stringtranslate.com

Срединно-океанический хребет

Поперечное сечение срединно-океанического хребта (вид в разрезе)

Срединно -океанический хребет ( СОХ ) — горная система морского дна , образованная тектоникой плит . Обычно он имеет глубину около 2600 метров (8500 футов) и возвышается примерно на 2000 метров (6600 футов) над самой глубокой частью океанского бассейна . Эта особенность заключается в том, что распространение морского дна происходит вдоль границы расходящихся плит . Скорость спрединга морского дна определяет морфологию гребня срединно-океанического хребта и его ширину в океанической котловине.

Образование нового морского дна и океанической литосферы является результатом подъема мантии в ответ на разделение плит. Расплав поднимается в виде магмы в линейной слабости между разделяющими плитами и превращается в лаву , создавая при охлаждении новую океаническую кору и литосферу.

Первым обнаруженным срединно-океаническим хребтом стал Срединно-Атлантический хребет , представляющий собой спрединговый центр, разделяющий пополам Северную и Южную Атлантические котловины; отсюда и произошло название «срединно-океанический хребет». Большинство океанических центров распространения не находятся в середине океанского основания, но, тем не менее, их традиционно называют срединно-океаническими хребтами. Срединно-океанические хребты по всему земному шару связаны тектоническими границами плит, и следы хребтов на дне океана кажутся похожими на шов бейсбольного мяча . Таким образом, система срединно-океанических хребтов является самой длинной горной цепью на Земле, ее длина достигает около 65 000 км (40 000 миль).

Глобальная система

Мировое распространение срединно-океанических хребтов

Срединно-океанические хребты мира соединяются и образуют Океанский хребет — единую глобальную систему срединно-океанических хребтов, которая является частью каждого океана , что делает ее самой длинной горной цепью в мире. Сплошной горный массив имеет длину 65 000 км (40 400 миль) (в несколько раз длиннее Анд , самого длинного континентального горного хребта), а общая длина системы океанических хребтов — 80 000 км (49 700 миль). [1]

Описание

Карта Мари Тарп и Брюса Хизена , написанная Генрихом К. Беранном (1977), показывающая рельеф дна океана с системой срединно-океанических хребтов.
Срединно-океанический хребет, магма которого поднимается из камеры внизу, образуя новую океаническую литосферу , которая распространяется от хребта.
Рифтовая зона в национальном парке Тингвеллир , Исландия. Остров является субаэральной частью Срединно-Атлантического хребта.

Морфология

В центре распространения на срединно-океаническом хребте глубина морского дна составляет примерно 2600 метров (8500 футов). [2] [3] На склонах хребта глубина морского дна (или высота места на срединно-океаническом хребте над уровнем основания) коррелирует с его возрастом (возрастом литосферы, в которой измеряется глубина). . Зависимость глубины от возраста можно смоделировать охлаждением литосферной плиты [4] [5] или мантийного полупространства. [6] Хорошее приближение состоит в том, что глубина морского дна в месте на распространяющемся срединно-океаническом хребте пропорциональна квадратному корню из возраста морского дна. [6] Общая форма хребтов является результатом изостасии Пратта : вблизи оси хребта находится горячая мантия низкой плотности, поддерживающая океаническую кору. По мере остывания океанической плиты вдали от оси хребта литосфера океанической мантии (более холодная и плотная часть мантии, которая вместе с земной корой образует океанические плиты) утолщается, а плотность увеличивается. Таким образом, более древнее морское дно подстилается более плотным материалом и является более глубоким. [4] [5]

Скорость расширения — это скорость, с которой океанский бассейн расширяется из-за расширения морского дна. Скорость можно рассчитать путем картирования морских магнитных аномалий, охватывающих срединно-океанические хребты. Когда кристаллизованный базальт, выдавленный на оси хребта, охлаждается ниже точки Кюри соответствующих оксидов железа и титана, в этих оксидах фиксируются направления магнитного поля, параллельные магнитному полю Земли. Ориентации поля, сохранившиеся в океанической коре, представляют собой запись направлений магнитного поля Земли во времени. Поскольку на протяжении всей своей истории поле меняло направление через известные интервалы, характер инверсий геомагнитного поля в океанской коре можно использовать в качестве индикатора возраста; учитывая возраст коры и расстояние от оси хребта, можно рассчитать скорость распространения. [2] [3] [7] [8]

Скорость распространения колеблется примерно в пределах 10–200 мм/год. [2] [3] Медленно спрединговые хребты, такие как Срединно-Атлантический хребет, распространились гораздо меньше (показывая более крутой профиль), чем более быстрые хребты, такие как Восточно-Тихоокеанское поднятие (пологий профиль), за то же время и охлаждение и последующее батиметрическое углубление. [2] Медленно спрединговые хребты (менее 40 мм/год) обычно имеют большие рифтовые долины , иногда шириной до 10–20 км (6,2–12,4 миль), и очень пересеченную местность на гребне хребта, рельеф которой может достигать до 1000 м (3300 футов). [2] [3] [9] [10] Напротив, быстро расширяющиеся хребты (более 90 мм/год), такие как Восточно-Тихоокеанское поднятие, не имеют рифтовых долин. Скорость спрединга в Северной Атлантике составляет ~ 25 мм/год, а в Тихоокеанском регионе – 80–145 мм/год. [11] Самая высокая известная скорость составляет более 200 мм/год в миоцене на Восточно-Тихоокеанском поднятии. [12] Хребты, скорость распространения которых <20 мм/год, называются сверхмедленными спрединговыми хребтами [3] [13] (например, хребет Гаккеля в Северном Ледовитом океане и юго-западный Индийский хребет ).

Центр или ось спрединга обычно соединяется с трансформным разломом , ориентированным под прямым углом к ​​оси. Склоны срединно-океанических хребтов во многих местах отмечены бездействующими шрамами трансформных разломов, называемыми зонами разломов . При более высоких скоростях спрединга оси часто отображают перекрывающиеся центры спрединга , в которых отсутствуют соединительные трансформные разломы. [2] [14] Глубина оси систематически меняется с меньшими глубинами между смещениями, такими как трансформные разломы и перекрывающиеся центры спрединга, делящие ось на сегменты. Одной из гипотез различных глубин вдоль оси является изменение поступления магмы в центр спрединга. [2] Сверхмедленно спрединговые хребты образуют как магматические, так и амагматические (в настоящее время лишенные вулканической активности) сегменты хребтов без трансформных разломов. [13]

Вулканизм

Срединно-океанические хребты характеризуются активным вулканизмом и сейсмичностью . [3] Океаническая кора на срединно-океанических хребтах находится в состоянии постоянного «обновления» в результате процессов расширения морского дна и тектоники плит. Новая магма постепенно выходит на дно океана и внедряется в существующую океанскую кору в разломах вдоль осей хребтов и вблизи них. Породы, составляющие кору под морским дном, 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 подстилающей мантии Земли . [15] Изэнтропический апвеллинг твердого мантийного материала превышает температуру солидуса и плавится.

Кристаллизованная магма образует новую базальтовую кору , известную как MORB для базальта срединно-океанического хребта, и габбро под ней в нижней океанической коре . [16] Базальт срединно-океанического хребта представляет собой толеитовый базальт и содержит мало несовместимых элементов . [17] [18] Гидротермальные жерла , питаемые магматическим и вулканическим теплом, являются обычным явлением в центрах океанического распространения. [19] [20] Особенностью возвышенных хребтов являются относительно высокие значения теплового потока, составляющие около 1–10 мккал/см 2 с, [21] или примерно 0,04–0,4 Вт/м 2 .

Возраст большей части коры океанских бассейнов составляет менее 200 миллионов лет, [22] [23] , что намного моложе возраста Земли, составляющего 4,54 миллиарда лет . Этот факт отражает процесс переработки литосферы в мантию Земли в ходе субдукции . По мере удаления океанической коры и литосферы от оси хребта перидотит в подстилающей мантийной литосфере охлаждается и становится более жестким. Кора и относительно твердый перидотит под ней составляют океаническую литосферу , которая расположена над менее жесткой и вязкой астеносферой . [3]

Возраст океанической коры. Красный — самый новый, а синий — самый старый.

Приводные механизмы

Океаническая кора формируется на океаническом хребте, а литосфера погружается обратно в астеносферу в желобах.

Океаническая литосфера формируется на океаническом хребте, а литосфера погружается обратно в астеносферу в океанских желобах . Считается, что за распространение на срединно-океанических хребтах ответственны два процесса: выталкивание хребтов и вытягивание плит . [24] Толчок хребта относится к гравитационному скольжению океанской плиты, которая поднимается над более горячей астеносферой, создавая таким образом массовую силу, вызывающую скольжение плиты вниз по склону. [25] При растяжении плит вес тектонической плиты, погружающейся (вытягиваемой) под вышележащую плиту в зоне субдукции, тянет за собой остальную часть плиты. Считается, что механизм вытягивания плиты вносит больший вклад, чем толкание конька. [24] [26]

Ранее предполагалось, что процесс, способствующий движению плит и образованию новой океанической коры на срединно-океанических хребтах, - это «мантийный конвейер» из-за глубокой конвекции (см. Изображение). [27] [28] Однако некоторые исследования показали, что верхняя мантия ( астеносфера ) слишком пластична (гибкая), чтобы генерировать достаточное трение , чтобы тянуть за собой тектоническую плиту. [29] [30] Более того, мантийный апвеллинг, вызывающий образование магмы под океанскими хребтами, по-видимому, затрагивает только верхние 400 км (250 миль), как следует из сейсмической томографии и наблюдений за сейсмической неоднородностью в верхней мантии на высоте около 400 м. км (250 миль). С другой стороны, некоторые из крупнейших в мире тектонических плит, таких как Северо-Американская плита и Южно-Американская плита , находятся в движении, но погружаются только в ограниченных местах, таких как дуга Малых Антильских островов и дуга Скотия , что указывает на действие хребта. давить силой тела на эти пластины. Компьютерное моделирование движений плит и мантии предполагает, что движение плит и мантийная конвекция не связаны между собой, а основной движущей силой плит является притяжение плит. [31]

Влияние на глобальный уровень моря

Повышенные темпы расширения морского дна (т.е. темпы расширения срединно-океанического хребта) привели к повышению глобального ( эвстатического ) уровня моря в течение очень длительного периода времени (миллионы лет). [32] [33] Увеличение расширения морского дна означает, что срединно-океанический хребет затем расширится и образует более широкий хребет с уменьшенной средней глубиной, занимая больше места в океанском бассейне. Это вытесняет вышележащий океан и вызывает повышение уровня моря. [34]

Изменение уровня моря можно объяснить другими факторами ( тепловым расширением , таянием льда и мантийной конвекцией , создающей динамическую топографию [35] ). Однако в очень длительных временных масштабах это является результатом изменений объема океанских бассейнов, на которые, в свою очередь, влияют скорости распространения морского дна вдоль срединно-океанических хребтов. [36]

Повышение уровня моря на 100–170 метров в меловой период (144–65 млн лет назад) частично объясняется тектоникой плит, поскольку тепловое расширение и отсутствие ледниковых щитов объясняют лишь часть дополнительного уровня моря. [34]

Влияние на химический состав морской воды и отложение карбонатов

Изменение соотношения магния и кальция на срединно-океанических хребтах

Морское дно, распространяющееся на срединно-океанические хребты, представляет собой ионообменную систему глобального масштаба . [37] Гидротермальные жерла в центрах распространения приносят в океан различные количества железа , серы , марганца , кремния и других элементов, некоторые из которых перерабатываются в океанскую кору. Гелий-3 , изотоп, который сопровождает вулканизм в мантии, выбрасывается гидротермальными жерлами и может быть обнаружен в шлейфах в океане. [38]

Быстрая скорость распространения приведет к расширению срединно-океанического хребта, что приведет к более быстрым реакциям базальта с морской водой. Соотношение магний/кальций будет ниже, поскольку больше ионов магния удаляется из морской воды и поглощается породой, а больше ионов кальция удаляется из породы и попадает в морскую воду. Гидротермальная деятельность на гребне хребта эффективно удаляет магний. [39] Более низкое соотношение Mg/Ca благоприятствует осаждению полиморфных модификаций карбоната кальция с низким содержанием Mg ( кальцитовые моря ). [40] [41]

Медленное распространение на срединно-океанических хребтах имеет противоположный эффект и приведет к более высокому соотношению Mg/Ca, что будет способствовать осаждению арагонита и полиморфных модификаций карбоната кальция с высоким содержанием Mg кальцита ( арагонитовые моря ). [41]

Эксперименты показывают, что большинство современных кальцитовых организмов с высоким содержанием Mg в прошлых кальцитовых морях представляли собой кальцит с низким содержанием Mg [42]. Это означает, что соотношение Mg/Ca в скелете организма варьируется в зависимости от соотношения Mg/Ca в морской воде, в которой он находился. вырос.

Таким образом, минералогия рифообразующих и производящих отложения организмов регулируется химическими реакциями, происходящими вдоль срединно-океанического хребта, скорость которых контролируется скоростью расширения морского дна. [39] [42]

История

Открытие

Первые признаки того, что хребет разделяет бассейн Атлантического океана пополам, появились в результате британской экспедиции «Челленджер» в девятнадцатом веке. [43] Океанографы Мэтью Фонтейн Мори и Чарльз Уивилл Томсон проанализировали данные зондирования, опущенные на морское дно, и выявили заметный подъем морского дна, протекавшего по Атлантическому бассейну с севера на юг. Гидролокационные эхолоты подтвердили это еще в начале ХХ века. [44]

Лишь после Второй мировой войны , когда дно океана было исследовано более подробно, стала известна полная протяженность срединно-океанических хребтов. « Вема» , корабль Земной обсерватории Ламонта-Доэрти Колумбийского университета , пересек Атлантический океан, записывая данные эхолота о глубине океанского дна. Команда под руководством Мари Тарп и Брюса Хизена пришла к выводу, что посреди Атлантического океана простиралась огромная горная цепь с рифтовой долиной на ее гребне. Ученые назвали его «Срединно-Атлантическим хребтом». Другие исследования показали, что гребень хребта был сейсмически активным [45] и в рифтовой долине были обнаружены свежие лавы. [46] Кроме того, тепловой поток коры здесь был выше, чем где-либо еще в бассейне Атлантического океана. [47]

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. Немецкая экспедиция «Метеор» проследила срединно-океанический хребет от Южной Атлантики до Индийского океана в начале двадцатого века. Хотя первый обнаруженный участок системы хребтов проходит посередине Атлантического океана, было обнаружено, что большинство срединно-океанических хребтов расположены вдали от центра других океанских котловин. [2] [3]

Влияние открытия: расширение морского дна

Альфред Вегенер предложил теорию дрейфа континентов в 1912 году. Он заявил: «Срединно-Атлантический хребет… зона, в которой дно Атлантического океана, продолжая расширяться, постоянно разрывается и освобождает место для свежих, относительно текучих и горячая сима [поднимающаяся] из глубины». [48] ​​Однако Вегенер не развивал это наблюдение в своих более поздних работах, и его теория была отвергнута геологами, поскольку не было механизма, объясняющего, как континенты могли преодолевать океанскую кору , и теория была в значительной степени забыта.

После открытия в 1950-х годах срединно-океанического хребта, простирающегося по всему миру, перед геологами встала новая задача: объяснить, как могла образоваться такая огромная геологическая структура. В 1960-х годах геологи открыли и начали предлагать механизмы расширения морского дна . Открытие срединно-океанических хребтов и процесс расширения морского дна позволили расширить теорию Вегенера , включив в нее движение океанической коры, а также континентов. [49] Тектоника плит была подходящим объяснением расширения морского дна, а признание тектоники плит большинством геологов привело к серьезному сдвигу парадигмы в геологическом мышлении.

По оценкам, каждый год вдоль срединно-океанических хребтов Земли в результате этого процесса образуется 2,7 км 2 (1,0 квадратных миль) нового морского дна. [50] При толщине земной коры 7 км (4,3 мили) это составляет около 19 км 3 (4,6 кубических миль) новой океанской коры, образующейся каждый год. [50]

Список срединно-океанических хребтов

Список древних океанических хребтов

Смотрите также

Рекомендации

  1. ^ «Какая самая длинная горная цепь на Земле?». Факты об океане . НОАА . Проверено 17 октября 2014 г.
  2. ^ abcdefgh Макдональд, Кен К. (2019), «Тектоника, вулканизм и геоморфология Срединно-океанического хребта», Энциклопедия наук об океане , Elsevier, стр. 405–419, doi : 10.1016/b978-0-12-409548-9.11065 -6, ISBN 9780128130827
  3. ^ abcdefgh Сирл, Роджер (19 сентября 2013 г.). Срединно-океанические хребты . Нью-Йорк. ISBN 9781107017528. ОКЛК  842323181.{{cite book}}: CS1 maint: отсутствует местоположение издателя ( ссылка )
  4. ^ аб Склейтер, Джон Г.; Андерсон, Роджер Н.; Белл, М. Ли (10 ноября 1971 г.). «Подъем хребтов и эволюция центрально-восточной части Тихого океана». Журнал геофизических исследований . 76 (32): 7888–7915. Бибкод : 1971JGR....76.7888S. дои : 10.1029/jb076i032p07888. ISSN  2156-2202.
  5. ^ аб Парсонс, Барри; Склейтер, Джон Г. (10 февраля 1977 г.). «Анализ изменения батиметрии дна океана и теплового потока с возрастом». Журнал геофизических исследований . 82 (5): 803–827. Бибкод : 1977JGR....82..803P. дои : 10.1029/jb082i005p00803. ISSN  2156-2202.
  6. ^ Аб Дэвис, Э.Э.; Листер, CRB (1974). «Основы топографии хребта». Письма о Земле и планетологии . 21 (4): 405–413. Бибкод : 1974E&PSL..21..405D. дои : 10.1016/0012-821X(74)90180-0.
  7. ^ Вайн, Ф.Дж.; Мэтьюз, Д.Х. (1963). «Магнитные аномалии над океаническими хребтами». Природа . 199 (4897): 947–949. Бибкод : 1963Natur.199..947V. дои : 10.1038/199947a0. ISSN  0028-0836. S2CID  4296143.
  8. ^ Вайн, Ф.Дж. (16 декабря 1966). «Распространение дна океана: новые доказательства». Наука . 154 (3755): 1405–1415. Бибкод : 1966Sci...154.1405V. дои : 10.1126/science.154.3755.1405. ISSN  0036-8075. PMID  17821553. S2CID  44362406.
  9. ^ Макдональд, Кен С. (1977). «Придонные магнитные аномалии, асимметричное спрединг, косое спрединг и тектоника Срединно-Атлантического хребта вблизи 37 ° с.ш.». Бюллетень Геологического общества Америки . 88 (4): 541. Бибкод : 1977GSAB...88..541M. doi :10.1130/0016-7606(1977)88<541:NMAASO>2.0.CO;2. ISSN  0016-7606.
  10. ^ Макдональд, КЦ (1982). «Срединно-океанические хребты: мелкомасштабные тектонические, вулканические и гидротермальные процессы в пограничной зоне плит». Ежегодный обзор наук о Земле и планетах . 10 (1): 155–190. Бибкод : 1982AREPS..10..155M. doi :10.1146/annurev.ea.10.050182.001103.
  11. ^ Аргус, Дональд Ф.; Гордон, Ричард Г.; ДеМец, Чарльз (1 апреля 2010 г.). «Геологически текущие движения плит». Международный геофизический журнал . 181 (1): 1–80. Бибкод : 2010GeoJI.181....1D. дои : 10.1111/j.1365-246X.2009.04491.x . ISSN  0956-540X.
  12. ^ Уилсон, Дуглас С. (1996). «Самое быстрое известное распространение на границе Кокосово-Тихоокеанской плиты миоцена». Письма о геофизических исследованиях . 23 (21): 3003–3006. Бибкод : 1996GeoRL..23.3003W. дои : 10.1029/96GL02893. ISSN  1944-8007.
  13. ^ аб Дик, Генри Дж.Б.; Линь, Цзянь; Схоутен, Ганс (ноябрь 2003 г.). «Сверхмедленно спрединговый класс океанских хребтов». Природа . 426 (6965): 405–412. Бибкод : 2003Natur.426..405D. дои : 10.1038/nature02128. ISSN  1476-4687. PMID  14647373. S2CID  4376557.
  14. ^ Макдональд, Кен С.; Фокс, Пи Джей (1983). «Перекрывающиеся центры спрединга: новая геометрия аккреции на Восточно-Тихоокеанском поднятии». Природа . 302 (5903): 55–58. Бибкод : 1983Natur.302...55M. дои : 10.1038/302055a0. ISSN  1476-4687. S2CID  4358534.
  15. ^ Марджори Уилсон (1993). Магматическое петрогенезис . Лондон: Чепмен и Холл. ISBN 978-0-412-53310-5.
  16. ^ Майкл, Питер; Чидл, Майкл (20 февраля 2009 г.). «Изготовление корочки». Наука . 323 (5917): 1017–18. дои : 10.1126/science.1169556. PMID  19229024. S2CID  43281390.
  17. ^ Гайндман, Дональд В. (1985). Петрология магматических и метаморфических пород (2-е изд.). МакГроу-Хилл. ISBN 978-0-07-031658-4.
  18. ^ Блатт, Харви и Роберт Трейси (1996). Петрология (2-е изд.). Фримен. ISBN 978-0-7167-2438-4.
  19. ^ Шписс, ФН; Макдональд, КК; Этуотер, Т.; Баллард, Р.; Карранса, А.; Кордова, Д.; Кокс, К.; Гарсия, ВМД; Франшето, Дж. (28 марта 1980 г.). «Восточно-Тихоокеанское поднятие: горячие источники и геофизические эксперименты». Наука . 207 (4438): 1421–1433. Бибкод : 1980Sci...207.1421S. дои : 10.1126/science.207.4438.1421. ISSN  0036-8075. PMID  17779602. S2CID  28363398.
  20. ^ Мартин, Уильям; Баросс, Джон; Келли, Дебора; Рассел, Майкл Дж. (1 ноября 2008 г.). «Гидротермальные источники и происхождение жизни». Обзоры природы Микробиология . 6 (11): 805–814. doi : 10.1038/nrmicro1991. ISSN  1740-1526. PMID  18820700. S2CID  1709272.
  21. ^ Хекинян, Р., изд. (1982-01-01), «Глава 2. Мировая система океанических хребтов», Серия Elsevier Oceanography , Петрология дна океана, Elsevier, vol. 33, стр. 51–139, номер документа : 10.1016/S0422-9894(08)70944-9, ISBN. 9780444419675, получено 27 октября 2020 г.
  22. ^ Ларсон, Р.Л., У.К. Питман, X. Головченко, С.Д. Канде, Дж.Ф. Дьюи, У. Ф. Хаксби и Дж. Л. Ла Брек, Мировая геология коренных пород, WH Freeman, Нью-Йорк, 1985.
  23. ^ Мюллер, Р. Дитмар; Руст, Уолтер Р.; Ройе, Жан-Ив; Гахаган, Лиза М.; Склейтер, Джон Г. (10 февраля 1997 г.). «Цифровые изохроны дна мирового океана». Журнал геофизических исследований: Solid Earth . 102 (Б2): 3211–3214. Бибкод : 1997JGR...102.3211M. дои : 10.1029/96JB01781 .
  24. ^ аб Форсайт, Д.; Уеда, С. (1 октября 1975 г.). «Об относительной важности движущих сил движения плит». Международный геофизический журнал . 43 (1): 163–200. Бибкод : 1975GeoJ...43..163F. дои : 10.1111/j.1365-246X.1975.tb00631.x . ISSN  0956-540X.
  25. ^ Теркотт, Дональд Лоусон; Шуберт, Джеральд (2002). Геодинамика (2-е изд.). Кембридж. стр. 1–21. ISBN 0521661862. ОСЛК  48194722.{{cite book}}: CS1 maint: отсутствует местоположение издателя ( ссылка )
  26. ^ Харфф, Ян; Мешеде, Мартин; Петерсен, Свен; Тиде, Йорн (2014). «Движущие силы: тяга плиты, толчок гребня». Энциклопедия морских геолого-наук (изд. 2014 г.). Спрингер Нидерланды. стр. 1–6. дои : 10.1007/978-94-007-6644-0_105-1. ISBN 978-94-007-6644-0.
  27. ^ Холмс, А. (1 января 1931 г.), Радиоактивность и движение Земли (на английском и английском языках), том. 18, стр. 559–606, doi : 10.1144/TRANSGLAS.18.3.559, S2CID  122872384, Викиданные  Q61783012
  28. ^ Гесс, Х.Х. (1962), «История океанских бассейнов», в Энгеле, AEJ; Джеймс, Гарольд Л.; Леонард, Б.Ф. (ред.), Петрологические исследования , Геологическое общество Америки, стр. 599–620, doi : 10.1130/petrologic.1962.599, ISBN . 9780813770161, получено 11 сентября 2019 г.
  29. ^ Рихтер, Фрэнк М. (1973). «Динамические модели распространения морского дна». Обзоры геофизики . 11 (2): 223–287. Бибкод : 1973RvGSP..11..223R. дои : 10.1029/RG011i002p00223. ISSN  1944-9208.
  30. ^ Рихтер, Фрэнк М. (1973). «Конвекция и крупномасштабная циркуляция мантии». Журнал геофизических исследований . 78 (35): 8735–8745. Бибкод : 1973JGR....78.8735R. дои : 10.1029/JB078i035p08735. ISSN  2156-2202.
  31. ^ Колтис, Николас; Хассон, Лоран; Факценна, Клаудио; Арну, Маэлис (2019). «Что движет тектоническими плитами?». Достижения науки . 5 (10): eaax4295. Бибкод : 2019SciA....5.4295C. doi : 10.1126/sciadv.aax4295. ISSN  2375-2548. ПМК 6821462 . ПМИД  31693727. 
  32. ^ Питман, Уолтер К. (1 сентября 1978). «Связь между эвстатией и стратиграфическими последовательностями пассивных окраин». Бюллетень ГСА . 89 (9): 1389–1403. Бибкод : 1978GSAB...89.1389P. doi :10.1130/0016-7606(1978)89<1389:RBEASS>2.0.CO;2. ISSN  0016-7606.
  33. ^ Черч, JA; Грегори, Дж. М. (2001). Энциклопедия наук об океане. стр. 2599–2604. дои : 10.1006/rwos.2001.0268. ISBN 9780122274305. S2CID  129689280.
  34. ^ аб Миллер, Кеннет Г. (2009). «Изменение уровня моря, последние 250 миллионов лет». Энциклопедия палеоклиматологии и древней среды обитания . Серия Энциклопедия наук о Земле. Спрингер, Дордрехт. стр. 879–887. дои : 10.1007/978-1-4020-4411-3_206. ISBN 978-1-4020-4551-6.
  35. ^ Мюллер, Р.Д.; Сдролиас, М.; Гайна, К.; Стейнбергер, Б.; Хейне, К. (07 марта 2008 г.). «Долгосрочные колебания уровня моря, вызванные динамикой океанского бассейна». Наука . 319 (5868): 1357–1362. Бибкод : 2008Sci...319.1357M. дои : 10.1126/science.1151540. ISSN  0036-8075. PMID  18323446. S2CID  23334128.
  36. ^ Коминц, Массачусетс (2001). «Изменения уровня моря в течение геологического времени». Энциклопедия наук об океане. Сан-Диего: Академическая пресса. стр. 2605–2613. дои : 10.1006/rwos.2001.0255. ISBN 9780122274305.
  37. ^ Стэнли, С.М. и Харди, Лос-Анджелес, 1999. Гиперкальцификация: палеонтология связывает тектонику плит и геохимию с седиментологией. GSA сегодня , 9 (2), стр. 1–7.
  38. ^ Луптон, Дж., 1998. Гидротермальные гелиевые шлейфы в Тихом океане. Журнал геофизических исследований: Oceans , 103 (C8), стр. 15853-15868.
  39. ^ аб Коггон, РМ; Тигл, DAH; Смит-Дюк, CE; Альт, Дж.К.; Купер, MJ (26 февраля 2010 г.). «Реконструкция прошлой морской воды Mg/Ca и Sr/Ca из жил карбоната кальция на флангах срединно-океанических хребтов». Наука . 327 (5969): 1114–1117. Бибкод : 2010Sci...327.1114C. дои : 10.1126/science.1182252. ISSN  0036-8075. PMID  20133522. S2CID  22739139.
  40. ^ Морс, Джон В.; Ван, Цивэй; Цио, Май Инь (1997). «Влияние температуры и соотношения Mg:Ca на осадки CaCO3 из морской воды». Геология . 25 (1): 85. Бибкод :1997Гео....25...85М. doi :10.1130/0091-7613(1997)025<0085:IOTAMC>2.3.CO;2. ISSN  0091-7613.
  41. ^ аб Харди, Лоуренс; Стэнли, Стивен (февраль 1999 г.). «Гиперкальцификация: палеонтология связывает тектонику плит и геохимию с седиментологией» (PDF) . ГСА сегодня . 9 (2): 1–7.
  42. ^ аб Райс, Джастин Б. (1 ноября 2004 г.). «Влияние соотношения Mg/Ca в окружающей среде на фракционирование Mg у известковых морских беспозвоночных: запись океанического соотношения Mg/Ca в фанерозое». Геология . 32 (11): 981. Бибкод : 2004Гео....32..981Р. дои : 10.1130/g20851.1. ISSN  0091-7613.
  43. ^ Сюй, Кеннет Дж. (14 июля 2014 г.). «Челленджер» в море: корабль, совершивший революцию в науке о Земле . Принстон, Нью-Джерси. ISBN 9781400863020. ОСЛК  889252330.{{cite book}}: CS1 maint: отсутствует местоположение издателя ( ссылка )
  44. ^ Банч, Брайан Х. (2004). История науки и техники: браузерный путеводитель по великим открытиям, изобретениям и людям, которые их сделали, с незапамятных времен до наших дней. Хеллеманс, Александр, 1946–. Бостон: Хоутон Миффлин. ISBN 0618221239. ОСЛК  54024134.
  45. ^ Гутенберг, Б.; Рихтер, CF (1954). Сейсмичность Земли и связанные с ней явления . Принстонский университет. Нажимать. п. 309.
  46. ^ Шанд, SJ (1 января 1949). «Скалы Срединно-Атлантического хребта». Журнал геологии . 57 (1): 89–92. Бибкод : 1949JG.....57...89S. дои : 10.1086/625580. ISSN  0022-1376. S2CID  131014204.
  47. ^ День, А.; Буллард, ЕС (1 декабря 1961 г.). «Поток тепла через дно Атлантического океана». Международный геофизический журнал . 4 (Дополнение_1): 282–292. Бибкод : 1961GeoJ....4..282B. дои : 10.1111/j.1365-246X.1961.tb06820.x . ISSN  0956-540X.
  48. ^ Джейкоби, WR (январь 1981 г.). «Современные концепции динамики Земли, предвиденные Альфредом Вегенером в 1912 году». Геология . 9 (1): 25–27. Бибкод : 1981Geo.....9...25J. doi :10.1130/0091-7613(1981)9<25:MCOEDA>2.0.CO;2.
  49. ^ «Распространение морского дна». Национальное географическое общество . 08.06.2015 . Проверено 14 апреля 2017 г.
  50. ^ аб Конье, Жан-Паскаль; Хамлер, Эрик (2006). «Тенденции и ритмы глобальной скорости образования морского дна: ТЕМПЫ ГЕНЕРАЦИИ МОРСКОГО ДНА» (PDF) . Геохимия, геофизика, геосистемы . 7 (3): н/д. дои : 10.1029/2005GC001148. S2CID  128900649.

Внешние ссылки

Викискладе есть медиафайлы, связанные со срединно-океаническими хребтами .