Wprowadzenie do oceanografii

admin 0 Comments Articles

Wprowadzenie do oceanografii

Granice rozbieżne są granicami rozprzestrzeniania się, gdzie nowa skorupa oceaniczna jest tworzona w celu wypełnienia przestrzeni, gdy płyty oddalają się od siebie. Większość granic rozbieżnych znajduje się wzdłuż grzbietów śródoceanicznych (choć niektóre znajdują się na lądzie). System grzbietów śródoceanicznych to olbrzymie podmorskie pasmo górskie i jest największym geologicznym obiektem na Ziemi; mając 65 000 km długości i około 1000 km szerokości, pokrywa 23% powierzchni Ziemi (Rysunek 4.5.1). Ponieważ nowa skorupa powstała na granicy płyt jest cieplejsza od otaczającej ją skorupy, ma mniejszą gęstość, dzięki czemu spoczywa wyżej na płaszczu, tworząc łańcuch górski. Przez środek grzbietu śródoceanicznego przebiega dolina ryftowa o szerokości 25-50 km i głębokości 1 km. Chociaż grzbiety oceaniczne wydają się być zakrzywionymi elementami na powierzchni Ziemi, w rzeczywistości składają się one z serii prostych odcinków, przesuniętych w odstępach przez uskoki prostopadłe do grzbietu, zwane uskokami transformacyjnymi. Te uskoki transformacyjne sprawiają, że system grzbietów śródoceanicznych wygląda jak gigantyczny zamek błyskawiczny na dnie morza (Rysunek 4.5.2). Jak zobaczymy w części 4.7, ruchy wzdłuż uskoków transformacyjnych między dwoma sąsiadującymi segmentami grzbietu są odpowiedzialne za wiele trzęsień ziemi.

Materiał skorupowy powstający na granicy spreadingu ma zawsze charakter oceaniczny; innymi słowy, jest to skała iglasta (np. bazalt lub gabro, bogate w minerały ferromagnetyczne), tworząca się z magmy pochodzącej z częściowego stopienia płaszcza spowodowanego dekompresją, gdy gorąca skała płaszcza z głębokości przemieszcza się ku powierzchni (Rysunek 4.5.3). Trójkątna strefa częściowego topnienia w pobliżu grzbietu grzbietu ma grubość około 60 km, a udział magmy wynosi około 10% objętości skały, dzięki czemu powstaje skorupa o grubości około 6 km. Magma ta wypływa na dno morza tworząc poduszkowe bazalty, brekcje (pofragmentowane skały bazaltowe) i płyny, w niektórych przypadkach przeplatane wapieniami lub żyłami. Z czasem skały iglaste skorupy oceanicznej zostają pokryte warstwami osadów, które w końcu stają się skałami osadowymi.

Powstaje hipoteza, że rozchodzenie się płyt rozpoczyna się w obszarze kontynentalnym od wypiętrzenia lub wybrzuszenia skorupy związanego z leżącym u podłoża pióropuszem płaszcza lub serią pióropuszy płaszcza. Wypór materiału pióropusza płaszczowego tworzy kopułę w skorupie, powodując jej pęknięcie. Gdy seria pióropuszy płaszczowych występuje pod dużym kontynentem, powstałe szczeliny mogą się wyrównać i doprowadzić do powstania doliny ryftowej (takiej jak dzisiejsza Wielka Dolina Ryftowa we wschodniej Afryce). Sugeruje się, że ten typ doliny ostatecznie przekształca się w morze liniowe (takie jak dzisiejsze Morze Czerwone), a w końcu w ocean (taki jak Atlantyk). Jest prawdopodobne, że aż 20 pióropuszy płaszcza, z których wiele nadal istnieje, było odpowiedzialnych za rozpoczęcie ryftu Pangaea wzdłuż tego, co jest teraz grzbietem śródatlantyckim.

Istnieją liczne linie dowodów wskazujące, że nowa skorupa oceaniczna tworzy się w tych centrach rozprzestrzeniania się dna morskiego:

1. Wiek skorupy:

Porównanie wieku skorupy oceanicznej w pobliżu grzbietu śródoceanicznego pokazuje, że skorupa jest najmłodsza tuż przy centrum rozprzestrzeniania się i starzeje się stopniowo w miarę oddalania się od granicy rozbieżności w obu kierunkach, starzejąc się o około 1 milion lat na każde 20-40 km od grzbietu. Co więcej, wzór wieku skorupy jest dość symetryczny po obu stronach grzbietu (Rysunek 4.5.4).

Najstarsza skorupa oceaniczna znajduje się około 280 mln lat temu we wschodniej części Morza Śródziemnego, a najstarsze części otwartego oceanu mają około 180 mln lat po obu stronach północnego Atlantyku. Może to być zaskakujące, biorąc pod uwagę, że części skorupy kontynentalnej mają blisko 4000 Ma, że najstarsze dno morskie ma mniej niż 300 Ma. Oczywiście przyczyną tego jest fakt, że wszystkie starsze warstwy dna morskiego uległy subdukcji (patrz punkt 4.6) lub zostały wypchnięte w górę, stając się częścią skorupy kontynentalnej. Jak można się spodziewać, skorupa oceaniczna jest bardzo młoda w pobliżu grzbietów (Rysunek 4.5.4) i istnieją oczywiste różnice w tempie rozprzestrzeniania się dna morskiego wzdłuż różnych grzbietów. Grzbiety na Pacyfiku i południowo-wschodnim Oceanie Indyjskim mają szerokie pasma wiekowe, wskazujące na szybkie rozprzestrzenianie się (zbliżające się do 10 cm/rok z każdej strony w niektórych obszarach), podczas gdy te na Atlantyku i zachodnim Oceanie Indyjskim rozprzestrzeniają się znacznie wolniej (mniej niż 2 cm/rok z każdej strony w niektórych obszarach).

2. Miąższość osadów:

Wraz z rozwojem sejsmicznych sondowań refleksyjnych (podobnych do echosond opisanych w rozdziale 1.4) możliwe stało się prześwietlanie osadów dna morskiego i tworzenie map topografii skał macierzystych oraz grubości skorupy. Dzięki temu możliwe było mapowanie grubości osadów i wkrótce odkryto, że choć w pobliżu kontynentów osady mają grubość do kilku tysięcy metrów, to w obszarach grzbietów oceanicznych są one stosunkowo cienkie – lub w ogóle nie występują (Rysunek 4.5.5). Ma to sens w połączeniu z danymi o wieku skorupy oceanicznej; im dalej od centrum rozprzestrzeniania się, tym starsza skorupa, tym dłużej musiała gromadzić osady i tym grubsza jest warstwa osadów. Dodatkowo, dolne warstwy osadów są tym starsze, im dalej od grzbietu, co wskazuje, że zostały one osadzone na skorupie dawno temu, gdy skorupa po raz pierwszy uformowała się na grzbiecie.

3. Przepływ ciepła:

Pomiary szybkości przepływu ciepła przez dno oceanu ujawniły, że szybkość ta jest wyższa od średniej (około 8x wyższa) wzdłuż grzbietów, a niższa od średniej w obszarach rowów (około 1/20 średniej). Obszary wysokiego przepływu ciepła są skorelowane z konwekcją w górę gorącego materiału płaszcza, gdy tworzy się nowa skorupa, a obszary niskiego przepływu ciepła są skorelowane z konwekcją w dół w strefach subdukcji.

4. Odwrócenie pola magnetycznego:

W sekcji 4.2 widzieliśmy, że skały mogą zachować informację magnetyczną, którą nabyły podczas formowania. Jednakże, pole magnetyczne Ziemi nie jest stabilne w czasie geologicznym. Z powodów, które nie są całkowicie zrozumiałe, pole magnetyczne okresowo zanika, a następnie zostaje przywrócone. Kiedy się odbudowuje, może być zorientowane tak, jak przed zanikiem, lub może być zorientowane z odwróconą biegunowością. W okresach odwróconej biegunowości kompas wskazywałby południe zamiast północy. W ciągu ostatnich 250 mln lat nastąpiło kilkaset odwróceń pola magnetycznego, a ich czas nie był wcale regularny. Najkrótsze z nich, które geolodzy byli w stanie określić, trwały zaledwie kilka tysięcy lat, a najdłuższe ponad 30 milionów lat, w okresie kredy (Rysunek 4.5.6). Obecne „normalne” zdarzenie utrzymuje się od około 780 tysięcy lat.

Począwszy od lat 50. XX wieku naukowcy zaczęli wykorzystywać odczyty magnetometrów przy badaniu topografii dna oceanicznego. Pierwszy kompleksowy zestaw danych magnetycznych został skompilowany w 1958 roku dla obszaru u wybrzeży Kolumbii Brytyjskiej i stanu Waszyngton. Badanie to ujawniło tajemniczy wzór naprzemiennych pasów o niskim i wysokim natężeniu magnetycznym w skałach dna morskiego (Rysunek 4.5.7). Kolejne badania w innych miejscach oceanu również zaobserwowały te anomalie magnetyczne, a co najważniejsze, fakt, że wzory magnetyczne są symetryczne w stosunku do grzbietów oceanicznych. W latach 60. XX wieku, w ramach hipotezy Vine’a-Matthewsa-Morleya (VMM), zaproponowano, że wzory związane z grzbietami są związane z odwróceniami magnetycznymi, a skorupa oceaniczna utworzona z chłodzącego się bazaltu podczas normalnego zdarzenia miałaby biegunowość zgodną z obecnym polem magnetycznym, a więc dawałaby dodatnią anomalię (czarny pasek na mapie magnetycznej dna morskiego), podczas gdy skorupa oceaniczna utworzona podczas odwrócenia miałaby biegunowość przeciwną do obecnego pola, a więc dawałaby ujemną anomalię magnetyczną (biały pasek). Szerokość anomalii zmieniała się w zależności od tempa rozprzestrzeniania się charakterystycznego dla poszczególnych grzbietów. Proces ten ilustruje Rysunek 4.5.8. Tworzy się nowa skorupa (panel a), która przyjmuje istniejącą normalną polaryzację magnetyczną. Z czasem, w miarę oddalania się od siebie płyt, biegunowość magnetyczna ulega odwróceniu, a nowa skorupa uformowana na grzbiecie przyjmuje teraz odwróconą biegunowość (białe pasy na rysunku 4.5.8). W panelu b, bieguny powróciły do normalnej biegunowości, więc nowa skorupa ponownie wykazuje normalną biegunowość przed oddaleniem się od grzbietu. Ostatecznie tworzy to serię równoległych, naprzemiennych pasm odwrócenia biegunów, symetrycznych wokół centrum rozprzestrzeniania się (panel c).

.