Deniztabanı yayılması - Seafloor spreading

Okyanus litosferinin yaşı; en genç (kırmızı) yayılan merkezler boyunca.

Deniztabanı yayılması meydana gelen bir süreçtir okyanus ortası sırtları nerede yeni okyanus kabuğu aracılığıyla oluşur volkanik faaliyet ve sonra yavaş yavaş sırttan uzaklaşır.

Çalışma tarihi

Daha önceki teoriler Alfred Wegener ve Alexander du Toit nın-nin kıtasal sürüklenme hareket halindeki kıtaların sabit ve taşınmaz deniz tabanından "sürüldüğünü" varsaydı. Deniz tabanının merkezi bir yarık ekseninden yayılırken kıtaları da beraberinde taşıdığı ve hareket ettiği fikri, Harold Hammond Hess itibaren Princeton Üniversitesi ve Robert Dietz of ABD Deniz Elektroniği Laboratuvarı içinde San Diego 1960'larda.^[1][2] Bu fenomen bugün şu şekilde bilinir: levha tektoniği. İki levhanın birbirinden ayrıldığı yerlerde, okyanus ortası sırtlarında, deniz tabanının yayılması sırasında sürekli olarak yeni deniz tabanı oluşur.

Önem

Deniz tabanı yayılması açıklamaya yardımcı oluyor kıtasal sürüklenme teorisinde levha tektoniği. Okyanusal plakalar uzaklaşmak gerilim stresi, kırıkların oluşmasına neden olur. litosfer. Deniz tabanına yayılan sırtlar için motive edici güç tektonik levhadır levha çekme -de dalma bölgeleri Sırtları yaymada tipik olarak önemli magma aktivitesi olmasına rağmen, magma basıncından ziyade.^[3] Dalgalanmayan levhalar, okyanus ortasındaki yükseltilmiş sırtlardan kayan yerçekimi tarafından tahrik edilir. sırt itme.^[4] Bir yayılma merkezinde, bazaltik magma yeni oluşturmak için okyanus tabanındaki kırıkları yükseltir ve soğur Deniz yatağı. Hidrotermal menfezler yayma merkezlerinde yaygındır. Daha eski kayalar yayılma bölgesinden daha uzakta bulunurken, daha genç kayalar yayılma bölgesine daha yakın bulunacaktır.

Yayılma oranı deniz tabanının yayılması nedeniyle bir okyanus havzasının genişleme hızıdır. (Bir okyanus ortası sırtının her iki tarafındaki her bir tektonik plakaya yeni okyanus litosferinin eklendiği hız, yarı oranında yaymak ve yayılma oranının yarısına eşittir). Yayılma oranları, sırtın hızlı mı, orta mı yoksa yavaş mı olduğunu belirler. Genel bir kural olarak, hızlı sırtlar 90 mm / yıldan fazla yayılma (açılma) oranlarına sahiptir. Ara sırtlar 40-90 mm / yıl yayılma oranına sahipken, yavaş yayılan sırtlar 40 mm / yıl'dan daha düşük bir orana sahiptir.^[5][6][7]:2 Bilinen en yüksek oran 200 mm / yıl'ın üzerindedir. Miyosen Doğu Pasifik Yükselişinde.^[8]

1960'larda, geçmiş rekor jeomanyetik ters çevirmeler Dünya'nın manyetik alanı okyanus tabanındaki manyetik şerit "anormallikleri" gözlemlenerek fark edildi.^[9][10] Bu, geçmiş manyetik alan kutupluluğunun bir ile toplanan verilerden çıkarılabileceği genel olarak açık "çizgiler" ile sonuçlanır. manyetometre deniz yüzeyinde veya bir uçaktan çekilmiş. Okyanus ortası sırtının bir tarafındaki çizgiler, diğer taraftakilerin ayna görüntüsüdür. Bilinen bir yaşla bir ters çevirme belirleyerek ve bu ters dönüşün yayma merkezinden uzaklığını ölçerek, yayma yarı oranı hesaplanabilir.

deniz tabanının yayılması sırasında oluşan manyetik şeritler

Bazı yerlerde yayılma oranlarının asimetrik olduğu bulunmuştur; yarı oranlar sırt kretinin her iki yanında yaklaşık yüzde beş farklılık gösterir.^[11][12] Bunun astenosferdeki sıcaklık gradyanlarından kaynaklandığı düşünülmektedir. manto tüyleri yayma merkezinin yakınında.^[12]

Yayılma merkezi

Deniz tabanı yayılması, okyanus ortası sırtlarının sırtları boyunca dağılmış yayılma merkezlerinde meydana gelir. Yayılma merkezleri bitiyor hataları dönüştürmek veya içinde örtüşen yayma merkezi ofsetler. Bir yayılma merkezi, birkaç kilometre ila onlarca kilometre genişliğinde sismik olarak aktif bir plaka sınır bölgesini, okyanus kabuğunun en genç olduğu sınır bölgesi içinde bir kabuk birikme bölgesini ve bir anlık plaka sınırını içerir - kabuk birikme bölgesi içinde ikisini ayıran bir çizgi ayırma plakaları.^[13] Kabuk yığılma bölgesi içinde aktif volkanizmanın meydana geldiği 1-2 km genişliğinde bir neovolkanik bölge vardır.^[14][15]

Yayılma başlangıcı

Yer kabuğundaki plakalar, levha tektoniği teori

Genel durumda, deniz tabanı yayılması yarık içinde kıta kara kütlesi, benzer Kızıl Deniz -Doğu Afrika Rift Sistem bugün.^[16] Süreç, kıtasal kabuğun tabanında ısıtarak başlar ve bu da onun daha plastik ve daha az yoğun olmasına neden olur. Daha yoğun nesnelere göre daha az yoğun nesneler yükseldiğinden, ısıtılan alan geniş bir kubbe haline gelir (bkz. izostazi ). Kabuk yukarı doğru eğildikçe, yavaş yavaş yarıklara dönüşen kırıklar meydana gelir. Tipik yarık sistemi, yaklaşık 120 derecelik açılarda üç yarık koldan oluşur. Bu alanlar adlandırılır üçlü kavşaklar ve bugün dünyanın çeşitli yerlerinde bulunabilir. Ayrılmış kenar boşlukları kıtalar forma dönüşmek pasif marjlar. Hess'in teorisi, magma okyanus ortasındaki bir sırtta yüzeye doğru yukarı doğru zorlandığında yeni deniz tabanının oluştuğuydu.

Yayılma yukarıda açıklanan başlangıç ​​aşamasını geçmeye devam ederse, yarık kollarından ikisi açılacak ve üçüncü kol açmayı durduracak ve "başarısız bir yarık" haline gelecektir. aulacogen. İki aktif yarık açılmaya devam ettikçe, nihayetinde kıtasal kabuk gerildiği kadar zayıflar. Bu noktada bazaltik okyanus kabuğu ve üst manto litosfer ayıran kıta parçaları arasında oluşmaya başlar. Yarıklardan biri mevcut okyanusa açıldığında, çatlak sistemi deniz suyuyla dolup taşar ve yeni bir deniz olur. Kızıl Deniz, denizin yeni bir koluna örnektir. Doğu Afrika yarığının, diğer iki koldan daha yavaş açılan başarısız bir kol olduğu düşünülüyordu, ancak 2005'te Etiyopya Afar Jeofizik Litosfer Deneyi^[17] rapor etti Afar bölgesi, Eylül 2005, sekiz metre genişliğinde 60 km'lik bir yarık açıldı.^[18] Bu ilk sel döneminde, yeni deniz iklim ve sulardaki değişikliklere karşı hassastır. öfkeli. Sonuç olarak, yeni deniz, yarık vadisinin yükseltisi denizin durağan hale geldiği noktaya indirilmeden önce birkaç kez (kısmen veya tamamen) buharlaşacaktır. Bu buharlaşma döneminde, rift vadisinde büyük evaporit yatakları oluşacaktır. Daha sonra bu yataklar hidrokarbon contası olma potansiyeline sahiptir ve özellikle petrol jeologlar.

Deniz tabanı yayılması süreç sırasında durabilir, ancak kıtanın tamamen koptuğu noktaya kadar devam ederse, yeni bir okyanus havzası yaratıldı. Kızıldeniz henüz Arabistan'ı Afrika'dan tamamen ayırmadı, ancak benzer bir özellik tamamen serbest kalan Afrika'nın diğer tarafında da bulunabilir. Güney Amerika bir zamanlar Nijer Deltası. Nijer Nehri'nin başarısız yarık kolunda oluşmuştur. üçlü kavşak.^[19]

Yayılmaya ve yitmeye devam etti

Okyanus ortasındaki bir sırtta yayılıyor

Yeni deniz tabanı oluşup okyanus ortasındaki sırttan uzaklaştıkça zamanla yavaş yavaş soğur. Bu nedenle eski deniz tabanı, yeni deniz tabanından daha soğuk ve eski okyanus havzaları, izostazi nedeniyle yeni okyanus havzalarından daha derin. Yeni kabuk oluşumuna rağmen yeryüzünün çapı nispeten sabit kalırsa, kabuğun da tahrip olduğu bir mekanizmanın var olması gerekir. Okyanus kabuğunun tahrip edilmesi, okyanus kabuğunun kıtasal kabuk veya okyanus kabuğu altında zorlandığı batma bölgelerinde meydana gelir. Bugün, Atlantik havzası aktif olarak Orta Atlantik Sırtı. Atlantik'te üretilen okyanus kabuğunun sadece küçük bir kısmı batmış durumda. Bununla birlikte, Pasifik Okyanusu'nu oluşturan plakalar, sınırlarının birçoğu boyunca batma yaşıyor ve bu da volkanik aktiviteye neden oluyor. Ateşin yüzüğü Pasifik Okyanusu. Pasifik aynı zamanda dünyanın en aktif yayılma merkezlerinden birine de ev sahipliği yapmaktadır. Doğu Pasifik Yükselişi ) 145 +/- 4 mm / yıla varan yayılma oranları ile Pasifik ve Nazca plakaları.^[20] Orta Atlantik Sırtı yavaş yayılan bir merkezken, Doğu Pasifik Yükselişi hızlı yayılmanın bir örneğidir. Yavaş ve orta oranlardaki yayılma merkezleri bir yarık vadisi sergilerken, hızlı hızlarda kabuk birikme bölgesinde eksenel bir yükseklik bulunur.^[6] Yayılma oranlarındaki farklılıklar sadece sırtların geometrilerini değil, aynı zamanda üretilen bazaltların jeokimyasını da etkiler.^[21]

Yeni okyanus havzaları eski okyanus havzalarından daha sığ olduğu için, dünyanın okyanus havzalarının toplam kapasitesi, aktif deniz tabanının yayılması sırasında azalmaktadır. Açılış sırasında Atlantik Okyanusu, deniz seviyesi o kadar yüksekti ki Batı İç Denizyolu karşısında oluşturulmuş Kuzey Amerika -den Meksika körfezi için Kuzey Buz Denizi.

Tartışma ve mekanizma arayışı

Orta Atlantik Sırtı'nda (ve diğer okyanus ortası sırtlarında), örtü yeni oluşturmak için okyanus levhaları arasındaki faylardan yükselir kabuk plakalar birbirinden uzaklaştıkça, ilk olarak kıtaların sürüklenmesi olarak gözlenen bir fenomen. Ne zaman Alfred Wegener ilk olarak 1912'de kıtasal sürüklenme hipotezini sundu, kıtaların okyanus kabuğunun içinden geçtiğini öne sürdü. Bu imkansızdı: okyanus kabuğu, kıta kabuğundan hem daha yoğun hem de daha serttir. Buna göre, Wegener'ın teorisi, özellikle Amerika Birleşik Devletleri'nde çok ciddiye alınmadı.

İlk başta, yayılmanın itici gücünün mantodaki konveksiyon akımları olduğu tartışıldı.^[22] O zamandan beri, kıtaların hareketinin, kabuğun kendisini de içeren konveksiyonla tahrik edilen levha tektoniği teorisi tarafından yayılan deniz tabanına bağlı olduğu gösterilmiştir.^[4]

Deniz tabanının plakalara yayılması için sürücü aktif marjlar onları çeken serin, yoğun, yiten plakaların ağırlığıdır. Sırttaki magmatizma, plakaların kendi plakalarının ağırlığı altında çekilmesinden kaynaklanan pasif yükselme olarak kabul edilir.^[4][23] Bu, az sürtünmeli bir masanın üzerindeki bir halıya benzer olarak düşünülebilir: Halının bir kısmı masadan kalktığında, ağırlığı halının geri kalanını da beraberinde aşağı çeker. Bununla birlikte, Orta Atlantik sırtının kendisi, denizdeki küçük dalma haricinde, dalma bölgelerine çekilen plakalarla sınırlanmamıştır. Küçük Antiller ve Scotia Arc. Bu durumda plakalar, sırt itme sürecinde manto yukarı doğru kayar.^[4]

Seafloor küresel topografya: soğutma modelleri

Deniz tabanının derinliği (veya bir taban seviyesinin üzerindeki bir okyanus ortası sırtındaki bir konumun yüksekliği), yaşıyla (derinliğin ölçüldüğü litosferin yaşı) yakından ilişkilidir. Yaş-derinlik ilişkisi litosfer plakasının soğutulmasıyla modellenebilir.^{[24][25][26][27]} veya önemli olmayan alanlarda yarı uzay manto yitim.^[28]

Soğutma mantosu modeli

Manto yarı uzay modelinde,^[28] deniz dibinin yüksekliği şunlara göre belirlenir: okyanus litosfer ve termal genleşme nedeniyle manto sıcaklığı. Basit sonuç, sırt yüksekliği veya okyanus derinliğinin yaşının kareköküyle orantılı olmasıdır.^[28] Okyanus litosferinde sürekli olarak sabit bir hızda oluşur. okyanus ortası sırtları. Litosferin kaynağı yarım düzlem şekle sahiptir (x = 0, z <0) ve sabit bir sıcaklık T₁. Sürekli oluşumu nedeniyle, litosfer x > 0, mahyadan sabit bir hızla uzaklaşıyor vproblemdeki diğer tipik ölçeklerle karşılaştırıldığında büyük olduğu varsayılır. Litosferin üst sınırındaki sıcaklık (z = 0) bir sabittir T₀ = 0. Böylece x = 0 sıcaklık, Heaviside adım işlevi ${ displaystyle T_ {1} cdot Theta (-z)}$. Sistemin yarı yarıya olduğu varsayılmaktadır.kararlı hal, böylece sıcaklık dağılımı zaman içinde sabittir, yani ${ displaystyle T = T (x, z).}$

Hareketli litosferin referans çerçevesinde hesaplanarak (hız v), uzaysal koordinatı olan ${ displaystyle x '= x-vt,}$ ${ displaystyle T = T (x ', z, t).}$ ve ısı denklemi dır-dir:

${ displaystyle { frac { kısmi T} { kısmi t}} = kappa nabla ^ {2} T = kappa { frac { kısmi ^ {2} T} { kısmi ^ {2} z }} + kappa { frac { kısmi ^ {2} T} { kısmi ^ {2} x '}}}$

nerede ${ displaystyle kappa}$ ... termal yayılma manto litosferinin.

Dan beri T bağlıdır x ' ve t sadece kombinasyon yoluyla ${ displaystyle x = x '+ vt,}$:

${ displaystyle { frac { kısmi T} { kısmi x '}} = { frac {1} {v}} cdot { frac { kısmi T} { kısmi t}}}$

Böylece:

${ displaystyle { frac { kısmi T} { kısmi t}} = kappa nabla ^ {2} T = kappa { frac { kısmi ^ {2} T} { kısmi ^ {2} z }} + { frac { kappa} {v ^ {2}}} { frac { kısmi ^ {2} T} { kısmi ^ {2} t}}}$

Varsayılmaktadır ki ${ displaystyle v}$ problemdeki diğer ölçeklerle karşılaştırıldığında büyüktür; bu nedenle denklemdeki son terim ihmal edilir ve 1 boyutlu bir difüzyon denklemi verir:

${ displaystyle { frac { kısmi T} { kısmi t}} = kappa { frac { kısmi ^ {2} T} { kısmi ^ {2} z}}}$

başlangıç ​​koşullarıyla

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

İçin çözüm ${ displaystyle z leq 0}$ tarafından verilir hata fonksiyonu:

${ displaystyle T (x ', z, t) = T_ {1} cdot operatöradı {erf} sol ({ frac {z} {2 { sqrt { kappa t}}}} sağ)}$.

Yüksek hız nedeniyle, yatay yöndeki sıcaklık bağımlılığı ihmal edilebilir ve zamandaki yükseklik t (yani deniz tabanı yaşı t) termal genleşmeyi entegre ederek hesaplanabilir. z:

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

nerede ${ displaystyle alpha _ { mathrm {eff}}}$ etkili hacimseldir termal Genleşme katsayı ve h₀ okyanus ortası sırt yüksekliğidir (bazı referanslara kıyasla).

Varsayımı v nispeten büyük olması, termal yayılma ${ displaystyle kappa}$ ile karşılaştırıldığında küçük ${ displaystyle L ^ {2} / A}$, nerede L okyanus genişliğidir (okyanus ortası sırtlarından kıta sahanlığı ) ve Bir okyanus havzasının çağıdır.

Etkili termal genleşme katsayısı ${ displaystyle alpha _ { mathrm {eff}}}$ normal termal genleşme katsayısından farklıdır ${ displaystyle alpha}$ genişledikçe veya geri çekildikçe litosferin üzerindeki su kolonu yüksekliğindeki değişimin izostazik etkisinden dolayı. Her iki katsayı da aşağıdakilerle ilişkilidir:

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

nerede ${ displaystyle rho sim 3.3 mathrm {g} cdot mathrm {cm} ^ {- 3}}$ kaya yoğunluğu ve ${ displaystyle rho _ {0} = 1 mathrm {g} cdot mathrm {cm} ^ {- 3}}$ suyun yoğunluğudur.

Parametreleri kaba tahminleriyle değiştirerek:

${ displaystyle { begin {align} kappa & sim 8 cdot 10 ^ {- 7} mathrm {m} ^ {2} cdot mathrm {s} ^ {- 1} alpha & sim 4 cdot 10 ^ {- 5} {} ^ { circ} mathrm {C} ^ {- 1} T_ {1} & sim 1220 {} ^ { circ} mathrm { C} && { text {Atlantik ve Hint okyanusları için}} T_ {1} & sim 1120 {} ^ { circ} mathrm {C} && { text {for the doğu Pasifik}} son {hizalı}}}$

sahibiz:^[28]

${ displaystyle h (t) sim { begin {case} h_ {0} -390 { sqrt {t}} & { text {Atlantik ve Hint okyanusları için}} h_ {0} -350 { sqrt {t}} & { text {doğu Pasifik için}} end {vakalar}}}$

yüksekliğin metre cinsinden ve zamanın milyonlarca yıl olduğu yer. Bağımlılık kazanmak için xyerine geçmeli t = x/v ~ Balta/L, nerede L sırt ile sırt arasındaki mesafedir kıta sahanlığı (kabaca okyanus genişliğinin yarısı) ve Bir okyanus havzası yaşıdır.

Okyanus tabanının yüksekliğinden ziyade ${ displaystyle h (t)}$bir temel veya referans seviyesinin üstünde ${ displaystyle h_ {b}}$, okyanusun derinliği ${ displaystyle d (t)}$ilgi duyuyor. Çünkü ${ displaystyle d (t) + h (t) = h_ {b}}$(ile ${ displaystyle h_ {b}}$ okyanus yüzeyinden ölçüldüğünde) şunu bulabiliriz:

${ displaystyle d (t) = h_ {b} -h_ {0} +350 { sqrt {t}}}$; örneğin doğu Pasifik için ${ displaystyle h_ {b} -h_ {0}}$ sırt tepesindeki derinlik, tipik olarak 2600 m'dir.

Soğutma plakası modeli

Yukarıda türetilen deniz tabanı yaşının kareköküyle tahmin edilen derinlik, 80 milyon yıldan daha eski deniz tabanı için çok derindir.^[27] Derinlik, soğutma mantosu yarı boşluğundan ziyade soğutma litosfer plaka modeli ile daha iyi açıklanır.^[27] Plakanın tabanında ve yayılma kenarında sabit bir sıcaklık vardır. Derinliğe karşı yaş ve derinlik ile yaş verilerinin karekökü analizi, Parsons ve Sclater'a izin verdi^[27] model parametrelerini tahmin etmek için (Kuzey Pasifik için):

Litosfer kalınlığı için ~ 125 km

${ displaystyle T_ {1} thicksim 1350 {} ^ { circ} mathrm {C}}$ tabanın tabanında ve genç kenarında

${ displaystyle alpha thicksim 3.2 cdot 10 ^ {- 5} {} ^ { circ} mathrm {C} ^ {- 1}}$

Soğutma plakasının altında her yerde izostatik dengenin var olduğunu varsayarsak, daha yaşlı deniz tabanı için, 20 milyon yıl kadar genç yaşlar için yaklaşık olarak doğru olan revize edilmiş bir yaş derinliği ilişkisi sağlar:

${ displaystyle d (t) = 6400-3200 exp { bigl (} -t / 62,8 { bigr)}}$metre

Bu nedenle, eski deniz tabanı gençlere göre daha yavaş derinleşir ve aslında ~ 6400 m derinlikte neredeyse sabit olduğu varsayılabilir. Parsons ve Sclater, ileri yaşlarda 125 km'nin altına soğumayı ve litosfer daralmasını (deniz tabanı derinleşmesi) önlemek için, bir tür manto konveksiyonunun her yerde plakanın tabanına ısı uygulaması gerektiği sonucuna vardı.^[27] Plaka modelleri ayrıca iletken ısı akışı için bir ifadeye izin verdi, q (t) yaklaşık olarak sabit olan okyanus tabanından ${ displaystyle 1 cdot 10 ^ {- 6} mathrm {cal} , mathrm {cm} ^ {- 2} mathrm {sec} ^ {- 1}}$ 120 milyon yılın ötesinde:

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

Ayrıca bakınız

• Iraksak sınır - Birbirinden uzaklaşan iki tektonik plaka arasında var olan doğrusal özellik
• Vine-Matthews-Morley hipotezi - Kıtasal sürüklenme ve levha tektoniği ile ilgili deniz tabanı yayılma teorisinin ilk önemli bilimsel testi.
• DSV ALVİN Atlantik'teki yayılma merkezlerini araştıran araştırma denizaltı (ÜNLÜ Proje ) ve Pasifik Okyanusları (RISE projesi ).

Referanslar

Dış bağlantılar

• Okyanus ortası sırtının animasyonu