Ширење на морското дно

Ширењето на морското дно — процес што се јавува на средноокеанските гребени, каде што се формира нова океанска кора преку вулканска активност, а потоа постепено се оддалечува од гребенот.
1 Историја на проучувањата
Претходните теории на Алфред Вегенер и Александар ду Тојт за континенталниот нанос, претпоставувале дека континентите „се двиеле“ низ неподвижното морско дно. Идејата дека самото морско дно се движи и исто така ги носи континентите со себе додека се шири од централната оска на расцепот била предложена од Харолд Хамонд Хес од Универзитетот Принстон и Роберт Диц од Американската поморска електроника лабораторија во Сан Диего во 1960-тите. Феноменот денес е познат како тектоника на плочи. На локации каде што две плочи се раздвојуваат, на сртовите на средината на океанот, постојано се формира ново морско дно за време на ширењето на морското дно.
2 Значење
Распространувањето на морското дно помагало да се објасни континенталниот нанос во теоријата на тектониката на плочите. Кога океанските плочи се разминуваат, тензичниот стрес предизвикува фрактури во литосферата. Мотивирачката сила за раширените гребени на морското дно е повлекувањето на тектонската плоча во зоните на подвлекување, наместо притисокот на магмата, иако има типично значајна активност на магмата при ширење на гребените. Плочите што не се спуштаат се придвижувани од гравитацијата што се лизга од издигнатите сртови на средината на океанот, процес наречен туркање на гребенот. Во центарот за ширење, базалтичката магма се издигнува по фрактурите и се лади на дното на океанот за да формира ново морско дно. Хидротермалните отвори се вообичаени во центрите за ширење. Постарите карпи ќе се најдат подалеку од зоната на ширење додека помладите карпи ќе се најдат поблиску до зоната на ширење.
''Стапката на ширење'' е брзината со која океанскиот слив се шири поради ширењето на морското дно. (Брзината со која се додава нова океанска литосфера на секоја тектонска плоча од двете страни на средноокеанскиот гребен е ''половина од стапката на ширење'' и е еднаква на половина од стапката на ширење). Стапките на ширење одредуваат дали гребенот е брз, среден или бавен. Како општо правило, брзите гребени имаат стапки на ширење (отворање) повеќе од 90 мм/годишно. Средните гребени имаат стапка на ширење од 40-90 мм/годишно додека бавно распространетите гребени имаат стапка помала од 40 мм/годишно. Највисоката позната стапка била над 200 мм/годишно за време на миоценот на источниот тихоокеански гребен.
Во 1960-тите, минатиот рекорд на геомагнетни промени на магнетното поле на Земјата бил забележан со набљудување на „''аномалии''“ на магнетни ленти на дното на океанот. Ова резултирало со широко евидентни „''ленти''“ од кои може да се заклучи минатиот поларитет на магнетното поле од податоците собрани со магнетометар влечен на површината на морето или од авион. Лентите од едната страна на сртот на средината на океанот биле огледална слика на оние од другата страна. Со идентификување на старостта и мерењето на растојанието на тој пресврт од центарот за ширење, може да се пресмета полустапката на ширење.
На некои локации, откриено е дека стапките на ширење се асиметрични; стапките на половина се разликуваат на секоја страна од гребенот за околу пет проценти. Ова се смета поради температурните градиенти во астеносферата од плаштот во близина на центарот за ширење.
3 Центар за ширење
Распространувањето на морското дно се случува во центрите за ширење, распоредени по врвовите на средноокеанските сртови. Распространетите центри завршуваат со дефекти на трансформацијата или со преклопувачки централни поместувања на ширење. Центарот за ширење вклучува сеизмички активна гранична зона на плочата широка неколку километри до десетици километри, зона на насобирање на кора во граничната зона каде што океанската кора е најмлада и моментална граница на плочата - линија во зоната на аккреција на кората што ги разграничува двете одвојувачки плочи. Во рамките на зоната на насобирање на кората е неовулканска зона со ширина од 1–2 km каде што се јавува активен вулканизам.
4 Почетно ширење
Во општиот случај, ширењето на морското дно започнува како пукнатина во континентална копнена маса, слична на Црвеното Море — Источноафрикански Расед. Процесот започнува со загревање во основата на континенталната кора што предизвикува таа да стане попластична и помалку густа. Бидејќи објектите со помала густина се издигнуваат во однос на погустите објекти, областа што се загрева станува широка купола. Како што кората се наведнува нагоре, се случуваат фрактури кои постепено прераснуваат во пукнатини. Типичниот систем на цепнатинки се состои од три рачни краци под агли од приближно 120 степени. Овие области се именувани како точка на тројни пукања и можат да се најдат на неколку места низ светот денес. Одделените маргини на континентите еволуираат, формирајќи пасивни граници. Теоријата на Хес била дека новото морско дно се формира кога магмата е принудена да оди нагоре кон површината на сртот на средината на океанот.
Ако ширењето продолжи покрај почетната фаза опишана погоре, два од краците на расцепот ќе се отворат додека третата рака престанува да се отвора и станува „''неуспешна пукнатина''“ или авлакоген. Како што продолжуваат да се отвораат двете активни пукнатини, на крајот континенталната кора е ослабена онолку колку што ќе се протега. Во овој момент, базалтичката океанска кора и горната литосферна обвивка почнуваат да се формираат помеѓу одделните континентални фрагменти. Кога еден од пукнатините се отвора во постоечкиот океан, системот на раседот е преплавен со морска вода и станува ново море. Црвеното Море е пример за нов крак на морето. Се сметало дека источноафриканскиот расцеп е неуспешна рака која се отвора побавно од другите два крака, но во 2005 година етиопскиот геофизички литосферски експеримент Афар објавил дека во регионот Афар, септември 2005 година, 60 км пукнатината се отворила со ширина од осум метри. Во овој период на првично поплавување, новото море е чувствително на климатските промени и евстазијата. Како резултат на тоа, новото море ќе испари (делумно или целосно) неколку пати пред да се спушти надморската височина на долината на расед до точка што морето ќе стане стабилно. Во овој период на испарување ќе се направат големи наслаги на испарување во долината на раседот. Подоцна овие наоѓалишта имаат потенцијал да станат јаглеводородни пломби и се од особен интерес за нафтените геолози.
Ширењето на морското дно може да престане за време на процесот, но ако продолжи до тој степен што континентот е целосно отсечен, тогаш се создава нов подводна котлина. Црвеното Море сè уште не ја разделило целосно Арабија од Африка, но слична одлика може да се најде на другата страна на Африка која целосно се ослободила. Јужна Америка некогаш се вклопувала во областа на делтата на Нигер.
5 Продолжено ширење и подвлекување
Како што се формира новото морско дно и се шири надвор од сртот на средината на океанот, со текот на времето полека се лади. Според тоа, старото морско дно е постудено од новото морско дно, а постарите подводни котлини подлабоки од новите подводни котлини поради изостазија. Ако пречникот на земјата остане релативно константен и покрај создавањето на нова кора, мора да постои механизам со кој кората исто така се уништува. Уништувањето на океанската кора се случува во зоните на подвлекување каде што океанската кора е принудена или под континенталната кора или под океанската кора. Денес, Атлантскиот басен активно се шири на Средноатлантскиот Гребен. Само мал дел од океанската кора произведена во Атлантикот е спуштена. Сепак, плочите што го сочинуваат Тихиот Океан доживуваат подвлекување по многу од нивните граници што предизвикува вулканска активност во она што е наречено Огнен прстен на Тихиот Океан. Тихиот Океан е исто така дом на еден од најактивните светски центри за ширење (Источен Тихи Океан) со стапки на ширење до 145 +/- 4 мм/год. помеѓу плочите на Тихиот Океан и Наска. Средноатлантскиот гребен е центар со бавно ширење, додека Источниот Тихи Океан е пример за брзо ширење. Распространетите центри со бавни и средни стапки покажуваат долина на расцеп, додека при брзи стапки осно високо се наоѓа во зоната на акреција на кората. Разликите во стапките на ширење влијаат не само на геометриите на гребените туку и на геохемијата на базалтите што се произведуваат.
Бидејќи новите подводни котлини се поплитки од старите, вкупниот капацитет на котлините на светските океани се намалува за време на активно ширење на морското дно. За време на отворањето на Атлантскиот Океан, нивото на морето било толку високо што западниот внатрешен морски пат се формирал низ Северна Америка од Мексиканскиот Залив до Северноледениот Океан.
6 Дебата и барање механизам
На Средноатлантскиот Гребен (и во другите сртови на средината на океанот), материјалот од горната обвивка се издигнува низ раседите помеѓу океанските плочи за да формира нова кора додека плочите се оддалечуваат една од друга, феномен првпат забележан како континентален нанос. Кога Алфред Вегенер првпат ја претставил хипотезата за континентално наноси во 1912 година, тој предложил дека континентите биле „изорени“ низ океанската кора. Ова било невозможно: океанската кора е и погуста и поцврста од континенталната кора. Според тоа, теоријата на Вегенер не била сфатена многу сериозно, особено во САД.
Најпрво се тврдело дека движечката сила за ширење се струите на конвекција во плашт. Оттогаш, се покажало дека движењето на континентите е поврзано со ширењето на морското дно со теоријата на тектониката на плочите, која е водена од конвекција која ја вклучува и самата кора.
Двигател за ширење на морското дно во плочи со активни рабови е тежината на ладните, густи, спуштачки плочи што ги влечат по должината или влечење на плочите. Магматизмот на гребенот се смета за пасивно издигнување, што е предизвикано од распаѓањето на плочите под тежината на сопствените плочи. Ова може да се смета за аналогно на килим на маса со мало триење: кога дел од тепихот е надвор од масата, неговата тежина го повлекува и остатокот од килимот надолу со него. Сепак, самиот средноатлантски гребен не се граничи со плочи кои се влечат во зоните на подвлекување, освен малото подвлекување во Малите Антили и Шкотскиот лак. Во овој случај, плочите се лизгаат преку издигнувањето на обвивката во процесот на туркање на гребенот.
7 Глобална топографија
Длабочината на морското дно (или висината на локацијата на средноокеанскиот гребен над основното ниво) е тесно поврзана со неговата старост (возраст на литосферата каде што се мери длабочината). Врската возраст-длабочина може да се моделира со ладење на литосферна плоча или полупростор на плашт во области без значително подвлекување.
7.1 Модел на плашт за ладење
Во моделот на полупростор на обвивката, висината на морското дно е одредена од океанската литосфера и температурата на обвивката, поради топлинско ширење. Едноставниот резултат е дека висината на гребенот или длабочината на океанот е пропорционална на квадратниот корен на неговата старост. Океанската литосфера непрекинато се формира со постојана брзина на сртовите на средината на океанот. Изворот на литосферата има форма на полурамнина (''x'' = 0, ''z'' < 0) и константна температура ''T''<sub>1</sub>. Поради нејзиното континуирано создавање, литосферата на ''x'' > 0 се оддалечува од гребенот со константна брзина ''v'', која се претпоставува голема во споредба со другите типични размери во проблемот. Температурата на горната граница на литосферата (''z'' = 0) е константа ''T''<sub>0</sub> = 0. Така при ''x'' = 0 температурата е Хевисајдова функција <math>T_1\cdot\Theta(-z)</math>. Системот се претпоставува дека е во квазистабилна состојба, така што распределбата на температурата е константна во времето, т.е. <math>T=T(x,z).</math>
Со пресметување во референтната рамка на подвижната литосфера (брзина ''v''), која има просторна координата <math>x' = x-vt,</math><math>T=T(x',z, t).</math> а равенката за топлина е:
:<math>\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'}</math>
каде <math>\kappa</math> е топлинската дифузија на литосферата на обвивката.
Бидејќи ''Т'' зависи од ''x и ''t'' само преку комбинацијата <math>x = x'+vt,</math> :
: <math>\frac{\partial T}{\partial x'} = \frac{1}{v}\cdot\frac{\partial T}{\partial t}</math>
Така:
: <math>\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}</math>
Се претпоставува дека <math>v</math> е голем во споредба со другите размери во проблемот; затоа последниот член во равенката е занемарен, давајќи еднодимензионална равенка на дифузија:
: <math>\frac{\partial T}{\partial t} = \kappa\frac{\partial^2 T}{\partial^2 z}</math>
со почетните услови
: <math>T(t=0) = T_1\cdot\Theta(-z).</math>
Решението за <math>z\le 0</math> е дадена со функцијата за грешка:
: <math>T(x',z,t) = T_1 \cdot \operatorname{erf} \left(\frac{z}{2\sqrt{\kappa t\right)</math>.
Поради големата брзина, температурната зависност од хоризонталната насока е занемарлива, а висината во времето ''t'' (т.е. на морското дно на возраст ''t'' ) може да се пресмета со интегрирање на топлинското проширување над ''z'' :
: <math>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} </math>
каде <math>\alpha_\mathrm{eff}</math> е делотворниот зафатнински коефициент на топлинско ширење, а ''h<sub>0</sub>'' е висината на средишниот океански гребен (во споредба со некои референци).
Претпоставката дека ''v'' е релативно голем е еквивалентна на претпоставката дека топлинската дифузија <math>\kappa</math> е мал во споредба со <math>L^2/A</math>, каде што ''L'' е ширината на океанот (од средноокеански сртови до континенталниот праг) и ''A'' е возраста на океанскиот слив.
Делотворниот коефициент на топлинско ширење <math>\alpha_\mathrm{eff}</math> се разликува од вообичаениот коефициент на топлинско ширење <math>\alpha</math> поради изостазичниот ефект на промената на висината на водната колона над литосферата додека се шири или се повлекува. И двата коефициенти се поврзани со:
: <math> \alpha_\mathrm{eff} = \alpha \cdot \frac{\rho}{\rho-\rho_w}</math>
каде <math>\rho \sim 3.3 \ \mathrm{g}\cdot \mathrm{cm}^{-3}</math> е густината на карпите и <math>\rho_0 = 1 \ \mathrm{g} \cdot \mathrm{cm}^{-3}</math> е густината на водата.
Со замена на параметрите со нивните груби проценки:
: <math>\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{за Атлантскиот и Индискиот Oкеан } \\
T_1 &\sim 1120 \ {}^{\circ}\mathrm{C} && \text{за источниот Тихи Океан }
\end{align}</math>
: <math>h(t) \sim \begin{cases} h_0 - 390 \sqrt{t} & \text{за Атлантскиот и Индискиот Oкеан } \\ h_0 - 350 \sqrt{t} & \text{за источниот Тихи Океан} \end{cases}</math>
каде висината е во метри, а времето во милиони години. За да се добие зависноста од ''x'', мора да се замени ''t'' = ''x'' / ''v'' ~ ''Ax'' / ''L'', каде што ''L'' е растојанието помеѓу гребенот до континенталниот праг (приближно половина од ширината на океанот), а ''A'' е возраста на океанскиот слив.
Наместо висината на дното на океанот <math>h(t)</math> над основно или референтно ниво <math>h_b</math>, длабочината на океанот <math>d(t)</math> е од интерес. Бидејќи <math>d(t)+h(t)=h_b</math> (со <math>h_b</math> мерено од површината на океанот) можеме да откриеме дека:
: <math>d(t)=h_b-h_0+350\sqrt{t}</math> ; за источниот Тихи Океан на пример, каде <math>h_b-h_0</math> е длабочината на гребенот, типично 2600 m.
7.2 Модел на плоча за ладење
Длабочината предвидена со квадратниот корен на староста на морското дно изведена погоре е премногу длабока за морското дно постаро од 80 милиони години. Длабочината е подобро објаснета со модел на ладилна литосферна плоча отколку со полупростор на обвивката за ладење. Плочата има постојана температура во основата и раширениот раб. Анализата на длабочината наспроти возраста и длабочината наспроти квадратниот корен на податоците за возраста им овозможило на Парсонс и Склатер да ги проценат параметрите на моделот (за Северен Тихи Океан):
: ~125 km за дебелина на литосферата
: <math>T_1\thicksim1350\ {}^{\circ}\mathrm{C}</math> во основата и младиот раб на плочата
: <math>\alpha\thicksim3.2\cdot 10^{-5} \ {}^{\circ}\mathrm{C}^{-1}</math>
Претпоставувајќи изостатска рамнотежа насекаде под плочата за ладење, се добива ревидирана старосна длабинска врска за постарото морско дно, што е приближно точна за возрасти од 20 милиони години:
: <math>d(t)=6400-3200\exp\bigl(-t/62.8\bigr)</math> метри
Така, постарото морско дно се продлабочува побавно отколку помладото и всушност може да се претпостави речиси константно на ~6400 m длабочина. Парсонс и Склатер заклучиле дека некој стил на конвекција на обвивката мора да примени топлина на основата на плочата насекаде за да спречи ладење под 125 km и контракција на литосферата (продлабочување на морското дно) на постара возраст. Нивниот модел на плоча, исто така, дозволил израз за проводен топлински проток, ''q(t)'' од дното на океанот, што е приближно константно на <math>1\cdot 10^{-6}\mathrm{cal}\, \mathrm{cm}^{-2} \mathrm{sec}^{-1}</math> повеќе од 120 милиони години:
:<math>q(t)=11.3/\sqrt{t}</math>