stringtranslate.com

Срединно-океанический хребет

Поперечное сечение срединно-океанического хребта (вид в разрезе)

Срединно -океанический хребет ( СОХ ) — это горная система морского дна, образованная тектоникой плит . Обычно она имеет глубину около 2600 метров (8500 футов) и возвышается примерно на 2000 метров (6600 футов) над самой глубокой частью океанического бассейна . Эта особенность заключается в том, что разрастание морского дна происходит вдоль расходящейся границы плит . Скорость разрастания морского дна определяет морфологию гребня срединно-океанического хребта и его ширину в океаническом бассейне.

Образование нового морского дна и океанической литосферы происходит в результате подъема мантии в ответ на разделение плит. Расплав поднимается в виде магмы в линейной слабости между разделяющимися плитами и выходит в виде лавы , создавая новую океаническую кору и литосферу при охлаждении.

Первым обнаруженным срединно-океаническим хребтом был Срединно-Атлантический хребет , который является центром спрединга, разделяющим пополам Северный и Южный Атлантические бассейны; отсюда и происхождение названия «срединно-океанический хребет». Большинство океанических центров спрединга не находятся в середине своего океанического основания, но, несмотря на это, традиционно называются срединно-океаническими хребтами. Срединно-океанические хребты по всему миру связаны границами тектонических плит, и след хребтов через океаническое дно похож 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).

Глобальная система

Распространение срединно-океанических хребтов на планете

Срединно-океанические хребты мира соединены и образуют Океанический хребет, единую глобальную систему срединно-океанических хребтов, которая является частью каждого океана , что делает ее самой длинной горной цепью в мире. Непрерывная горная цепь имеет длину 65 000 км (40 400 миль) (в несколько раз длиннее Анд , самой длинной континентальной горной цепи), а общая длина системы океанических хребтов составляет 80 000 км (49 700 миль). [1]

Описание

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

Морфология

В центре спрединга на срединно-океаническом хребте глубина морского дна составляет приблизительно 2600 метров (8500 футов). [2] [3] На флангах хребта глубина морского дна (или высота местоположения на срединно-океаническом хребте над базовым уровнем) коррелирует с его возрастом (возрастом литосферы , где измеряется глубина). Соотношение глубины и возраста можно смоделировать путем охлаждения литосферной плиты [4] [5] или мантийного полупространства. [6] Хорошим приближением является то, что глубина морского дна в месте на спрединговом срединно-океаническом хребте пропорциональна квадратному корню возраста морского дна. [6] Общая форма хребтов является результатом изостазии Пратта : вблизи оси хребта находится горячая мантия с низкой плотностью, поддерживающая океаническую кору. По мере того, как океаническая плита остывает, вдали от оси хребта, океаническая мантийная литосфера (более холодная, плотная часть мантии, которая вместе с корой составляет океанические плиты) утолщается, и плотность увеличивается. Таким образом, более старое морское дно подстилается более плотным материалом и находится глубже. [4] [5]

Скорость спрединга — это скорость, с которой океанический бассейн расширяется из-за расширения морского дна. Скорости можно вычислить, картируя морские магнитные аномалии, которые охватывают срединно-океанические хребты. Поскольку кристаллизованный базальт, выдавленный на оси хребта, остывает ниже точек Кюри соответствующих оксидов железа и титана, направления магнитного поля, параллельные магнитному полю Земли, регистрируются в этих оксидах. Ориентации поля, сохраненные в океанической коре, представляют собой запись направлений магнитного поля Земли с течением времени. Поскольку поле меняло направления на противоположные с известными интервалами на протяжении всей своей истории, модель геомагнитных инверсий в океанической коре можно использовать в качестве индикатора возраста; учитывая возраст коры и расстояние от оси хребта, можно рассчитать скорости спрединга. [2] [3] [7] [8]

Скорость спрединга составляет приблизительно 10–200 мм/год. [2] [3] Медленно спрединговые хребты, такие как Срединно-Атлантический хребет, распространились гораздо меньше (показав 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 мили), и очень пересеченную местность на гребне хребта, которая может иметь рельеф до 1000 м (3300 футов). [2] [3] [9] [10] Напротив, быстро спрединговые хребты (более 90 мм/год), такие как Восточно-Тихоокеанское поднятие, не имеют рифтовых долин. Скорость расширения северной части Атлантического океана составляет ~ 25 мм/год, тогда как в Тихоокеанском регионе она составляет 80–145 мм/год. [11] Самая высокая известная скорость составляет более 200 мм/год в миоцене на Восточно-Тихоокеанском поднятии. [12] Хребты, которые расширяются со скоростью <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. Во многих местах фланги срединно-океанических хребтов отмечены неактивными шрамами трансформных разломов, называемыми зонами разломов . При более высоких скоростях спрединга оси часто демонстрируют перекрывающиеся центры спрединга, в которых отсутствуют соединяющиеся трансформные разломы. [2] [14] Глубина оси изменяется систематическим образом с более мелкими глубинами между смещениями, такими как трансформные разломы и перекрывающиеся центры спрединга, разделяющие ось на сегменты. Одной из гипотез для различных глубин вдоль оси являются изменения в подаче магмы в центр спрединга. [2] Сверхмедленные спрединговые хребты образуют как магматические, так и амагматические (в настоящее время лишенные вулканической активности) сегменты хребта без трансформных разломов. [13]

Вулканизм

Срединно-океанические хребты проявляют активный вулканизм и сейсмичность . [3] Океаническая кора находится в постоянном состоянии «обновления» в срединно-океанических хребтах в результате процессов спрединга морского дна и тектоники плит. Новая магма постоянно выходит на океаническое дно и внедряется в существующую океаническую кору в рифтах и ​​вблизи них вдоль осей хребтов. Породы, составляющие кору под морским дном, являются самыми молодыми вдоль оси хребта и стареют по мере увеличения расстояния от этой оси. Новая магма базальтового состава выходит на оси и вблизи нее из-за декомпрессионного плавления в подстилающей мантии Земли . [15] Изэнтропический восходящий твердый материал мантии превышает температуру солидуса и плавится.

Кристаллизованная магма образует новую кору базальта, известную как MORB для базальта срединно-океанического хребта, и габбро под ним в нижней океанической коре . [16] Базальт срединно-океанического хребта является толеитовым базальтом и содержит мало несовместимых элементов . [17] [18] Гидротермальные источники, подпитываемые магматическим и вулканическим теплом, являются обычным явлением в океанических центрах спрединга. [19] [20] Особенностью приподнятых хребтов являются их относительно высокие значения теплового потока, около 1–10 мккал/см2 с , [21] или примерно 0,04–0,4 Вт/ м2 .

Большая часть коры в океанических бассейнах имеет возраст менее 200 миллионов лет, [22] [23], что намного моложе возраста Земли в 4,54 миллиарда лет . Этот факт отражает процесс переработки литосферы в мантию Земли во время субдукции . По мере того, как океаническая кора и литосфера отходят от оси хребта, перидотит в подстилающей мантийной литосфере остывает и становится более жестким. Кора и относительно жесткий перидотит под ней составляют океаническую литосферу , которая находится над менее жесткой и вязкой астеносферой . [3]

Возраст океанической коры. Красный — самый молодой, 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, в то время как литосфера погружается обратно в астеносферу в океанических желобах . Считается, что два процесса, толчок хребта и тяга плиты , отвечают за спрединг в срединно-океанических хребтах. [24] Толчок хребта относится к гравитационному скольжению океанической плиты, которая поднимается над более горячей астеносферой, тем самым создавая объемную силу, вызывающую скольжение плиты вниз по склону. [25] При тяге плиты вес тектонической плиты, погружаемой (затягиваемой) под вышележащую плиту в зоне субдукции, тянет остальную часть плиты за собой. Считается, что механизм тяги плиты вносит больший вклад, чем толчок хребта. [24] [26]

Процесс, который ранее предполагался как способствующий движению плит и формированию новой океанической коры в срединно-океанических хребтах, — это «мантийный конвейер» из-за глубокой конвекции (см. изображение). [27] [28] Однако некоторые исследования показали, что верхняя мантия ( астеносфера ) слишком пластична (гибка), чтобы создавать достаточное трение для того, чтобы тянуть тектоническую плиту вперед. [29] [30] Более того, подъем мантии, который вызывает образование магмы под океаническими хребтами, по-видимому, затрагивает только ее верхние 400 км (250 миль), как следует из сейсмической томографии и наблюдений за сейсмическим разрывом в верхней мантии на глубине около 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 Малая Антильская дуга и дуга Скотия , указывая на действие силы хребта толкающего тела на эти плиты. Компьютерное моделирование движений плит и мантии предполагает, что движение плит и конвекция мантии не связаны, и основной движущей силой плит является тяга плиты. [31]

Влияние на уровень мирового океана

Увеличение скорости расширения морского дна (т. е. скорости расширения срединно-океанического хребта) привело к тому, что глобальный ( эвстатический ) уровень моря повысился в течение очень длительного времени (миллионы лет). [32] [33] Увеличение расширения 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 лежащий выше океан и вызывает повышение уровня моря. [34]

Изменение уровня моря может быть связано с другими факторами ( тепловое расширение , таяние льда и мантийная конвекция, создающая динамическую топографию [35] ). Однако в очень длительных временных масштабах это является результатом изменений в объеме океанических бассейнов, которые, в свою очередь, зависят от 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 ледяных щитов объясняют лишь часть повышения уровня моря. [34]

Влияние на химический состав морской воды и отложение карбонатов

Изменения соотношения магния и кальция в срединно-океанических хребтах

Распространение морского дна на срединно-океанических хребтах является ионообменной системой глобального масштаба. [37] Гидротермальные источники в центрах распространения вносят в океан различные количества железа , серы , марганца , кремния и других элементов, некоторые из которых перерабатываются в океаническую кору. Гелий-3 , изотоп, сопровождающий вулканизм из мантии, выбрасывается гидротермальными источниками и может быть обнаружен в шлейфах внутри океана. [38]

Быстрые скорости спрединга расширят срединно-океанический хребет, что приведет к более быстрому протеканию реакций базальта с морской водой. Соотношение магния и кальция будет ниже, поскольку больше ионов магния удаляется из морской воды и потребляется породой, а больше ионов кальция удаляется из породы и высвобождается в морскую воду. Гидротермальная активность на гребне хребта эффективна для удаления магния. [39] Более низкое соотношение Mg/Ca способствует осаждению полиморфов карбоната кальция с низким содержанием Mg ( кальцитовые моря ). [40] [41]

Медленное распространение в срединно-океанических хребтах имеет противоположный эффект и приведет к более высокому соотношению Mg/Ca, что благоприятствует осаждению арагонита и полиморфов карбоната кальция с высоким содержанием Mg ( арагонитовые моря ). [41]

Эксперименты показывают, что большинство современных организмов с высоким содержанием кальцита Mg были бы организмами с низким содержанием кальцита в прошлых кальцитовых морях [42] , что означает, что соотношение Mg/Ca в скелете организма меняется в зависимости от соотношения Mg/Ca в морской воде, в которой он рос.

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

История

Открытие

Первые указания на то, что хребет делит пополам бассейн Атлантического океана, были получены в результате британской экспедиции Challenger в девятнадцатом веке. [43] Измерения глубин с линий, сброшенных на морское дно, были проанализированы океанографами Мэтью Фонтейном Мори и Чарльзом Уайвиллом Томсоном и выявили заметное поднятие морского дна, которое проходило вниз по Атлантическому бассейну с севера на юг. Гидролокаторы-эхолоты подтвердили это в начале двадцатого века. [44]

Только после Второй мировой войны , когда дно океана было обследовано более подробно, стало известно о полном объеме срединно-океанических хребтов. Vema , судно Обсерватории Земли Ламонта-Доэрти Колумбийского университета , пересекло Атлантический океан, регистрируя данные эхолота о глубине дна океана. Команда под руководством Мари Тарп и Брюса Хизена пришла к выводу, что существует огромная горная цепь с рифтовой долиной на ее гребне, проходящая по центру Атлантического океана. Ученые назвали ее «Средне-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 земной коры был здесь выше, чем в других местах в бассейне Атлантического океана. [47]

Сначала считалось, что хребет является особенностью, характерной только для Атлантического океана. Однако, поскольку исследования океанского дна продолжались по всему миру, было обнаружено, что каждый океан содержит части системы срединно-океанических хребтов. Немецкая экспедиция Meteor проследила срединно-океанический хребет от Южной Атлантики до Индийского океана в начале двадцатого века. Хотя первая обнаруженная часть системы хребтов проходит по середине Атлантического океана, было обнаружено, что большинство срединно-океанических хребтов расположены вдали от центра других океанических бассейнов. [2] [3]

Влияние открытия: расширение морского дна

Альфред Вегенер предложил теорию континентального дрейфа в 1912 году. Он утверждал: «Средне-Атлантический хребет... зона, в которой дно Атлантики, по мере своего расширения, непрерывно разрывается и освобождает место для свежей, относительно жидкой и горячей симы [поднимающейся] 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 бы прорываться сквозь океаническую кору , и эта теория была в значительной степени забыта.

После открытия всемирного распространения срединно-океанического хребта в 1950-х годах геологи столкнулись с новой задачей: 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 процесса расширения морского дна позволило расширить теорию Вегенера , включив в нее движение океанической коры, а также континентов. [49] Тектоника плит была подходящим объяснением расширения 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 образуется 2,7 км 2 (1,0 кв. мили) нового морского дна. [50] При толщине земной коры в 7 км (4,3 мили) это составляет около 19 км 3 (4,6 куб. мили) новой океанической коры, образующейся каждый год. [50]

Список срединно-океанических хребтов

Список древних океанических хребтов

Смотрите также

Ссылки

  1. ^ «Какая самая длинная горная цепь на Земле?». Факты об океане . NOAA . Получено 17 октября 2014 г.
  2. ^ abcdefgh Макдональд, Кен С. (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, S2CID  264225475
  3. ^ abcdefgh Searle, Roger (2013-09-19). Срединно-океанические хребты . Нью-Йорк. ISBN 9781107017528. OCLC  842323181.{{cite book}}: CS1 maint: отсутствует местоположение издателя ( ссылка )
  4. ^ ab Склейтер, Джон Г.; Андерсон, Роджер Н.; Белл, М. Ли (1971-11-10). «Возвышение хребтов и эволюция центральной части восточной части Тихого океана». Журнал геофизических исследований . 76 (32): 7888–7915. Bibcode : 1971JGR....76.7888S. doi : 10.1029/jb076i032p07888. ISSN  2156-2202.
  5. ^ ab Парсонс, Барри; Склейтер, Джон Г. (1977-02-10). «Анализ изменения батиметрии океанского дна и теплового потока с возрастом». Журнал геофизических исследований . 82 (5): 803–827. Bibcode : 1977JGR....82..803P. doi : 10.1029/jb082i005p00803. ISSN  2156-2202.
  6. ^ ab Davis, EE; Lister, CRB (1974). «Основы топографии хребта». Earth and Planetary Science Letters . 21 (4): 405–413. Bibcode : 1974E&PSL..21..405D. doi : 10.1016/0012-821X(74)90180-0.
  7. ^ Vine, FJ; Matthews, DH (1963). «Магнитные аномалии над океаническими хребтами». Nature . 199 (4897): 947–949. Bibcode :1963Natur.199..947V. doi :10.1038/199947a0. ISSN  0028-0836. S2CID  4296143.
  8. ↑ Vine, FJ (1966-12-16). «Распространение океанского дна: новые доказательства». Science . 154 (3755): 1405–1415. Bibcode :1966Sci...154.1405V. doi :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 широты 37° с.ш.». Бюллетень Геологического общества Америки . 88 (4): 541. Bibcode : 1977GSAB...88..541M. doi : 10.1130/0016-7606(1977)88<541:NMAASO>2.0.CO;2. ISSN  0016-7606.
  10. ^ Macdonald, KC (1982). «Срединно-океанические хребты: мелкомасштабные тектонические, вулканические и гидротермальные процессы в пределах пограничной зоны плит». Annual Review of Earth and Planetary Sciences . 10 (1): 155–190. Bibcode : 1982AREPS..10..155M. doi : 10.1146/annurev.ea.10.050182.001103.
  11. ^ Аргус, Дональд Ф.; Гордон, Ричард Г.; ДеМец, Чарльз (2010-04-01). «Геологически текущие движения плит». Geophysical Journal International . 181 (1): 1–80. Bibcode : 2010GeoJI.181....1D. doi : 10.1111/j.1365-246X.2009.04491.x . ISSN  0956-540X.
  12. ^ Уилсон, Дуглас С. (1996). «Самый быстрый известный спрединг на границе миоценовой Кокосово-Тихоокеанской плиты». Geophysical Research Letters . 23 (21): 3003–3006. Bibcode : 1996GeoRL..23.3003W. doi : 10.1029/96GL02893. ISSN  1944-8007.
  13. ^ ab Dick, Henry JB; Lin, Jian; Schouten, Hans (ноябрь 2003 г.). «Класс океанических хребтов с ультрамедленным спредингом». Nature . 426 (6965): 405–412. Bibcode :2003Natur.426..405D. doi :10.1038/nature02128. ISSN  1476-4687. PMID  14647373. S2CID  4376557.
  14. ^ Macdonald, Ken C.; Fox, PJ (1983). «Перекрывающиеся центры спрединга: новая геометрия аккреции на Восточно-Тихоокеанском поднятии». Nature . 302 (5903): 55–58. Bibcode :1983Natur.302...55M. doi :10.1038/302055a0. ISSN  1476-4687. S2CID  4358534.
  15. ^ Марджори Уилсон (1993). Магматический петрогенезис . Лондон: Chapman & Hall. ISBN 978-0-412-53310-5.
  16. ↑ Майкл, Питер; Чидл, Майкл (20 февраля 2009 г.). «Making a Crust». Science . 323 (5917): 1017–18. doi :10.1126/science.1169556. PMID  19229024. S2CID  43281390.
  17. ^ Хайндман, Дональд В. (1985). Петрология магматических и метаморфических пород (2-е изд.). McGraw-Hill. ISBN 978-0-07-031658-4.
  18. ^ Блатт, Харви и Роберт Трейси (1996). Петрология (2-е изд.). Freeman. ISBN 978-0-7167-2438-4.
  19. ^ Spiess, FN; Macdonald, KC; Atwater, T.; Ballard, R.; Carranza, A.; Cordoba, D.; Cox, C.; Garcia, VMD; Francheteau, J. (1980-03-28). «Восточно-Тихоокеанское поднятие: горячие источники и геофизические эксперименты». Science . 207 (4438): 1421–1433. Bibcode :1980Sci...207.1421S. doi :10.1126/science.207.4438.1421. ISSN  0036-8075. PMID  17779602. S2CID  28363398.
  20. ^ Мартин, Уильям; Баросс, Джон; Келли, Дебора; Рассел, Майкл Дж. (2008-11-01). «Гидротермальные источники и происхождение жизни». Nature Reviews Microbiology . 6 (11): 805–814. doi :10.1038/nrmicro1991. ISSN  1740-1526. PMID  18820700. S2CID  1709272.
  21. ^ Хекиниан, Р., ред. (1982-01-01), «Глава 2. Система океанических хребтов мира», Океанографическая серия издательства Elsevier , Петрология океанического дна, т. 33, Elsevier, стр. 51–139, doi :10.1016/S0422-9894(08)70944-9, ISBN 9780444419675, получено 2020-10-27
  22. ^ Ларсон, Р. Л., В. К. Питман, X. Головченко, С. Д. Кэнд, Дж. Ф. Дьюи, В. Ф. Хэксби и Дж. Л. Ла Брек, Геология коренных пород мира, WH Freeman, Нью-Йорк, 1985.
  23. ^ Мюллер, Р. Дитмар; Руст, Вальтер Р.; Ройер, Жан-Ив; Гахаган, Лиза М.; Склейтер, Джон Г. (1997-02-10). «Цифровые изохроны дна мирового океана». Журнал геофизических исследований: Solid Earth . 102 (B2): 3211–3214. Bibcode : 1997JGR...102.3211M. doi : 10.1029/96JB01781 .
  24. ^ ab Forsyth, D.; Uyeda, S. (1975-10-01). «Об относительной важности движущих сил движения плит». Geophysical Journal International . 43 (1): 163–200. Bibcode : 1975GeoJ...43..163F. doi : 10.1111/j.1365-246X.1975.tb00631.x . ISSN  0956-540X.
  25. ^ Теркотт, Дональд Лоусон; Шуберт, Джеральд (2002). Геодинамика (2-е изд.). Кембридж. С. 1–21. ISBN 0521661862. OCLC  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 движения Земли (на английском и русском языках), т. 18, стр. 559–606, doi :10.1144/TRANSGLAS.18.3.559, S2CID  122872384, Wikidata  Q61783012
  28. ^ Hess, HH (1962), «История океанических бассейнов», в Engel, AEJ; James, Harold L.; Leonard, BF (ред.), Petrologic Studies , Геологическое общество Америки, стр. 599–620, doi :10.1130/petrologic.1962.599, ISBN 9780813770161, получено 2019-09-11
  29. ^ Рихтер, Фрэнк М. (1973). «Динамические модели распространения морского дна». Обзоры геофизики . 11 (2): 223–287. Bibcode : 1973RvGSP..11..223R. doi : 10.1029/RG011i002p00223. ISSN  1944-9208.
  30. ^ Рихтер, Фрэнк М. (1973). «Конвекция и крупномасштабная циркуляция мантии». Журнал геофизических исследований . 78 (35): 8735–8745. Bibcode : 1973JGR....78.8735R. doi : 10.1029/JB078i035p08735. ISSN  2156-2202.
  31. ^ Колтис, Николас; Хассон, Лоран; Фаченна, Клаудио; Арнольд, Маелис (2019). «Что движет тектоническими плитами?». Science Advances . 5 (10): eaax4295. Bibcode : 2019SciA....5.4295C. doi : 10.1126/sciadv.aax4295. ISSN  2375-2548. PMC 6821462. PMID 31693727  . 
  32. ^ Питман, Уолтер К. (1978-09-01). «Связь между эвстазией и стратиграфическими последовательностями пассивных окраин». Бюллетень GSA . 89 (9): 1389–1403. Bibcode : 1978GSAB...89.1389P. doi : 10.1130/0016-7606(1978)89<1389:RBEASS>2.0.CO;2. ISSN  0016-7606.
  33. ^ Чёрч, JA; Грегори, JM (2001). Энциклопедия наук об океане. С. 2599–2604. doi :10.1006/rwos.2001.0268. ISBN 9780122274305. S2CID  129689280.
  34. ^ ab Miller, Kenneth G. (2009). «Изменение уровня моря за последние 250 миллионов лет». Энциклопедия палеоклиматологии и древних сред . Серия «Энциклопедия наук о Земле». Springer, Дордрехт. стр. 879–887. doi :10.1007/978-1-4020-4411-3_206. ISBN 978-1-4020-4551-6.
  35. ^ Muller, RD; Sdrolias, M.; Gaina, C.; Steinberger, B.; Heine, C. (2008-03-07). «Долгосрочные колебания уровня моря, вызванные динамикой океанического бассейна». Science . 319 (5868): 1357–1362. Bibcode :2008Sci...319.1357M. doi :10.1126/science.1151540. ISSN  0036-8075. PMID  18323446. S2CID  23334128.
  36. ^ Коминц, MA (2001). «Изменения уровня моря в течение геологического времени». Энциклопедия наук об океане. Сан-Диего: Academic Press. стр. 2605–2613. doi :10.1006/rwos.2001.0255. ISBN 9780122274305.
  37. ^ Стэнли, SM и Харди, LA, 1999. Гиперкальцификация: палеонтология связывает тектонику плит и геохимию с седиментологией. GSA today , 9 (2), стр. 1–7.
  38. ^ Lupton, J., 1998. Гидротермальные гелиевые струи в Тихом океане. Журнал геофизических исследований: Океаны , 103 (C8), стр.15853-15868.
  39. ^ ab Coggon, RM; Teagle, DAH; Smith-Duque, CE; Alt, JC; Cooper, MJ (2010-02-26). "Реконструкция прошлого Mg/Ca и Sr/Ca в морских водах из карбонатных кальциевых жил на флангах Срединно-океанического хребта". Science . 327 (5969): 1114–1117. Bibcode :2010Sci...327.1114C. doi :10.1126/science.1182252. ISSN  0036-8075. PMID  20133522. S2CID  22739139.
  40. ^ Морзе, Джон В.; Ван, Цивэй; Цио, Май Инь (1997). «Влияние температуры и соотношения Mg:Ca на осаждение CaCO3 из морской воды». Геология . 25 (1): 85. Bibcode : 1997Geo....25...85M. doi : 10.1130/0091-7613(1997)025<0085:IOTAMC>2.3.CO;2. ISSN  0091-7613.
  41. ^ ab Харди, Лоуренс; Стэнли, Стивен (февраль 1999 г.). «Гиперкальцификация: палеонтология связывает тектонику плит и геохимию с седиментологией» (PDF) . GSA Today . 9 (2): 1–7.
  42. ^ ab Ries, Justin B. (2004-11-01). "Влияние окружающего соотношения Mg/Ca на фракционирование Mg у известковых морских беспозвоночных: данные об океаническом соотношении Mg/Ca в течение фанерозоя". Geology . 32 (11): 981. Bibcode : 2004Geo....32..981R. doi : 10.1130/g20851.1. ISSN  0091-7613.
  43. ^ Сюй, Кеннет Дж. (2014-07-14). Challenger в море: корабль, который произвел революцию в науке о Земле . Принстон, Нью-Джерси. ISBN 9781400863020. OCLC  889252330.{{cite book}}: CS1 maint: отсутствует местоположение издателя ( ссылка )
  44. ^ Банч, Брайан Х. (2004). История науки и техники: путеводитель по великим открытиям, изобретениям и людям, которые их совершили, с начала времен до наших дней. Хеллеманс, Александр, 1946–. Бостон: Houghton Mifflin. ISBN 0618221239. OCLC  54024134.
  45. ^ Гутенберг, Б.; Рихтер, К. Ф. (1954). Сейсмичность Земли и связанные с ней явления . Princeton Univ. Press. стр. 309.
  46. ^ Шанд, С. Дж. (1949-01-01). «Породы Срединно-Атлантического хребта». Журнал геологии . 57 (1): 89–92. Bibcode : 1949JG.....57...89S. doi : 10.1086/625580. ISSN  0022-1376. S2CID  131014204.
  47. ↑ Day, A.; Bullard, EC (1961-12-01). «Поток тепла через дно Атлантического океана». Geophysical Journal International . 4 (Supplement_1): 282–292. Bibcode : 1961GeoJ....4..282B. doi : 10.1111/j.1365-246X.1961.tb06820.x . ISSN  0956-540X.
  48. ^ Якоби, У. Р. (январь 1981 г.). «Современные концепции динамики Земли, предвосхищенные Альфредом Вегенером в 1912 г.». Геология . 9 (1): 25–27. Bibcode :1981Geo.....9...25J. doi :10.1130/0091-7613(1981)9<25:MCOEDA>2.0.CO;2.
  49. ^ "раздвижка морского дна". National Geographic Society . 2015-06-08 . Получено 2017-04-14 .
  50. ^ ab Cogné, Jean-Pascal; Humler, Eric (2006). "Тенденции и ритмы в скорости генерации мирового морского дна: СКОРОСТЬ ГЕНЕРАЦИИ МОРСКОГО ДНА" (PDF) . Геохимия, геофизика, геосистемы . 7 (3): n/a. doi :10.1029/2005GC001148. S2CID  128900649.

Внешние ссылки

На Викискладе есть медиафайлы по теме Срединно-океанические хребты .