Bevezetés az oceanográfiába
A divergens lemezhatárok olyan terjedési határok, ahol új óceáni kéreg jön létre, hogy kitöltse a helyet, amikor a lemezek eltávolodnak egymástól. A legtöbb divergens határ az óceánközépi óceáni gerincek mentén található (bár néhány a szárazföldön is). Az óceánközépi-tengeri gerincrendszer egy óriási tenger alatti hegyvonulat, és a Föld legnagyobb geológiai képződménye; 65 000 km hosszúságával és mintegy 1000 km szélességével a Föld felszínének 23%-át fedi le (4.5.1. ábra). Mivel a lemezhatárnál kialakult új kéreg melegebb, mint a környező kéreg, kisebb a sűrűsége, így magasabban ül a köpenyen, így jön létre a hegylánc. Az óceánközéphegység közepén egy 25-50 km széles és 1 km mély hasadékvölgy húzódik. Bár az óceáni terjedési gerincek a Föld felszínén íves vonásoknak tűnnek, valójában a gerincek egyenes vonalú szakaszokból állnak, amelyeket a gerincre merőleges törések, az úgynevezett transzformációs törések időközönként eltolnak. E transzformációs törések miatt az óceánközépi gerincrendszer úgy néz ki, mint egy óriási cipzár a tengerfenéken (4.5.2. ábra). Amint azt a 4.7. szakaszban látni fogjuk, a két szomszédos gerincszakasz közötti transzformációs törések mentén történő mozgások felelősek számos földrengésért.
A terjedési határon keletkező kéreganyag mindig óceáni jellegű, más szóval magmás kőzet (pl. bazalt vagy gabbro, amely gazdag ferromagnéziai ásványokban), amely a köpeny részleges olvadásából származó magmából keletkezik, amelyet a dekompresszió okoz, amikor a mélyből származó forró köpeny kőzet a felszín felé mozog (4.5.3. ábra). A részleges olvadás háromszög alakú zónája a gerincgerinc közelében kb. 60 km vastag, és a magma aránya a kőzet térfogatának kb. 10%-a, így kb. 6 km vastagságú kéreg keletkezik. Ez a magma a tengerfenékre szivárogva párnabazaltokat, breccziákat (töredezett bazaltos kőzet) és folyásokat képez, amelyek egyes esetekben mészkővel vagy kovakővel keverednek. Idővel az óceáni kéreg vulkáni kőzeteit üledékrétegek fedik be, amelyek végül üledékes kőzetekké válnak.
A feltevések szerint az elterjedés egy kontinentális területen belül kezdődik a kéreg felhúzódásával vagy kupolódásával, amely egy mögöttes köpenytölcsérhez vagy köpenytölcsérek sorozatához kapcsolódik. A köpenytölcsér anyagának felhajtóereje kupolát hoz létre a kéregben, ami a kéreg törését okozza. Ha egy nagy kontinens alatt köpenytölcsérek sorozata van, a keletkező hasadékok egymáshoz igazodhatnak, és hasadékvölgy kialakulásához vezethetnek (mint például a mai Nagy Hasadékvölgy Kelet-Afrikában). Azt feltételezik, hogy az ilyen típusú völgyek végül lineáris tengerré (például a mai Vörös-tengerré), majd végül óceánná (például az Atlanti-óceánná) alakulnak. Valószínű, hogy akár 20 köpenytölcsér, amelyek közül sok még ma is létezik, volt felelős a Pangea hasadásának megindulásáért a mai közép-atlanti gerinc mentén.
Több bizonyíték is bizonyítja, hogy új óceáni kéreg képződik ezekben a tengerfenék-szétterjedési központokban:
1. A kéreg kora:
Az óceáni kéreg korának összehasonlítása egy óceánközépi gerinc közelében azt mutatja, hogy a kéreg közvetlenül a terjedési központban a legfiatalabb, és fokozatosan öregszik, ahogy távolodunk a divergens határtól mindkét irányban, a gerinctől számított 20-40 km-enként körülbelül 1 millió évet öregszik. Továbbá a kéreg korának mintázata meglehetősen szimmetrikus a gerinc mindkét oldalán (4.5.4. ábra).
A legidősebb óceáni kéreg 280 Ma körül van a Földközi-tenger keleti részén, a nyílt óceán legidősebb részei pedig 180 Ma körül vannak az Atlanti-óceán északi részének mindkét oldalán. Meglepő lehet, tekintve, hogy a kontinentális kéreg egyes részei közel 4000 Ma évesek, hogy a legidősebb tengerfenék kevesebb, mint 300 Ma. Ennek oka természetesen az, hogy minden ennél idősebb tengerfenék vagy süllyedt (lásd a 4.6. szakaszt), vagy felfelé tolódott, hogy a kontinentális kéreg részévé váljon. Ahogy az várható volt, az óceáni kéreg nagyon fiatal az elterülő gerincek közelében (4.5.4. ábra), és a különböző gerincek mentén nyilvánvaló különbségek vannak a tengerfenék terjedésének ütemében. A Csendes-óceánon és az Indiai-óceán délkeleti részén található gerincek széles korúak, ami gyors terjedésre utal (egyes területeken megközelíti a 10 cm/év/év értéket mindkét oldalon), míg az Atlanti-óceánon és az Indiai-óceán nyugati részén található gerincek sokkal lassabban terjednek (egyes területeken kevesebb mint 2 cm/év/év értékkel mindkét oldalon).
2. Üledékvastagság:
A szeizmikus reflexiós hangmérés kifejlesztésével (hasonlóan az 1.4. szakaszban ismertetett visszhangos hangméréshez) lehetővé vált a tengerfenéki üledékek átlátása és az alapkőzet topográfiájának és a kéreg vastagságának feltérképezése. Így az üledékvastagságokat is fel lehetett térképezni, és hamarosan kiderült, hogy bár a kontinensek közelében az üledékek vastagsága akár több ezer méter is lehet, az óceáni gerinceken viszonylag vékonyak – vagy egyáltalán nem is léteznek (4.5.5. ábra). Ez az óceáni kéreg korára vonatkozó adatokkal együtt értelmet nyer; minél távolabb van az elterjedési központtól, annál idősebb a kéreg, annál hosszabb ideje volt ideje üledéket felhalmozni, és annál vastagabb az üledékréteg. Ráadásul az alsó üledékrétegek annál idősebbek, minél távolabb kerülünk a gerinctől, ami arra utal, hogy a kéregre már régen lerakódtak, amikor a kéreg először a gerincnél alakult ki.
3. Hőáramlás:
Az óceánfenéken keresztül történő hőáramlás sebességének mérése azt mutatta, hogy a gerincek mentén az átlagosnál nagyobb (kb. 8x nagyobb), az árkok területén pedig az átlagosnál kisebb (kb. 1/20-a az átlagnak). A nagy hőáramlású területek a forró köpenyanyag felfelé irányuló konvekciójával korrelálnak, amikor új kéreg képződik, az alacsony hőáramlású területek pedig a szubdukciós zónák lefelé irányuló konvekciójával.
4. Mágneses megfordulások:
A 4.2. szakaszban láttuk, hogy a kőzetek megtarthatják a keletkezésük során szerzett mágneses információkat. A Föld mágneses mezeje azonban nem stabil a geológiai idők során. Még nem teljesen tisztázott okok miatt a mágneses mező periodikusan elbomlik, majd újra helyreáll. Amikor a mágneses mező újra kialakul, akkor lehet, hogy úgy irányul, mint a bomlás előtt, vagy lehet, hogy fordított polaritással. A fordított polaritású időszakokban az iránytű észak helyett dél felé mutat. Az elmúlt 250 Ma alatt néhány száz mágneses mező megfordulása történt, és ezek időzítése minden volt, csak nem szabályos. A legrövidebbek, amelyeket a geológusok meg tudtak határozni, mindössze néhány ezer évig tartottak, a leghosszabb pedig több mint 30 millió éve, a kréta időszakban történt (4.5.6. ábra). A jelenlegi “normális” esemény körülbelül 780 000 évig tartott.
Az 1950-es évektől kezdve a tudósok az óceánfenék topográfiájának tanulmányozásakor magnetométeres méréseket kezdtek használni. Az első átfogó mágneses adatsort 1958-ban állították össze egy Brit Columbia és Washington állam partjainál fekvő területre vonatkozóan. Ez a felmérés a tengerfenéki kőzetekben az alacsony és magas mágneses intenzitású csíkok váltakozásának rejtélyes mintázatát tárta fel (4.5.7. ábra). A későbbi vizsgálatok az óceán más részein is megfigyelték ezeket a mágneses anomáliákat, és ami a legfontosabb, azt a tényt, hogy a mágneses minták szimmetrikusak az óceáni gerincekhez képest. Az 1960-as években a Vine-Matthews-Morley (VMM) hipotézis néven ismertté vált feltevés szerint a gerincekhez kapcsolódó mintázatok a mágneses megfordulásokhoz kapcsolódnak, és a normál esemény során lehűlő bazaltból keletkező óceáni kéreg polaritása a jelenlegi mágneses mezőhöz igazodik, és így pozitív anomáliát okozna (fekete csík a tengerfenék mágneses térképén), míg a fordított esemény során keletkezett óceáni kéreg polaritása ellentétes lenne a jelenlegi mezővel, és így negatív mágneses anomáliát (fehér csík) eredményezne. Az anomáliák szélessége a különböző gerincekre jellemző terjedési sebességnek megfelelően változott. Ezt a folyamatot a 4.5.8. ábra szemlélteti. Új kéreg képződik (a panel), és felveszi a meglévő normál mágneses polaritást. Idővel, ahogy a lemezek tovább távolodnak egymástól, a mágneses polaritás megfordul, és a gerincen kialakult új kéreg már a fordított polaritást veszi fel (fehér csíkok a 4.5.8. ábrán). A b. panelen a pólusok visszaálltak a normálisra, így az új kéreg ismét normális polaritást mutat, mielőtt eltávolodik a gerinctől. Végül ez párhuzamos, váltakozó fordított sávok sorozatát hozza létre, amelyek szimmetrikusak a terjedési központ körül (c panel).
a plate boundary at which the two plates are moving away from each other (4.5)
the Earth’s crust underlying the oceans (as opposite to continental crust) (3.).2)
a lemeztektonika által kialakított, divergens lemezhatárok mentén húzódó víz alatti hegységrendszer (4.5)
a Föld középső rétege, amelyben a vasban és magnéziumban gazdag szilikátásványok dominálnak, és amely a földkéreg aljától a mag tetejéig mintegy 2900 km hosszan húzódik (3.2)
völgy, amely akkor keletkezik, amikor a kéreg lesüllyed egy divergens lemezhatár mentén (4.5)
olyan töréstípus, amelyben két kéregdarab csúszik egymás mellett (4.5)
a vulkáni kőzet, amely az óceáni kéreg nagy részét alkotja (3.2)
olvadt kőzet, amelyben jellemzően a szilícium-dioxid dominál (3.2)
a tengerfenékre ülepedő, nem konszolidált ásvány- vagy kőzetrészecskék (12.).1)
forró kőzet (nem magma) fúvókája, amely a köpenyen keresztül emelkedik fel (vagy az alapból, vagy részben felfelé) és eléri a felszínt, ahol szétterjed, és forró pontokból álló vulkanizmushoz is vezet (4.).9)
a szuperkontinens, amely kb. 300 és 180 Ma között létezett; az összes mai kontinenst egyetlen szárazföldi tömeggé egyesítve tartalmazta (4.1)
(Megaannus) évmilliókkal a jelen előtt
a földkéreg a kontinensek alatt (szemben az óceáni kéreggel) (3.).2)
mikor egy lemez egy része egy szubdukciós zóna mentén egy másik lemez alá kényszerül (4.3)
az a lejtős terület, amely mentén egy tektonikus lemez egy másik lemez alatt a földköpenybe süllyed (4.6)
földtani időszak, amely 79 millió évet ölel fel a jura időszak 145 millió évvel ezelőtti végétől a paleogén időszak kezdetéig, 66 mya
.