Indledning til oceanografi

admin 0 Comments Articles

Indledning til oceanografi

Divergente grænser er spredningsgrænser, hvor der dannes ny oceanisk skorpe for at udfylde rummet, når pladerne bevæger sig fra hinanden. De fleste divergerende grænser er placeret langs mellemoceaniske oceaniske rygge (selv om nogle er på land). Det mellemoceaniske rygsystem er en gigantisk bjergkæde under havet og er det største geologiske træk på Jorden; med en længde på 65.000 km og en bredde på ca. 1.000 km dækker det 23 % af Jordens overflade (figur 4.5.1). Fordi den nye skorpe, der er dannet ved pladegrænsen, er varmere end den omgivende skorpe, har den en lavere massefylde, så den ligger højere på kappen, hvilket skaber bjergkæden. I midten af den mellemoceaniske ryg løber en riftdal, der er 25-50 km bred og 1 km dyb. Selv om oceaniske spredningsrygge ser ud til at være buede træk på Jordens overflade, består ryggen i virkeligheden af en række lige segmenter, der med mellemrum er forskudt af forkastninger vinkelret på ryggen, såkaldte transformforkastninger. Disse transformforkastninger får det mellemoceaniske rygsystem til at ligne en gigantisk lynlås på havbunden (figur 4.5.2). Som vi vil se i afsnit 4.7, er bevægelser langs transformforkastninger mellem to tilstødende rygsegmenter ansvarlige for mange jordskælv.

Krustematerialet, der skabes ved en spredningsgrænse, er altid af oceanisk karakter; med andre ord er det magmatisk sten (f.eks. basalt eller gabbro, der er rig på ferromagnesianske mineraler), der dannes af magma, der stammer fra delvis smeltning af kappen forårsaget af dekompression, når varmt kappemateriale fra dybden bevæges mod overfladen (Figur 4.5.3). Den trekantede zone med delvis smeltning nær højderyggen er ca. 60 km tyk, og andelen af magma er ca. 10 % af bjergarternes volumen, hvorved der dannes en ca. 6 km tyk skorpe. Denne magma siver ud på havbunden og danner pudebasalter, breccias (fragmenterede basaltiske bjergarter) og strømme, som i nogle tilfælde er indlejret i kalksten eller chert. Med tiden bliver den magmatiske bjergart i den oceaniske skorpe dækket af lag af sediment, som til sidst bliver til sedimentære bjergarter.

Spreading antages at starte inden for et kontinentalt område med opadbøjning eller doming af skorpe relateret til en underliggende kappeplume eller serie af kappeplumer. Opdriften af mantelplumens materiale skaber en kuppel i skorpen, hvilket får den til at briste. Når der findes en række kappeplumper under et stort kontinent, kan de resulterende rifter flugte og føre til dannelsen af en riftdal (som f.eks. den nuværende Great Rift Valley i det østlige Afrika). Det foreslås, at denne type dal i sidste ende udvikler sig til et lineært hav (som f.eks. det nuværende Røde Hav) og til sidst til et hav (som f.eks. Atlanterhavet). Det er sandsynligt, at op til 20 kappeplumper, hvoraf mange stadig eksisterer, var ansvarlige for initieringen af Pangæas rifting langs det, der nu er den midtatlantiske ryg.

Der er flere bevislinjer, der viser, at der dannes ny oceanisk skorpe ved disse spredningscentre på havbunden:

1.

Sammenligning af alderen af den oceaniske skorpe i nærheden af en midt-oceanisk ryg viser, at skorpen er yngst lige ved spredningscentret og bliver gradvist ældre, efterhånden som man bevæger sig væk fra den divergerende grænse i begge retninger, idet den ældes ca. 1 million år for hver 20-40 km fra ryggen. Desuden er mønstret for skorpens alder ret symmetrisk på begge sider af ryggen (figur 4.5.4).

Den ældste oceaniske skorpe er omkring 280 Ma i det østlige Middelhav, og de ældste dele af det åbne hav er omkring 180 Ma på begge sider af Nordatlanten. Det kan være overraskende i betragtning af, at dele af den kontinentale skorpe er tæt på 4.000 Ma gammel, at den ældste havbund er mindre end 300 Ma. Årsagen hertil er naturligvis, at al havbund, der er ældre end dette, enten er blevet subduceret (se afsnit 4.6) eller skubbet op for at blive en del af den kontinentale skorpe. Som man kunne forvente, er den oceaniske skorpe meget ung nær spredningsryggene (figur 4.5.4), og der er tydelige forskelle i hastigheden af havbundens spredning langs de forskellige rygge. Ryggene i Stillehavet og det sydøstlige Indiske Ocean har brede aldersbånd, hvilket indikerer hurtig spredning (nærmer sig 10 cm/år på hver side i nogle områder), mens ryggene i Atlanterhavet og det vestlige Indiske Ocean spreder sig meget langsommere (mindre end 2 cm/år på hver side i nogle områder).

2. Sedimenttykkelse:

Med udviklingen af seismisk refleksionssondering (svarende til ekkosondering beskrevet i afsnit 1.4) blev det muligt at se gennem havbundens sedimenter og kortlægge grundfjeldstopografien og skorpeens tykkelse. Derfor kunne sedimenttykkelserne kortlægges, og man opdagede snart, at selv om sedimenterne var op til flere tusinde meter tykke nær kontinenterne, var de relativt tynde – eller endog ikke-eksisterende – i områderne omkring oceanryggene (figur 4.5.5). Dette giver mening, når det kombineres med data om alderen af den oceaniske skorpe; jo længere væk fra spredningscentret, jo ældre er skorpen, jo længere tid har den haft til at ophobe sediment, og jo tykkere er sedimentlaget. Desuden er bundlagene af sediment ældre, jo længere man kommer fra ryggen, hvilket indikerer, at de blev aflejret på skorpen for længe siden, da skorpen først blev dannet ved ryggen.

3. Varmeflow:

Målinger af hastighederne for varmeflowet gennem havbunden viste, at hastighederne er højere end gennemsnittet (ca. 8x højere) langs ryggene og lavere end gennemsnittet i grøfteområderne (ca. 1/20-del af gennemsnittet). Områderne med høj varmestrøm korrelerer med opadgående konvektion af varmt kappemateriale, når der dannes ny skorpe, og områderne med lav varmestrøm korrelerer med nedadgående konvektion ved subduktionszoner.

4. Magnetiske omvendinger:

I afsnit 4.2 så vi, at bjergarter kunne bevare magnetisk information, som de fik, da de blev dannet. Jordens magnetfelt er imidlertid ikke stabilt over geologisk tid. Af årsager, som man ikke helt forstår, aftager magnetfeltet med jævne mellemrum og bliver derefter genetableret. Når det genetableres, kan det være orienteret på samme måde som før afbrydelsen, eller det kan være orienteret med omvendt polaritet. I perioder med omvendt polaritet vil et kompas pege mod syd i stedet for mod nord. I løbet af de sidste 250 Ma har der været et par hundrede omvendinger af magnetfeltet, og deres timing har været alt andet end regelmæssig. De korteste, som geologerne har været i stand til at definere, varede kun nogle få tusinde år, og den længste varede mere end 30 millioner år i løbet af kridttiden (figur 4.5.6). Den nuværende “normale” begivenhed har varet i ca. 780.000 år.

Forrigt i 1950’erne begyndte forskerne at bruge magnetometeraflæsninger, når de studerede havbundens topografi. Det første omfattende sæt magnetiske data blev samlet i 1958 for et område ud for kysten af British Columbia og Washington State. Denne undersøgelse afslørede et mystisk mønster af vekslende striber med lav og høj magnetisk intensitet i klipperne på havbunden (figur 4.5.7). Efterfølgende undersøgelser andre steder i havet observerede også disse magnetiske anomalier, og vigtigst af alt, at de magnetiske mønstre er symmetriske i forhold til havets højderygge. I 1960’erne blev det i det, der blev kendt som Vine-Matthews-Morley-hypotesen (VMM-hypotesen), foreslået, at de mønstre, der var forbundet med rygge, var relateret til de magnetiske omvendinger, og at oceanisk skorpe, der blev skabt af afkølet basalt under en normal begivenhed, ville have polaritet, der var rettet ind efter det nuværende magnetfelt, og dermed ville give en positiv anomali (en sort stribe på havbundens magnetiske kort), mens oceanisk skorpe, der blev dannet under en omvendt begivenhed, ville have polaritet modsat det nuværende felt og dermed ville give en negativ magnetisk anomali (en hvid stribe). Bredden af anomalierne varierede i forhold til de forskellige højderyggenes spredningshastighed. Denne proces er illustreret i figur 4.5.8. Der dannes ny skorpe (panel a), som antager den eksisterende normale magnetiske polaritet. Med tiden, efterhånden som pladerne fortsætter med at divergere, vender den magnetiske polaritet om, og den nye skorpe, der dannes på højderyggen, antager nu den omvendte polaritet (hvide striber i figur 4.5.8). I panel b er polerne vendt tilbage til normalpolerne, så den nye skorpe viser igen normal polaritet, inden den bevæger sig væk fra højderyggen. Til sidst danner dette en række parallelle, vekslende bånd af omvendte polariteter, som er symmetriske omkring spredningscentret (panel c).