на Кири на соодветните железни-титански оксиди, насоките на магнетното поле паралелно со магнетното поле на Земјата се запишуваат во тие оксиди. Ориентациите на полето зачувано во океанската кора опфаќаат евиденција на насоките на магнетното поле на Земјата со текот на времето. Бидејќи полето има обратни насоки во познати интервали во текот на неговата историја, шемата на геомагнетни пресврти во океанската кора може да се користи како показател за староста; со оглед на староста на кората и растојанието од оската на гребенот, може да се пресметаат стапките на ширење.[2][3][7][8]
Стапките на ширење се движат од приближно 10–200 mm/годишно.[2][3] Сртовите со бавно ширење, како што е Средноатлантскиот гребен, се рашириле многу помалку (што покажува поостар профил) од побрзите гребени како што е Источнопацифистичкиот гребен (благ профил) за исто време и ладење и последователно батиметриско продлабочување.[2] Сртови кои бавно се шират (помалку од 40 мм/годишно) генерално имаат големи расцепни долини, понекогаш широки и до 10-20 км (6,2–12,4 mi), и многу нерамен терен на гребенот што може да има релјеф до 1,000 метри.[2][3][9][10] Спротивно на тоа, гребените кои брзо се шират (повеќе од 90мм/год.) како што е Источнопацифистичкиот гребен немаат расцепни долини. Стапката на ширење на Северниот Атлантски Океан е ~ 25мм/год, додека во регионот на Тихиот Океан е 80-145 мм/годишно.[11] Највисоката позната стапка е над 200 мм/год во миоценот.[12] Сртови кои се шират со стапки <20 мм/годишно се нарекуваат гребени со ултрабавно ширење [3][13] (на пример, гребенот Гакел во Северноледениот Океан и Југозападниот Индиски гребен ).
Распространетиот центар или оската најчесто се поврзува со трансформациона грешка ориентирана под прав агол на оската. Крајните делови на средноокеанските гребени на многу места се обележани со неактивни лузни од трансформни раседи наречени фрактурни зони. При побрзи стапки на ширење, оските често прикажуваат преклопувачки центри за ширење на кои им недостигаат грешки за поврзување на трансформацијата.[2][14] Длабочината на оската се менува на систематски начин со помали длабочини помеѓу поместувањата, како што се преобразувачките дефекти и преклопувачките центри за ширење кои ја делат оската на сегменти. Една хипотеза за различни длабочини по оската е варијациите во снабдувањето со магма до центарот за ширење.[2] Сртовите со ултра бавно ширење образуваат и магматски и амагматски (во моментов немаат вулканска активност) сегменти на гребени без трансформски раседи.[13]
Средноокеанските сртови покажуваат активен вулканизам и сеизмичност.[3] Океанската кора е во постојана состојба на „обновување“ на средноокеанските сртови со процесите на ширење на морското дно и тектониката на плочите. Нова магма стабилно се појавува на дното на океанот и навлегува во постоечката океанска кора на и во близина на пукнатините по должината на оските на гребенот. Карпите што ја сочинуваат кората под морското дно се најмлади по оската на гребенот и стареат со зголемување на растојанието од таа оска. Нова магма од составот на базалт се појавува на и во близина на оската поради топењето на декомпресија во основната обвивка на Земјата.[15] Изентропскиот цврст материјал од обвивката што се надоградува ја надминува температурата на цврстината и се топи. Кристализираната магма образува нова кора од базалт позната како MORB за базалт од средноокеански гребен, и габро под него во долната океанска кора.[16] Средноокеанскиот гребен базалт е толеитски базалт и е низок некомпатибилен елемент.[17][18] Хидротермалните отвори поттикнати од магматска и вулканска топлина се вообичаена одлика во центрите за океанско ширење.[19][20] Одлика на издигнатите гребени се нивните релативно високи вредности на топлински проток, кои се движат од помеѓу 1 μ cal/cm2 s до околу 10 μ cal/cm2 s.[21] (микрокалории по сантиметар квадрат во секунда)
Поголемиот дел од кората во океанските басени е стара помалку од 200 милиони години,[22][23] што е многу помладо од староста на Земјата од 4,54 милијарди години. Овој факт го одразува процесот на рециклирање на литосферата во обвивката на Земјата за време на подвлекувањето. Како што океанската кора и литосферата се оддалечуваат од оската на гребенот, перидотитот во основната литосфера на обвивката се лади и станува поригиден. Кората и релативно крутиот перидотит под неа ја сочинуваат океанската литосфера, која се наоѓа над помалку цврстата и вискозна астеносфера.[3]
Океанската литосфера е образувана на океански гребен, додека литосферата е потисната назад во астеносферата на океанските ровови. Се смета дека два процеса, гребенско туркање и влечење на плоча, се одговорни за ширење на сртовите на средината на океанот.[24] Притиснувањето на гребенот се однесува на гравитациското лизгање на океанската плоча што се крева над пожешката астеносфера, со што се создава сила на телото што предизвикува лизгање на плочата надолу.[25] Во плочата, тежината на тектонската плоча што е спуштена (влечена) под обложената плоча во зоната на подвлекување го влече остатокот од плочата позади неа. Се смета дека механизмот за повлекување на плочата придонесува повеќе од туркањето на гребенот.[24][26]
Процес кој претходно бил предложен да придонесе за движење на плочите и образување на нова океанска кора на сртовите на средината на океанот е „транспортнниот плашт“ поради длабоката конвекција (види слика).[27][28] Сепак, некои студии покажале дека горната обвивка ( астеносфера) е премногу пластична (флексибилна) за да создаде доволно триење за да ја повлече тектонската плоча.[29][30] Згора на тоа, издигнувањето на обвивката што предизвикува образување на магма под океанските гребени се чини дека ги вклучува само неговите горни 400 км, како што е заклучено од сеизмичката томографија и набљудувањата на сеизмичкиот дисконтинуитет во горната обвивка на околу 400 км. Од друга страна, некои од најголемите тектонски плочи во светот, како што се Северноамериканската плоча и Јужноамериканската плоча, се во движење, но се спуштаат само на ограничени локации како што се Лакот на Малите Антили и Лакот на Шкотска, што укажува на акција од гребенот. Компјутерското моделирање на плочите и движењата на обвивката сугерираат дека движењето на плочата и конвекцијата на обвивката не се поврзани, а главната движечка сила на плочата е повлекувањето на плочата.[31]
Зголемените стапки на ширење на морското дно (т.е. стапката на проширување на средноокеанскиот гребен) предизвикаа глобалното (евстатичко) ниво на морето да се подигне во многу долги временски размери (милиони години).[32][33] Зголеменото ширење на морското дно значи дека гребенот на средината на океанот потоа ќе се прошири и ќе образува поширок гребен со намалена просечна длабочина, зафаќајќи повеќе простор во океанскиот слив. Ова го поместува над океанот и предизвикува зголемување на нивото на морето.[34]
Промената на нивото може да се припише на други фактори (топлинско ширење, топење на мразот и конвекција на обвивката што создава динамична топографија [35] ). Меѓутоа, во текот на многу долги временски рокови, тоа е резултат на промените во волуменот на океанските басени кои, пак, се под влијание на стапката на ширење на морското дно по сртовите на средината на океанот.[36]
Високото ниво на морето кое се случило за време на периодот на Креда (144-65 Ma) може да се припише само на тектониката на плочи бидејќи топлинското ширење и отсуството на ледени плочи сами по себе не можат да го објаснат фактот дека нивото на морето било 100-170 метри повисоко од денес.[34]
Ширењето на морското дно на сртовите на средината на океанот е систем за јонска размена на глобално ниво.[37] Хидротермалните отвори во центрите за ширење внесуваат различни количини на железо, сулфур, манган, силициум и други елементи во океанот, од кои некои се рециклираат во океанската кора. Хелиум-3, изотоп што го придружува вулканизмот од обвивката, се испушта од хидротермални отвори и може да се открие во облаците во океанот.[38]
Брзите стапки на ширење ќе го прошират сртот на средината на океанот, предизвикувајќи реакции на базалт со морската вода да се случуваат побрзо. Односот магнезиум/калциум ќе биде помал бидејќи повеќе јони на магнезиум се отстрануваат од морската вода и се трошат од карпите, а повеќе јони на калциум се отстрануваат од карпата и се ослободуваат во морската вода. Хидротермалната активност на гребенот е ефикасна во отстранувањето на магнезиумот.[39] Понискиот сооднос Mg/Ca го фаворизира талогот на полиморфите на калциум карбонат со ниска содржина на Mg на калцит (калцитни мориња).[40][41]
Бавното ширење на сртовите на средината на океанот има спротивен ефект и ќе резултира со повисок сооднос Mg/Ca што го фаворизира талогот на арагонит и полиморфите на калциум карбонат со калцит со висок Mg (арагонитни мориња).[41]
Експериментите покажуваат дека повеќето современи организми со калцит со висока содржина на Mg би биле калцит со низок Mg во минатите калцитни мориња,[42] што значи дека односот Mg/Ca во скелетот на организмот варира во зависност од односот Mg/Ca на морската вода во која бил израснат.
Минералогијата на организмите што градат гребени и создаваат седимент е регулирана со хемиски реакции што се случуваат долж сртот на средината на океанот, чија брзина е контролирана од брзината на ширење на морското дно.[39][42]
Првите индикации дека гребенот го преполовува басенот на Атлантскиот Океан дошле од резултатите на британската експедиција Челинџер во 19 век.[43] Звуците од линиите испуштени на морското дно биле анализирани од океанографите Метју Фонтејн Мори и Чарлс Вајвил Томсон и откриле истакнат пораст на морското дно што се протега по басенот на Атлантикот од север кон југ. Сонарските ехозвучници го потврдиле тоа на почетокот на 20 век.[44]
Дури по Втората светска војна, кога океанското дно било подетално испитано, станал познат целосниот обем на сртовите на средината на океанот. Вема, брод на Земјината опсерваторија Ламонт-Доерти на Универзитетот Колумбија, го поминал Атлантскиот Океан, снимајќи податоци од ехо звукот на длабочината на океанското дно. Тимот предводен од Мари Тарп и Брус Хизен заклучил дека има огромен планински синџир со долина на расцеп на нејзиниот врв, што се протега до средината на Атлантскиот Океан. Научниците го нарекле„Средноатлантски гребен“. Други истражувања покажале дека гребенот бил сеизмички активен [45] и биле пронајдени свежи лави во долината на раседот.[46] Исто така, протокот на топлина на кората бил поголем отколку на друго место во басенот на Атлантскиот Океан.[47]
Отпрвин, се сметало дека гребенот е одлика специфична за Атлантскиот Океан. Меѓутоа, додека истражувањето на дното на океанот продолжило низ целиот свет, било откриено дека секој океан содржи делови од системот на среден океански гребен. Германската Метеорска експедиција го следеле средноокеанскиот гребен од Јужниот Атлантик во Индискиот Океан на почетокот на 20 век. Иако првооткриениот дел од системот на гребенот се протега по средината на Атлантскиот Океан, било откриено дека повеќето сртови од средината на океанот се наоѓаат подалеку од центарот на другите океански басени.[2][3]
Алфред Вегенер ја предложил теоријата за континентално поместување во 1912 година. Тој изјавил: „Средноатлантскиот гребен... зоната во која подот на Атлантикот, како што постојано се шири, постојано се кине и создава простор за свежа, релативно течна и топла сима [издигнувајќи] од длабочина“.[48] Сепак, Вегенер не го следел ова набљудување во неговите подоцнежни дела и неговата теорија била отфрлена од геолозите бидејќи немало механизам да објасни како континентите можат да „ораат“ низ океанската кора, а теоријата станала во голема мера заборавена.
По откривањето на светскиот обем на средноокеанскиот гребен во 1950-тите, геолозите се соочиле со нова задача: да објаснат како можела да се образува таква огромна геолошка структура. Во 1960-тите, геолозите откриле и почнале да предлагаат механизми за ширење на морското дно. Откривањето на сртовите на средината на океанот и процесот на ширење на морското дно овозможило да се прошири теоријата на Вегнер, така што го вклучило движењето на океанската кора, како и на континентите.[49] Тектониката на плочи била соодветно објаснување за ширењето на морското дно, а прифаќањето на тектониката на плочите од страна на мнозинството геолози резултирало со голема парадигматска промена во геолошкото размислување.
Се проценува дека по должината на средноокеанските сртови на Земјата секоја година 2.7 km2 на новото морско дно се образува со преку процес.[50] Со дебелина на кора од 7 километри, ова изнесува околу 19 km3 на новата океанска кора која се образува секоја година.[50]
Seamless Wikipedia browsing. On steroids.
Every time you click a link to Wikipedia, Wiktionary or Wikiquote in your browser's search results, it will show the modern Wikiwand interface.
Wikiwand extension is a five stars, simple, with minimum permission required to keep your browsing private, safe and transparent.
