Extinderea fundului oceanului

Epoca litosferei oceanice: cele mai recente roci (în roșu) se găsesc de-a lungul centrelor de expansiune ale fundului oceanului.

Extinderea fundului oceanului este un proces care are loc de-a lungul crestelor oceanice unde se formează o nouă crustă oceanică ca urmare a activității vulcanice și ulterior se îndepărtează de creastă.

Extinderea fundului mării ajută la explicarea derivei continentale în teoria tectonicii plăcilor . Când o placă oceanică divergă, stresul de tensiune provoacă fracturi în litosferă . Forța care determină expansiunea fundului oceanului este mai degrabă legată de tracțiunea plăcilor tectonice decât de presiunea magmei subiacente, deși în mod normal există o activitate magmatică semnificativă în crestele în expansiune. ^[1]

Într-un centru de expansiune, magma bazaltică se ridică de-a lungul fracturii și se răcește la contactul cu apa, formând un nou fund marin . Prezența izvoarelor hidrotermale este destul de frecventă în centrele de expansiune. Având în vedere mișcarea continuă departe de centrul de eliberare a noii roci de alimentare, rezultă că cele mai recente roci formate sunt cele mai apropiate de centrul de expansiune, în timp ce vârsta rocii crește odată cu distanța față de punctul de expansiune.

Viteza de expansiune nu este aceeași pentru toate coloana vertebrală, astfel încât coloana vertebrală rapidă este considerată a fi a cărei viteză de expansiune este mai mare de 9 cm / an; intermediar spate cele cu rate de expansiune de 4-9 cm / an și lent spate cele cu viteze mai mici de 4 cm / an. ^[1]

Teoriile timpurii ale derivei continentale ( Alfred Wegener și Alexander du Toit ) postulau că continentele navigau pe mare. Ideea că fundul mării s-a mișcat (purtând continentele cu el) în timpul mișcării sale departe de o axă centrală a fost propusă de Harry Hess de la Universitatea Princeton în anii 1960. ^[2] Teoria este în prezent bine acceptată și cauza fenomenului este atribuit curenților convectivi stabiliți în astenosferă , ductilă și plastică și în litosfera rigidă și fragilă. ^[3]

Extindere și subducție continuă

Extinderea într-o creastă oceanică

Acreția de material care vine din mantaua Pământului și care iese de-a lungul axei unei creste oceanice.

Pe măsură ce noul fond oceanic se formează și se separă de centrul creastei, acesta se răcește încet în timp. Un fund mai vechi este deci mai rece decât unul nou format; în plus, cele mai vechi bazine oceanice sunt în general mai adânci decât cele noi datorită izostazei . Având în vedere că diametrul pământului rămâne substanțial constant în timp, în ciuda producerii unei noi cruste terestre, aceasta implică existența unui mecanism care duce la distrugerea unei alte părți a scoarței terestre. Această distrugere are loc în zonele de subducție , unde scoarța oceanică este forțată sub o altă parte a scoarței oceanice sau a scoarței continentale.

În prezent, bazinul Oceanului Atlantic se extinde activ în creasta mijlocie a Atlanticului . Doar o mică parte din scoarța oceanică atlantică suferă procesul de subducție. În schimb, plăcile Oceanului Pacific suferă o subducție de-a lungul multor dintre marginile lor și acest lucru provoacă o activitate vulcanică intensă de-a lungul a ceea ce se numește Centura de Foc Pacific. În acest ocean există și unul dintre cele mai active centre de expansiune, creasta Pacificului de Est , care are o rată de expansiune de până la 13 cm / an.

Creasta Mid-Atlantic este considerată un exemplu de manual al unui centru cu expansiune lentă, în timp ce creasta Pacificului de Est este menționată ca un exemplu tipic de expansiune rapidă. Diferitele rate de expansiune afectează nu numai geometria crestelor, ci și geochimia bazaltelor produse. ^[4]

Deoarece bazinele oceanice noi sunt mai puțin adânci decât bazinele mai vechi, capacitatea totală a bazinelor oceanice din lume tinde să scadă în timpul fazelor cele mai intense ale activității de expansiune. În timpul fazelor de deschidere ale Oceanului Atlantic, nivelul apei mării a fost atât de ridicat încât Marea Interioară de Vest s-a format în America de Nord, care se întindea de la Golful Mexic până la Oceanul Arctic .

Topografia globală a fundului oceanului: modelul pe jumătate de spațiu

Adâncimea fundului oceanului (sau înălțimea unui punct de pe creasta oceanului în raport cu un nivel de bază) este strâns corelată cu vârsta sa, adică vârsta litosferei la punctul de măsurare a adâncimii. Relația dintre vârstă și adâncime poate fi modelată prin răcirea plăcii litosferice ^[5] ^[6] sau prin modelul cu jumătate de spațiu în zone fără subducție semnificativă. ^[7]

În modelul cu jumătate de spațiu, înălțimea fundului mării este determinată de temperatura litosferei oceanice ca urmare a expansiunii termice , în timp ce noua litosferă oceanică se formează continuu cu o viteză constantă în crestele oceanului . Sursa litosferei are forma unui semiplan (x = 0, z <0) și o temperatură constantă T ₁ . Datorită formării continue, pentru x> 0 litosfera se îndepărtează de creastă la viteza constantă v, care se presupune că este mare în comparație cu alte scale tipice din problemă.
Temperatura de la marginea superioară a litosferei (z = 0) este considerată constantă T ₀ = 0. În consecință, pentru x = 0 temperatura este funcția de pas Heaviside $T_{1}\cdot \Theta (-z)$ ${\ displaystyle T_ {1} \ cdot \ Theta (-z)}$ ${\ displaystyle T_ {1} \ cdot \ Theta (-z)}$ .
În cele din urmă, se presupune că sistemul este într-o stare cvasi-stabilă, astfel încât distribuția temperaturii este constantă în timp, adică T = T (x, z).

Făcând calculele în sistemul de referință al litosferei în mișcare (cu viteza v), care are coordonate spațiale x '= x-vt, putem scrie T = T (x', z, t) și putem folosi ecuația căldurii : ${\frac {\partial T}{\partial t}}=\kappa \nabla ^{2}T=\kappa {\frac {\partial ^{2}T}{\partial ^{2}z}}+\kappa {\frac {\partial ^{2}T}{\partial ^{2}x'}}$ ${\ displaystyle {\ frac {\ partial T} {\ partial t}} = \ kappa \ nabla ^ {2} T = \ kappa {\ frac {\ partial ^ {2} T} {\ partial ^ {2} z }} + \ kappa {\ frac {\ partial ^ {2} T} {\ partial ^ {2} x '}}}$ ${\ displaystyle {\ frac {\ partial T} {\ partial t}} = \ kappa \ nabla ^ {2} T = \ kappa {\ frac {\ partial ^ {2} T} {\ partial ^ {2} z }} + \ kappa {\ frac {\ partial ^ {2} T} {\ partial ^ {2} x '}}}$ unde este $\kappa$ ${\ displaystyle \ kappa}$ $\ kappa$ este difuzivitatea termică a litosferei mantalei.

Deoarece T depinde de x 'și t numai prin combinație $x=x'+vt$ ${\ displaystyle x = x '+ vt}$ ${\ displaystyle x = x '+ vt}$ , noi obținem: ${\frac {\partial T}{\partial x'}}={\frac {1}{v}}\cdot {\frac {\partial T}{\partial t}}$ ${\ displaystyle {\ frac {\ partial T} {\ partial x '}} = {\ frac {1} {v}} \ cdot {\ frac {\ partial T} {\ partial t}}}$ ${\ displaystyle {\ frac {\ partial T} {\ partial x '}} = {\ frac {1} {v}} \ cdot {\ frac {\ partial T} {\ partial t}}}$

Asa: ${\frac {\partial T}{\partial t}}=\kappa \nabla ^{2}T=\kappa {\frac {\partial ^{2}T}{\partial ^{2}z}}+{\frac {\kappa }{v^{2}}}{\frac {\partial ^{2}T}{\partial ^{2}t}}$ ${\ displaystyle {\ frac {\ partial T} {\ partial t}} = \ kappa \ nabla ^ {2} T = \ kappa {\ frac {\ partial ^ {2} T} {\ partial ^ {2} z }} + {\ frac {\ kappa} {v ^ {2}}} {\ frac {\ partial ^ {2} T} {\ partial ^ {2} t}}}$ ${\ displaystyle {\ frac {\ partial T} {\ partial t}} = \ kappa \ nabla ^ {2} T = \ kappa {\ frac {\ partial ^ {2} T} {\ partial ^ {2} z }} + {\ frac {\ kappa} {v ^ {2}}} {\ frac {\ partial ^ {2} T} {\ partial ^ {2} t}}}$

Acum putem folosi presupunerea că $v$ ${\ displaystyle v}$ $v$ este mare în comparație cu alte scale ale problemei; prin urmare, putem neglija ultimul termen al ecuației și putem obține o ecuație de difuzie 1-dimensională: ${\frac {\partial T}{\partial t}}=\kappa {\frac {\partial ^{2}T}{\partial ^{2}z}}$ ${\ displaystyle {\ frac {\ partial T} {\ partial t}} = \ kappa {\ frac {\ partial ^ {2} T} {\ partial ^ {2} z}}}$ ${\ displaystyle {\ frac {\ partial T} {\ partial t}} = \ kappa {\ frac {\ partial ^ {2} T} {\ partial ^ {2} z}}}$ cu condițiile inițiale $T(t=0)=T_{1}\cdot \Theta (-z)$ ${\ displaystyle T (t = 0) = T_ {1} \ cdot \ Theta (-z)}$ ${\ displaystyle T (t = 0) = T_ {1} \ cdot \ Theta (-z)}$ .

Soluția pentru $z\leq 0$ ${\ displaystyle z \ leq 0}$ ${\ displaystyle z \ leq 0}$ este dat de funcția de eroare $\operatorname {erf}$ ${\ displaystyle \ operatorname {erf}}$ ${\ displaystyle \ operatorname {erf}}$ :

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

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

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

.

Având în vedere viteza mare, dependența de temperatură în direcția orizontală este neglijabilă, iar înălțimea la momentul t (adică fundul mării la vârsta t) poate fi calculată prin integrarea expansiunii termice pe z:

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}}

{\ 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}}}

{\ 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}}}

unde este $\alpha _{\mathrm {eff} }$ ${\ displaystyle \ alpha _ {\ mathrm {eff}}}$ ${\ displaystyle \ alpha _ {\ mathrm {eff}}}$ este coeficientul de expansiune termică volumetric, iar h ₀ este înălțimea creastei oceanului (în raport cu o referință dată).

Rețineți că ipoteza că v este relativ mare este echivalentă cu presupunerea că difuzivitatea termică $\kappa$ ${\ displaystyle \ kappa}$ $\ kappa$ este mic în comparație cu $L^{2}/T$ ${\ displaystyle L ^ {2} / T}$ ${\ displaystyle L ^ {2} / T}$ , unde L este lățimea oceanului (măsurată de la creastă până la platoul continental ) și T este vârsta sa.

Coeficientul efectiv de dilatare termică $\alpha _{\mathrm {eff} }$ ${\ displaystyle \ alpha _ {\ mathrm {eff}}}$ ${\ displaystyle \ alpha _ {\ mathrm {eff}}}$ diferă de coeficientul obișnuit de dilatare termică $\alpha$ ${\ displaystyle \ alpha}$ $\ alfa$ datorită efectului izostatic al modificării înălțimii coloanei de apă de deasupra litosferei, care se poate extinde sau contracta. Cei doi coeficienți sunt legați de:

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

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

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

unde este $\rho \sim 3,3g/cm^{3}$ ${\ displaystyle \ rho \ sim 3,3g / cm ^ {3}}$ ${\ displaystyle \ rho \ sim 3,3g / cm ^ {3}}$ este densitatea rocii e $\rho _{0}=1g/cm^{3}$ ${\ displaystyle \ rho _ {0} = 1g / cm ^ {3}}$ ${\ displaystyle \ rho _ {0} = 1g / cm ^ {3}}$ este densitatea apei.

Înlocuind parametrii cu valorile lor estimate: $\kappa \sim 8\cdot 10^{-7}$ ${\ displaystyle \ kappa \ sim 8 \ cdot 10 ^ {- 7}}$ ${\ displaystyle \ kappa \ sim 8 \ cdot 10 ^ {- 7}}$ m ² / s, $\alpha \sim 4\cdot 10^{-5}$ ${\ displaystyle \ alpha \ sim 4 \ cdot 10 ^ {- 5}}$ ${\ displaystyle \ alpha \ sim 4 \ cdot 10 ^ {- 5}}$ ° C ⁻¹ și T ₁ ~ 1220 ° C (pentru Oceanele Atlantic și Indian) sau ~ 1120 ° C (pentru estul Oceanului Pacific), obținem:

h(t)\sim h_{0}-350{\sqrt {t}}

{\ displaystyle h (t) \ sim h_ {0} -350 {\ sqrt {t}}}

{\ displaystyle h (t) \ sim h_ {0} -350 {\ sqrt {t}}}

pentru Pacificul de Est și:

h(t)\sim h_{0}-390{\sqrt {t}}

{\ displaystyle h (t) \ sim h_ {0} -390 {\ sqrt {t}}}

{\ displaystyle h (t) \ sim h_ {0} -390 {\ sqrt {t}}}

pentru Oceanele Atlantic și Indian, unde înălțimea este în metri, timpul este în milioane de ani. Pentru a obține dependența de x, trebuie să se substituie t = x / v ~ Tx / L, unde L este distanța dintre creastă și platoul continental (aproximativ jumătate din lățimea oceanului) și T este vârsta oceanului.

Formarea și consumul crustei (rezumat)

Din examinarea structurilor scoarței oceanice, a fost formulată ipoteza extinderii fundului oceanului. O contribuție decisivă la această ipoteză a venit din paleomagnetism, când a fost descoperită existența anomaliilor magnetice în rocile fundului mării de-a lungul benzilor paralele cu crestele. Conform ipotezei expansiunii, aceste anomalii pot fi explicate ca înregistrări ale inversărilor câmpului magnetic al Pământului care au avut loc între formarea unei porțiuni a litosferei și următoarea.

Notă

^ ^a ^b Yen Joe Tan, Maya Tolstoi, Felix Waldhauser și William SD Wilcock,Dinamica unui episod de răspândire a fundului mării la East Pacific Rise , în Nature , vol. 540, nr. 7632, pp. 261-265, DOI : 10.1038 / nature20116 .
^ HH Hess, History of Ocean Basins ( PDF ), în AEJ Engel, Harold L. James și BF Leonard (eds), Petrologic Studies: a volume to honor AF Buddington , Boulder, CO, Geological Society of America, noiembrie 1962, pp. . 599-620. Adus pe 8 septembrie 2010.
^ Walter M. Elsasser, Sea-Floor Spreading as Thermal Convection , în Journal of Geophysical Research , vol. 76, 1971, p. 1101, Bibcode : 1971JGR .... 76.1101E , DOI : 10.1029 / JB076i005p01101 .
^ SB Bhagwat, Foundation of Geology Vol 1 , Global Vision Publishing House, 2009, p. 83, ISBN 978-81-8220-276-4 .
^ (EN) G. John Sclater, Roger N. Anderson și M. Lee Bell, Elevation of ridges and evolution of the central east Pacific , in Journal of Geophysical Research, vol. 76, nr. 32, 10 noiembrie 1971, pp. 7888-7915, Bibcode : 1971JGR .... 76.7888S , DOI : 10.1029 / jb076i032p07888 , ISSN 2156-2202 ( WC ACNP ) .
^ (EN) Barry Parsons și John G. Sclater, O analiză a variației batimetriei fondului oceanic și a fluxului de căldură cu vârsta , în Journal of Geophysical Research, vol. 82, nr. 5, 10 februarie 1977, pp. 803-827, Bibcode : 1977JGR .... 82..803P , DOI : 10.1029 / jb082i005p00803 , ISSN 2156-2202 ( WC ACNP ) .
^ EE Davis și CRB Lister, Fundamentals of Ridge Crest Topography , în Earth and Planetary Science Letters , vol. 21, North-Holland Publishing Company, 1974, pp. 405-413, Bibcode : 1974E & PSL..21..405D , DOI : 10.1016 / 0012-821X (74) 90180-0 .

Elemente conexe

Alte proiecte

Wikimedia Commons conține imagini sau alte fișiere despre Ocean Floor Expansion

linkuri externe

Animația unei creste oceanice în expansiune

Portal de geografie

Portalul mării

Portalul Științelor Pământului

[nature.com-1] Yen Joe Tan, Maya Tolstoi, Felix Waldhauser și William SD Wilcock,Dinamica unui episod de răspândire a fundului mării la East Pacific Rise , în Nature , vol. 540, nr. 7632, pp. 261-265, DOI : 10.1038 / nature20116 .

[2] HH Hess, History of Ocean Basins ( PDF ), în AEJ Engel, Harold L. James și BF Leonard (eds), Petrologic Studies: a volume to honor AF Buddington , Boulder, CO, Geological Society of America, noiembrie 1962, pp. . 599-620. Adus pe 8 septembrie 2010.

[3] Walter M. Elsasser, Sea-Floor Spreading as Thermal Convection , în Journal of Geophysical Research , vol. 76, 1971, p. 1101, Bibcode : 1971JGR .... 76.1101E , DOI : 10.1029 / JB076i005p01101 .

[4] SB Bhagwat, Foundation of Geology Vol 1 , Global Vision Publishing House, 2009, p. 83, ISBN 978-81-8220-276-4 .

[5] (EN) G. John Sclater, Roger N. Anderson și M. Lee Bell, Elevation of ridges and evolution of the central east Pacific , in Journal of Geophysical Research, vol. 76, nr. 32, 10 noiembrie 1971, pp. 7888-7915, Bibcode : 1971JGR .... 76.7888S , DOI : 10.1029 / jb076i032p07888 , ISSN 2156-2202 ( WC ACNP ) .

[6] (EN) Barry Parsons și John G. Sclater, O analiză a variației batimetriei fondului oceanic și a fluxului de căldură cu vârsta , în Journal of Geophysical Research, vol. 82, nr. 5, 10 februarie 1977, pp. 803-827, Bibcode : 1977JGR .... 82..803P , DOI : 10.1029 / jb082i005p00803 , ISSN 2156-2202 ( WC ACNP ) .

[7] EE Davis și CRB Lister, Fundamentals of Ridge Crest Topography , în Earth and Planetary Science Letters , vol. 21, North-Holland Publishing Company, 1974, pp. 405-413, Bibcode : 1974E & PSL..21..405D , DOI : 10.1016 / 0012-821X (74) 90180-0 .

[1]

[2]

[3]

[4]

[5]

[6]

[7]