Introduktion till oceanografi

admin 0 Comments Articles

Introduktion till oceanografi

Divergerande gränser är spridningsgränser, där ny oceanisk skorpa bildas för att fylla utrymmet när plattorna rör sig isär. De flesta divergerande gränser är belägna längs med oceaniska åsar i mitten av oceanerna (även om vissa finns på land). Det mellanoceana ås-systemet är en gigantisk bergskedja under havet och är det största geologiska elementet på jorden. 65 000 km långt och cirka 1 000 km brett täcker det 23 % av jordens yta (figur 4.5.1). Eftersom den nya skorpan som bildas vid plattgränsen är varmare än den omgivande skorpan har den lägre densitet och ligger därför högre på manteln, vilket skapar bergskedjan. I mitten av den mellanoceana ryggen löper en riftdal som är 25-50 km bred och 1 km djup. Även om oceaniska spridningsryggar ser ut att vara krökta drag på jordens yta består ryggarna i själva verket av en rad raksträckta segment som med jämna mellanrum förskjuts av störningar som är vinkelräta mot ryggen, så kallade transformstörningar. Dessa omvandlingsförkastningar gör att det mellanoceana ryggsystemet ser ut som en gigantisk dragkedja på havsbotten (figur 4.5.2). Som vi kommer att se i avsnitt 4.7 är rörelser längs transformförkastningar mellan två intilliggande ryggsegment ansvariga för många jordbävningar.

Det skorpematerial som skapas vid en spridningsgräns är alltid av oceanisk karaktär; det är med andra ord magmatiska bergarter (t.ex. basalt eller gabbro, som är rika på ferromagnesiska mineraler) som bildas från magma som härrör från en partiell smältning av manteln som orsakas av dekompression när heta mantelbergarter från djupet rör sig mot ytan (figur 4.5.3). Den triangulära zonen med partiell smältning nära åsens krön är cirka 60 km tjock och andelen magma är cirka 10 % av bergvolymen, vilket ger upphov till en skorpa som är cirka 6 km tjock. Denna magma sipprar ut på havsbotten och bildar kuddbasalter, breccior (fragmenterade basaltiska bergarter) och flöden, som i vissa fall är inbäddade i kalksten eller chert. Med tiden täcks den magmatiska berggrunden i den oceaniska skorpan av lager av sediment, som så småningom blir sedimentära bergarter.

Spridning antas börja inom ett kontinentalt område med uppåtriktad eller upphöjd skorpa som är relaterad till en underliggande mantelplym eller en serie av mantelplymer. Flytkraften hos mantelplymans material skapar en kupol inom skorpan, vilket får den att brista. När det finns en serie mantelplymer under en stor kontinent kan de resulterande sprickorna ligga i linje med varandra och leda till att en riftdal bildas (t.ex. den nuvarande stora riftdalen i östra Afrika). Det föreslås att denna typ av dalar så småningom utvecklas till ett linjärt hav (t.ex. dagens Röda havet) och slutligen till ett hav (t.ex. Atlanten). Det är troligt att så många som 20 mantelplymer, varav många fortfarande existerar, var ansvariga för initieringen av Pangéas rifting längs det som nu är den mellanatlantiska ryggen.

Det finns flera bevislinjer som visar att ny oceanisk skorpa bildas vid dessa centra för spridning av havsbotten:

1. Skorpans ålder:

En jämförelse av åldrarna på den oceaniska skorpan nära en mitthavsrygg visar att skorpan är yngst precis vid spridningscentrumet och blir successivt äldre när man rör sig bort från den divergerande gränsen i båda riktningarna, med ett åldrande på cirka 1 miljon år för varje 20-40 km från ryggen. Dessutom är mönstret för skorpans ålder ganska symmetriskt på båda sidor av ryggen (figur 4.5.4).

Den äldsta oceaniska skorpan är omkring 280 Ma i östra Medelhavet, och de äldsta delarna av det öppna havet är omkring 180 Ma på vardera sidan av norra Atlanten. Det kan vara förvånande, med tanke på att delar av kontinentalskorpan är nära 4 000 Ma gammal, att den äldsta havsbotten är mindre än 300 Ma. Orsaken till detta är naturligtvis att all havsbotten som är äldre än så antingen har subducerats (se avsnitt 4.6) eller tryckts upp för att bli en del av kontinentalskorpan. Som man kan förvänta sig är den oceaniska skorpan mycket ung nära spridningsryggarna (figur 4.5.4), och det finns uppenbara skillnader i hastigheten på havsbottnens spridning längs olika ryggar. Åsarna i Stilla havet och sydöstra Indiska oceanen har breda åldersband, vilket tyder på snabb spridning (närmar sig 10 cm/år på varje sida i vissa områden), medan åsarna i Atlanten och västra Indiska oceanen sprider sig mycket långsammare (mindre än 2 cm/år på varje sida i vissa områden).

2. Sedimenttjocklek:

Med utvecklingen av seismisk reflektionssondering (som liknar ekosondering beskriven i avsnitt 1.4) blev det möjligt att se genom havsbottnens sediment och kartlägga berggrundens topografi och skorpans tjocklek. Därför kunde man kartlägga sedimentens tjocklek, och man upptäckte snart att även om sedimenten var upp till flera tusen meter tjocka nära kontinenterna var de relativt tunna – eller till och med obefintliga – i områdena med havsryggar (figur 4.5.5). Detta är logiskt när det kombineras med uppgifterna om åldern på den oceaniska skorpan; ju längre bort från spridningscentrumet, desto äldre skorpan, desto längre tid har den haft på sig att ackumulera sediment och desto tjockare är sedimentskiktet. Dessutom är de nedre sedimentlagren äldre ju längre bort man kommer från åsen, vilket tyder på att de avlagrades på skorpan för länge sedan när skorpan först bildades vid åsen.

3. Värmeflöde:

Mätningar av hastigheterna för värmeflödet genom havsbottnen visade att hastigheterna är högre än genomsnittet (cirka 8 gånger högre) längs åsarna och lägre än genomsnittet i dikesområdena (cirka 1/20 av genomsnittet). Områdena med högt värmeflöde korrelerar med uppåtgående konvektion av varmt mantelsmaterial när ny skorpa bildas, och områdena med lågt värmeflöde korrelerar med nedåtgående konvektion vid subduktionszoner.

4. Magnetiska omkastningar:

I avsnitt 4.2 såg vi att bergarter kan behålla magnetisk information som de fick när de bildades. Jordens magnetfält är dock inte stabilt över geologisk tid. Av orsaker som inte är helt förstådda avtar magnetfältet periodvis för att sedan återupprättas. När det återupprättas kan det vara orienterat på samma sätt som före avklingningen, eller så kan det vara orienterat med omvänd polaritet. Under perioder med omvänd polaritet skulle en kompass peka söderut i stället för norrut. Under de senaste 250 Ma har det förekommit några hundra omkastningar av magnetfältet, och deras timing har varit allt annat än regelbunden. De kortaste som geologer har kunnat definiera varade bara några tusen år, och den längsta varade mer än 30 miljoner år, under kritaperioden (figur 4.5.6). Den nuvarande ”normala” händelsen har pågått i cirka 780 000 år.

Med början på 1950-talet började forskarna använda magnetometeravläsningar när de studerade havsbottens topografi. Den första omfattande magnetiska datamängden sammanställdes 1958 för ett område utanför British Columbias och Washingtons kust. Denna undersökning avslöjade ett mystiskt mönster av omväxlande ränder med låg och hög magnetisk intensitet i havsbottnens stenar (figur 4.5.7). Senare studier på andra ställen i havet observerade också dessa magnetiska anomalier, och framför allt det faktum att de magnetiska mönstren är symmetriska i förhållande till havsryggarna. På 1960-talet, i vad som skulle bli känt som Vine-Matthews-Morley-hypotesen (VMM-hypotesen), föreslogs det att mönstren i samband med åsar var relaterade till de magnetiska omkastningarna, och att oceanisk skorpa som skapats genom avkylning av basalt under en normal händelse skulle ha polaritet i linje med det nuvarande magnetfältet, och därmed skulle ge upphov till en positiv anomali (en svart rand på den magnetiska kartan över havsbotten), medan oceanisk skorpa som skapats under en omvänd händelse skulle ha polaritet som är motsatt till det nuvarande fältet och därmed skulle ge upphov till en negativ magnetisk anomali (en vit rand). Anomaliernas bredd varierade beroende på spridningshastigheten för de olika ryggarna. Denna process illustreras i figur 4.5.8. Ny skorpa bildas (panel a) och antar den befintliga normala magnetiska polariteten. Med tiden, när plattorna fortsätter att divergera, vänder den magnetiska polariteten, och ny skorpa som bildats vid åsen antar nu den omvända polariteten (vita ränder i figur 4.5.8). I panel b har polerna återgått till det normala, så återigen visar den nya skorpan normal polaritet innan den rör sig bort från åsen. Så småningom skapar detta en serie parallella, alternerande band av omvänd polaritet, symmetriska runt spridningscentrumet (panel c).

.