Войти
Поперечный разрез Срединно-океанического хребта (вид в разрезе) A Срединно-океанический хребет (MOR ) - это морская система горного дна, образованная тектоникой плит. Обычно он имеет глубину ~ 2600 метров (8 500 футов) и возвышается примерно на два километра над самой глубокой частью океанического бассейна. Эта особенность заключается в том, что распространение морского дна происходит вдоль расходящейся границы плиты. Скорость распространения морского дна определяет морфологию гребня срединно-океанического хребта и его ширину в океаническом бассейне. Образование нового морского дна и океанической литосферы является результатом апвеллинга мантии в ответ на разделение плит. Расплав поднимается как магма на линейной слабости между разделяющими плитами и появляется как лава, создавая новую океаническую кору и литосферу при охлаждении. Первым обнаруженным срединно-океаническим хребтом был Срединно-Атлантический хребет, который является спрединговым центром, разделяющим бассейны Северной и Южной Атлантики пополам; отсюда и название «срединно-океанический хребет». Большинство океанических спрединговых центров не находятся в центре их океанической основы, но, несмотря на это, традиционно называются срединно-океаническими хребтами. Срединно-океанические хребты по всему земному шару связаны тектоническими границами плит, и след этих хребтов на дне океана выглядит похожим на шов бейсбольного мяча. Таким образом, система срединно-океанических хребтов является самой длинной горной цепью на Земле, достигающей около 65 000 км (40 000 миль).
Мировое распределение срединно-океанических хребтов Срединно-океанические хребты мира соединены и образуют Океанский хребет, единую глобальную систему срединно-океанических хребтов, которая является частью каждого океана, что делает его самым длинным горным хребтом в мире. Непрерывный горный хребет составляет 65 000 км (40 400 миль) в длину (в несколько раз длиннее, чем Анды, самый длинный континентальный горный хребет), а общая длина системы океанических хребтов составляет 80 000 км (49 700 миль) в длину..
Карта Мари Тарп и Брюса Хизена, нарисованная Генрихом К. Беранном (1977), на которой изображен рельеф дна океана с система срединно-океанических хребтов 
Срединно-океанический хребет, из которого магма поднимается из камеры ниже, образуя новую океаническую литосферу, которая распространяется от хребта 
Рифтовая зона в Национальный парк Тингвеллир, Исландия. Остров является суб-воздушной частью Срединно-Атлантического хребта В центре распространения на срединно-океаническом хребте глубина морского дна составляет приблизительно 2600 метров (8 500 футов). На флангах хребта глубина морского дна (или высота места на срединно-океаническом хребте над уровнем основания) коррелирует с его возрастом (возрастом литосферы, где измеряется глубина). Отношение глубина-возраст может быть смоделировано охлаждением литосферной плиты или мантийного полупространства. Хорошим приближением является то, что глубина морского дна в месте на спрединге -океанский хребет пропорционален квадратному корню из возраста морского дна. Общая форма хребтов является результатом изостасности Пратта : близко к оси хребта находится горячая мантия с низкой плотностью, поддерживающая океаническую кору. По мере охлаждения океанической плиты вдали от оси хребта океаническая мантия литосфера (более холодная и плотная часть мантии, которая вместе с земной корой включает океанические плиты) утолщается и плотность увеличивается. Таким образом, более древнее морское дно покрывается более плотным материалом и глубже.
Скорость распространения - это скорость, с которой океанский бассейн расширяется из-за расширения морского дна. Скорости могут быть рассчитаны путем картирования морских магнитных аномалий, охватывающих срединно-океанические хребты. Поскольку кристаллизованный базальт, экструдированный по оси гребня, охлаждается ниже точек Кюри соответствующих оксидов железо-титан, в этих оксидах регистрируются направления магнитного поля, параллельные магнитному полю Земли. Ориентации поля, сохранившиеся в океанической коре, представляют собой запись направлений магнитного поля Земли во времени. Поскольку направление поля менялось на противоположные через известные промежутки времени на протяжении всей своей истории, характер геомагнитных инверсий в океанской коре можно использовать в качестве индикатора возраста; учитывая возраст земной коры и расстояние от оси хребта, скорости распространения могут быть рассчитаны.
Скорость распространения колеблется в диапазоне приблизительно 10–200 мм / год. Медленно распространяющиеся хребты, такие как Срединно-Атлантический хребет, распространились гораздо меньше (демонстрируя более крутой профиль), чем более быстрые хребты, такие как Восточно-Тихоокеанское поднятие (пологий профиль), за то же время и охлаждение и последующее батиметрическое углубление. Медленно распространяющиеся хребты (менее 40 мм / год) обычно имеют большие рифтовые долины, иногда шириной до 10–20 км (6,2–12,4 мили), и очень пересеченный рельеф на гребне хребта, который может иметь Рельеф до 1000 м (3300 футов). Напротив, у быстрорастущих хребтов (более 90 мм / год), таких как Восточно-Тихоокеанское поднятие, отсутствуют рифтовые долины. Скорость распространения Северной Атлантики составляет ~ 25 мм / год, а в Тихоокеанском регионе - 80–145 мм / год. Наивысшая известная скорость составляет более 200 мм / год в миоцене на Восточно-Тихоокеанском поднятии. Гряды, которые распространяются со скоростью <20 мм / год, называются сверхмедленными гребнями (например, хребет Гаккеля в Северном Ледовитом океане и юго-западный Индийский хребет ).
Центр или ось расширения обычно соединяется с трансформируемым разломом, ориентированным под прямым углом к оси. Фланги срединно-океанических хребтов во многих местах отмечены неактивными рубцами трансформных разломов, называемыми зонами разломов. При более высоких скоростях распределения на осях часто отображается перекрывающиеся центры распределения, в которых отсутствуют соединяющие ошибки преобразования. Глубина оси изменяется систематическим образом с меньшими глубинами между смещениями, такими как трансформируемые разломы и перекрывающиеся центры разбрасывания, разделяющие ось на сегменты. Одна из гипотез для различных глубин вдоль оси - это вариации поступления магмы в центр спрединга. Сверхмедленные спрединговые хребты образуют как магматические, так и амагматические (в настоящее время отсутствие вулканической активности) сегменты хребтов без трансформных разломов.
Срединно-океанические хребты проявляют активный вулканизм и сейсмичность. Океаническая кора находится в постоянном состоянии «обновления» в срединно-океанических хребтах в результате процессов расширения морского дна и тектоники плит. Новая магма постепенно выходит на дно океана и вторгается в существующую океаническую кору на рифтах и вблизи от них вдоль осей хребтов. Породы, образующие кору ниже морского дна, являются самыми молодыми вдоль оси хребта и стареют по мере удаления от этой оси. Новая магма базальтового состава возникает на оси и вблизи нее из-за декомпрессионного плавления в нижележащей мантии Земли. изэнтропический поднимающийся вверх твердый материал мантии превышает температуру солидуса и плавится. Кристаллизованная магма образует новую кору из базальта, известную как MORB для базальта срединно-океанического хребта, и габбро под ним в нижней части океанической коры. Базальт срединно-океанического хребта - это толеитовый базальт, с низким содержанием несовместимых элементов. Гидротермальные источники, подпитываемые магматическим и вулканическим жаром, являются обычным явлением в центрах океанического спрединга. Особенностью приподнятых выступов является их относительно высокая величина теплового потока, варьирующаяся от 1 мккал / см2 с до примерно 10 мккал / см2 с. (Микро калорий на квадратный сантиметр в секунду)
.
Возраст большей части коры в океанских бассейнах составляет менее 200 миллионов лет, что намного моложе 4,54 миллиарда лет возраста Земля. Этот факт отражает процесс рециклинга литосферы в мантию Земли при субдукции. По мере удаления океанической коры и литосферы от оси хребта перидотит в подстилающей мантии литосферы охлаждается и становится более жестким. Кора и относительно жесткий перидотит под ней составляют океаническую литосферу, которая находится над менее жесткой и вязкой астеносферой.
эпохи океанической коры. Красный цвет - самый свежий, а синий - самый старый. 
Океаническая кора формируется на океаническом хребте, а литосфера погружается обратно в астеносферу в траншеях. Океаническая литосфера формируется в океанический хребет, в то время как литосфера погружена обратно в астеносферу в океанических желобах. Считается, что два процесса, выталкивание гребня и натяжение плиты, ответственны за распространение в срединно-океанических хребтах. Толкание хребта относится к гравитационному скольжению океанической плиты, которая поднимается над более горячей астеносферой, создавая таким образом физическую силу, вызывающую скольжение плиты вниз по склону. При вытягивании плиты вес тектонической плиты, которая погружается (вытягивается) ниже вышележащей плиты в зоне субдукции , увлекает за собой остальную часть плиты. Считается, что механизм вытягивания плиты вносит больший вклад, чем толкание хребта.
Процесс, который ранее предполагалось внести в движение плит и формирование новой океанической коры на срединно-океанических хребтах, является «конвейером мантии» из-за глубокая конвекция (см. изображение). Однако некоторые исследования показали, что верхняя мантия (астеносфера ) слишком пластична (гибка), чтобы создавать достаточное трение, чтобы тянуть за собой тектоническую плиту. Более того, мантийный апвеллинг, который вызывает формирование магмы под океанскими хребтами, по-видимому, затрагивает только ее верхние 400 км (250 миль), как это было установлено на основе сейсмической томографии и наблюдений сейсмической неоднородности в верхней мантии примерно на 400 км (250 миль). С другой стороны, некоторые из крупнейших в мире тектонических плит, такие как Североамериканская плита и Южноамериканская плита, находятся в движении, но только в ограниченных местах, таких как Арка Малых Антильских островов и Арка Скотия, указывающие на действие силы тела, выталкивающей гребень, на эти пластины. Компьютерное моделирование движений плит и мантии предполагает, что движение плит и мантийная конвекция не связаны, и основная движущая сила плиты - это натяжение плиты.
Увеличение скорости расширение морского дна (то есть скорость расширения срединно-океанического хребта) привело к повышению глобального (эвстатического ) уровня моря в течение очень длительного времени (миллионы лет). Увеличенное распространение морского дна означает, что срединно-океанический хребет затем расширится и сформирует более широкий хребет с уменьшенной средней глубиной, занимая больше места в океаническом бассейне. Это смещает вышележащий океан и вызывает повышение уровня моря.
Изменение уровня моря может быть связано с другими факторами (тепловое расширение, таяние льда и мантийная конвекция, создающая динамическая топография ). Однако в течение очень длительного периода времени это является результатом изменений объема океанических бассейнов, на которые, в свою очередь, влияют скорости распространения морского дна вдоль срединно-океанических хребтов.
Произошедший высокий уровень моря в меловой период (144–65 млн лет назад) можно отнести только к тектонике плит, поскольку тепловое расширение и отсутствие ледяных щитов сами по себе не могут объяснить тот факт, что уровень моря был на 100–170 метров выше, чем сегодня.
Изменения соотношения магний / кальций на срединно-океанических хребтах Распространение морского дна на срединно-океанических хребтах имеет глобальный масштаб ионный обмен система. Гидротермальные источники в центрах распространения доставляют в океан различные количества железа, серы, марганца, кремния и других элементов, некоторые из которых перерабатываются в океаническую кору. Гелий-3, изотоп, который сопровождает вулканизм из мантии, испускается гидротермальными жерлами и может быть обнаружен в шлейфах в океане.
Высокая скорость распространения приведет к расширению срединно-океанического хребта. ускорение реакции базальта с морской водой. Соотношение магний / кальций будет ниже, потому что больше ионов магния удаляется из морской воды и потребляется породой, а больше ионов кальция удаляется из породы и попадает в морскую воду. Гидротермальная активность на гребне хребта эффективна для удаления магния. Более низкое соотношение Mg / Ca способствует осаждению низкомагнезиальных кальцита полиморфов карбоната кальция (кальцитовых морей ).
Медленное распространение в середине океанические хребты имеют противоположный эффект и приведут к более высокому соотношению Mg / Ca, благоприятствующему осаждению арагонита и высокомагнезиальных полиморфных модификаций кальцита карбоната кальция (арагонита морей ).
Эксперименты показывают, что большинство современных организмов с высоким содержанием Mg кальцита были бы кальцитом с низким содержанием Mg в кальцитовых морях прошлого, а это означает, что соотношение Mg / Ca в скелете организма зависит от соотношения Mg / Ca в морской воде, в которой он был выращен.
Таким образом, минералогия организмов, строящих рифы и образующих осадки, регулируется химическими реакциями, протекающими вдоль срединно-океанического хребта, скорость которых контролируется скоростью расширения морского дна.
Первые указания на то, что хребет разделяет бассейн Атлантического океана пополам, были получены британцами в девятнадцатом веке. век. Зондирование с ярусов, сброшенных на морское дно, было проанализировано океанографами Мэтью Фонтейном Мори и Чарльзом Уивиллом Томсоном и выявило заметный подъем морского дна, который спускался по Атлантическому бассейну с севера на юг. Сонар эхолоты подтвердили это в начале двадцатого века.
Только после Второй мировой войны было исследовано дно океана. более подробно, что стала известна полная протяженность срединно-океанических хребтов. Vema, корабль Земной обсерватории Ламонт-Доэрти Колумбийского университета, пересек Атлантический океан, записав данные эхолота о глубине океанского дна.. Группа во главе с Мари Тарп и Брюсом Хизеном пришла к выводу, что это была огромная горная цепь с рифтовой долиной на ее гребне, проходящая через середину Атлантического океана. Ученые назвали его Срединно-Атлантическим хребтом. Другое исследование показало, что гребень хребта был сейсмически активным, а в рифтовой долине были обнаружены свежие лавы. Вдобавок тепловой поток земной коры здесь был выше, чем где-либо еще в бассейне Атлантического океана.
Сначала считалось, что хребет является особенностью Атлантического океана. Однако по мере продолжения исследований дна океана по всему миру было обнаружено, что каждый океан содержит части системы срединно-океанических хребтов. Они проследили срединно-океанский хребет от Южной Атлантики до Индийского океана в начале двадцатого века. Хотя первый обнаруженный участок системы хребтов проходит по центру Атлантического океана, было обнаружено, что большинство срединно-океанических хребтов расположены вдали от центра других океанических бассейнов.
Альфред Вегенер предложил теорию дрейфа континентов в 1912 году. Он заявил: «Срединно-Атлантический хребет... зона, в которой дно Атлантического океана продолжает расширяться, постоянно разрывается и освобождает место для свежего, относительно текучего и горячего sima [поднимающегося] из глубины ». Однако Вегенер не преследовал это наблюдение в своих более поздних работах, и его теория была отвергнута геологами, поскольку не существовало механизма, объясняющего, как континенты могли пробиваться сквозь океан кору, и теория стала в значительной степени забыт.
После открытия всемирной протяженности срединно-океанического хребта в 1950-х годах геологи столкнулись с новой задачей: объяснить, как могла образоваться такая огромная геологическая структура. В 1960-х геологи открыли и начали предлагать механизмы расширения морского дна. Открытие срединно-океанических хребтов и процесса расширения морского дна позволило расширить теорию Вегнера, включив в нее движение океанической коры, а также континентов. Тектоника плит была подходящим объяснением распространения морского дна, и принятие тектоники плит большинством геологов привело к серьезному сдвигу парадигмы в геологическом мышлении.
Подсчитано, что вдоль срединно-океанических хребтов Земли каждый год в результате этого процесса формируется 2,7 км (1,0 кв. Мили) нового морского дна. При толщине земной коры 7 км (4,3 мили) это составляет около 19 км (4,6 кубических миль) новой океанской коры, формирующейся каждый год.
Океанский хребет и химический состав глубоководных источников
Пластины в коре Земля, в соответствии с тектоникой плит теорией
Морское дно магнитной полосой
Демонстрация магнитной полосы
Портал океанов 
Портал вулканов 
Географический портал 
Геологический портал  | На Wikimedia Commons есть материалы, связанные с Срединно-океаническими хребтами. |
