Распространение морского дна

Геологический процесс на срединно-океанических хребтах

Возраст океанической литосферы; самый молодой (светлый цвет) находится вдоль центров распространения

Спрединг морского дна , или распространение морского дна , — это процесс, который происходит на срединно-океанических хребтах , где новая океаническая кора формируется в результате вулканической активности , а затем постепенно отходит от хребта.

История обучения

Более ранние теории дрейфа континентов Альфреда Вегенера и Александра дю Туа постулировали, что движущиеся континенты «пропахивают» неподвижное и неподвижное морское дно. Идея о том, что морское дно само движется, а также увлекает за собой континенты, распространяясь от центральной оси разлома, была предложена Гарольдом Хаммондом Хессом из Принстонского университета и Робертом Дитцем из Лаборатории электроники ВМС США в Сан-Диего в 1960-х годах. ^{[1] [2]} Сегодня это явление известно как тектоника плит . В местах, где две плиты раздвигаются, на срединно-океанических хребтах, в ходе расширения морского дна постоянно формируется новое морское дно.

Значение

Спрединг морского дна помогает объяснить дрейф континентов в теории тектоники плит . Когда океанические плиты расходятся , напряжение растяжения вызывает трещины в литосфере . Движущей силой для спрединговых хребтов морского дна является притяжение плит тектонических плит в зонах субдукции , а не давление магмы, хотя на спрединговых хребтах обычно наблюдается значительная активность магмы. ^[3] Плиты, которые не погружаются, под действием силы тяжести скатываются с возвышенных срединно-океанических хребтов (процесс, называемый толканием хребтов ). ^[4] В центре распространения базальтовая магма поднимается вверх по разломам и охлаждается на дне океана, образуя новое морское дно . Гидротермальные источники распространены в центрах распространения. Более старые породы будут находиться дальше от зоны спрединга, тогда как более молодые породы будут найдены ближе к зоне спрединга.

Скорость расширения — это скорость, с которой океанский бассейн расширяется из-за расширения морского дна. (Скорость, с которой новая океаническая литосфера добавляется к каждой тектонической плите по обе стороны от срединно-океанического хребта, представляет собой половинную скорость расширения и равна половине скорости расширения). Скорость распространения определяет, является ли гребень быстрым, средним или медленным. Как правило, быстрые хребты имеют скорость расширения (раскрытия) более 90 мм/год. Промежуточные гребни имеют скорость спрединга 40–90 мм/год, тогда как медленноспрединговые гребни имеют скорость менее 40 мм/год. ^{[5] [6] [7] : 2} Самая высокая известная скорость составляла более 200 мм/год во время миоцена на Восточно-Тихоокеанском поднятии . ^[8]

В 1960-х годах прошлые записи геомагнитных инверсий магнитного поля Земли были замечены путем наблюдения «аномалий» магнитных полос на дне океана. ^{[9] [10]} Это приводит к появлению широко очевидных «полос», по которым можно сделать вывод о прошлой полярности магнитного поля на основе данных, собранных с помощью магнитометра, буксируемого на поверхности моря, или с самолета. Полосы на одной стороне срединно-океанического хребта были зеркальным отражением полос на другой стороне. Выявив разворот известного возраста и измерив расстояние этого разворота от центра распространения, можно вычислить половину скорости распространения.

магнитные полосы, образующиеся при расширении морского дна

В некоторых местах скорость распространения оказалась асимметричной; половинные ставки различаются по обе стороны гребня хребта примерно на пять процентов. ^{[11] [12]} Предполагается, что это связано с температурными градиентами в астеносфере из-за мантийных плюмов вблизи центра спрединга. ^[12]

Распространяющий центр

Спрединг морского дна происходит в центрах спрединга, расположенных вдоль гребней срединно-океанических хребтов. Центры спрединга заканчиваются трансформными разломами или перекрывающимися смещениями центров спрединга. Центр спрединга включает в себя сейсмически активную пограничную зону плиты шириной от нескольких километров до десятков километров, зону аккреции коры внутри пограничной зоны, где океанская кора является самой молодой, и мгновенную границу плиты - линию внутри зоны аккреции земной коры, разграничивающую две разделительные пластины. ^[13] Внутри зоны аккреции земной коры находится неовулканическая зона шириной 1–2 км, где происходит активный вулканизм. ^{[14] [15]}

Начинающееся распространение

Плиты в земной коре согласно теории тектоники плит .

В общем случае распространение морского дна начинается с разлома в континентальном массиве суши , аналогичного сегодняшней рифтовой системе Красного моря и Восточной Африки . ^[16] Процесс начинается с нагревания основания континентальной коры, в результате чего она становится более пластичной и менее плотной. Поскольку менее плотные объекты поднимаются относительно более плотных, нагреваемая область становится широким куполом (см. Изостазия ). По мере прогибания земной коры вверх возникают трещины, которые постепенно перерастают в рифты. Типичная рифтовая система состоит из трех рифтовых рукавов, расположенных под углом примерно 120 градусов. Эти области называются тройными перекрестками , и сегодня их можно найти в нескольких местах по всему миру. Отдельные окраины континентов эволюционируют , образуя пассивные окраины . Теория Гесса заключалась в том, что новое морское дно образуется, когда магма выталкивается вверх к поверхности срединно-океанического хребта.

Если распространение продолжится после начальной стадии, описанной выше, два рукава рифта откроются, а третий рукав перестанет открываться и станет «неудавшимся рифтом» или авлакогеном . Поскольку два активных рифта продолжают открываться, в конечном итоге континентальная кора истончается настолько, насколько она может растянуться. В этот момент между разделяющимися континентальными фрагментами начинает формироваться базальтовая океаническая кора и верхняя мантийная литосфера . Когда один из разломов открывается в существующий океан, рифтовая система затопляется морской водой и становится новым морем. Красное море является примером нового морского рукава. Считалось, что Восточно-Африканский рифт представляет собой разрушенный рукав, который открывался медленнее, чем два других рукава, но в 2005 году Эфиопский Афарский геофизический литосферный эксперимент ^[17] сообщил, что в регионе Афар в сентябре 2005 года открылась трещина длиной 60 км. шириной восемь метров. ^[18] В этот период первоначального наводнения новое море чувствительно к изменениям климата и эвстазии . В результате новое море испарится (частично или полностью) несколько раз, прежде чем высота рифтовой долины снизится до такой степени, что море станет стабильным. В этот период испарения в рифтовой долине образуются крупные отложения эвапоритов. В дальнейшем эти месторождения имеют потенциал стать покрышками углеводородов и представляют особый интерес для геологов -нефтяников .

Распространение морского дна может прекратиться во время этого процесса, но если оно продолжится до такой степени, что континент будет полностью разорван, тогда будет создан новый океанский бассейн . Красное море еще не полностью отделило Аравию от Африки, но аналогичную особенность можно обнаружить и на другой стороне вырвавшейся на свободу Африки. Южная Америка когда-то вписывалась в район дельты Нигера . Река Нигер образовалась в месте разлома тройного соединения . ^[19]

Продолжающееся распространение и субдукция

Распространение на срединно-океаническом хребте

По мере того как новое морское дно формируется и распространяется от срединно-океанического хребта, оно со временем медленно остывает. Таким образом, старое морское дно холоднее нового морского дна, а старые океанические бассейны глубже, чем новые океанические бассейны из-за изостазии. Если диаметр Земли остается относительно постоянным, несмотря на образование новой коры, должен существовать механизм, с помощью которого кора также разрушается. Разрушение океанической коры происходит в зонах субдукции, где океаническая кора затягивается либо под континентальную кору, либо под океаническую кору. Сегодня Атлантический бассейн активно расширяется в районе Срединно-Атлантического хребта . Лишь небольшая часть океанической коры, образовавшейся в Атлантике, подвергается субдукции. Однако плиты, составляющие Тихий океан, испытывают субдукцию вдоль многих своих границ, что вызывает вулканическую активность в так называемом огненном кольце Тихого океана. В Тихом океане также находится один из самых активных в мире центров распространения (Восточно-Тихоокеанское поднятие) со скоростью распространения до 145 ± 4 мм / год между Тихим океаном и плитами Наска . ^[20] Срединно-Атлантический хребет представляет собой центр медленного расширения, а Восточно-Тихоокеанское поднятие является примером быстрого распространения. Центры спрединга при медленных и средних скоростях демонстрируют рифтовую долину, тогда как при высоких скоростях в зоне аккреции коры обнаруживается осевой выступ. ^[6] Различия в скорости распространения влияют не только на геометрию хребтов, но и на геохимию образующихся базальтов. ^[21]

Поскольку новые океанические бассейны мельче старых, общая емкость бассейнов мирового океана уменьшается во время активного расширения морского дна. Во время открытия Атлантического океана уровень моря был настолько высок, что через Северную Америку от Мексиканского залива до Северного Ледовитого океана образовался Западный внутренний морской путь .

Дискуссия и поиск механизма

На Срединно-Атлантическом хребте (и в других срединно-океанических хребтах) материал из верхней мантии поднимается через разломы между океаническими плитами, образуя новую кору по мере удаления плит друг от друга - явление, впервые наблюдаемое как дрейф континентов. Когда Альфред Вегенер впервые представил гипотезу дрейфа континентов в 1912 году, он предположил, что континенты прорываются через океанскую кору. Это было невозможно: океаническая кора одновременно более плотная и жесткая, чем континентальная. Соответственно, теория Вегенера не была воспринята всерьез, особенно в Соединенных Штатах.

Сначала считалось, что движущей силой распространения являются конвекционные течения в мантии. ^[22] С тех пор было показано, что движение континентов связано с расширением морского дна согласно теории тектоники плит, которая обусловлена ​​конвекцией, включающей и саму кору. ^[4]

Движущей силой расширения морского дна в плитах с активными краями является вес холодных, плотных, погружающихся плит, которые тянут их вперед, или притяжение плит. Магматизм на хребте считается пассивным апвеллингом, вызванным растягиванием плит под тяжестью собственных плит. ^{[4] [23]} Это можно рассматривать как аналог коврика на столе с небольшим трением: когда часть коврика отрывается от стола, его вес тянет за собой остальную часть коврика. Однако сам Срединно-Атлантический хребет не окаймлен плитами, втягивающимися в зоны субдукции, за исключением незначительной субдукции на Малых Антильских островах и дуге Скотия . В этом случае плиты раздвигаются по мантийному апвеллингу в процессе отталкивания хребта. ^[4]

Глобальная топография морского дна: модели охлаждения

Глубина морского дна (или высота места на срединно-океаническом хребте над уровнем основания) тесно коррелирует с его возрастом (возрастом литосферы, в которой измеряется глубина). Зависимость возраста от глубины можно смоделировать охлаждением литосферной плиты ^{[24] [25] [26] [27]} или мантийного полупространства в областях без значительной субдукции . ^[28]

Модель охлаждающего колпака

В модели мантийного полупространства ^[28] высота морского дна определяется океанической литосферой и температурой мантии из-за теплового расширения. Простой результат заключается в том, что высота хребта или глубина океана пропорциональна квадратному корню из его возраста. ^[28] Океаническая литосфера непрерывно формируется с постоянной скоростью на срединно-океанических хребтах . Исток литосферы имеет полуплоскую форму ( x = 0, z < 0) и постоянную температуру Т ₁ . Из-за своего непрерывного создания литосфера при x > 0 удаляется от хребта с постоянной скоростью v , которая считается большой по сравнению с другими типичными масштабами задачи. Температура на верхней границе литосферы ( z = 0) является постоянной величиной T ₀ = 0. Таким образом, при x = 0 температура является ступенчатой ​​функцией Хевисайда . Предполагается, что система находится в квазистационарном состоянии , так что распределение температуры постоянно во времени, т.е. ${\displaystyle T_{1}\cdot \Theta (-z)}$ ${\displaystyle T=T(x,z).}$

Путем расчета в системе отсчета движущейся литосферы (скорость v ), которая имеет пространственную координату и уравнение теплопроводности : ${\displaystyle x'=x-vt,}$ ${\displaystyle T=T(x',z,t).}$

${\displaystyle {\frac {\partial T}{\partial t}}=\kappa \nabla ^{2}T=\kappa {\frac {\partial ^{2}T}{\partial ^{2}z}}+\kappa {\frac {\partial ^{2}T}{\partial ^{2}x'}}}$

где – температуропроводность мантийной литосферы. ${\displaystyle \kappa }$

Поскольку T зависит от x' и t только через комбинацию : ${\displaystyle x=x'+vt,}$

${\displaystyle {\frac {\partial T}{\partial x'}}={\frac {1}{v}}\cdot {\frac {\partial T}{\partial t}}}$

Таким образом:

${\displaystyle {\frac {\partial T}{\partial t}}=\kappa \nabla ^{2}T=\kappa {\frac {\partial ^{2}T}{\partial ^{2}z}}+{\frac {\kappa }{v^{2}}}{\frac {\partial ^{2}T}{\partial ^{2}t}}}$

Предполагается, что оно велико по сравнению с другими масштабами задачи; поэтому последний член в уравнении пренебрегается, что дает одномерное уравнение диффузии: ${\displaystyle v}$

${\displaystyle {\frac {\partial T}{\partial t}}=\kappa {\frac {\partial ^{2}T}{\partial ^{2}z}}}$

с начальными условиями

${\displaystyle T(t=0)=T_{1}\cdot \Theta (-z).}$

Решение для дается функцией ошибки : ${\displaystyle z\leq 0}$

${\displaystyle T(x',z,t)=T_{1}\cdot \operatorname {erf} \left({\frac {z}{2{\sqrt {\kappa t}}}}\right)}$.

Из-за большой скорости зависимость температуры от горизонтального направления незначительна, и высоту в момент времени t (т. е. морского дна возраста t ) можно рассчитать путем интегрирования теплового расширения по z :

${\displaystyle h(t)=h_{0}+\alpha _{\mathrm {eff} }\int _{0}^{\infty }[T(z)-T_{1}]dz=h_{0}-{\frac {2}{\sqrt {\pi }}}\alpha _{\mathrm {eff} }T_{1}{\sqrt {\kappa t}}}$

где – эффективный коэффициент объемного теплового расширения , а h ₀ – высота срединно-океанического хребта (по сравнению с некоторыми справочниками). ${\displaystyle \alpha _{\mathrm {eff} }}$

Предположение о том, что v относительно велико, эквивалентно предположению о том, что температуропроводность мала по сравнению с , где L — ширина океана (от срединно-океанических хребтов до континентального шельфа ), а A — возраст океанского бассейна. ${\displaystyle \kappa }$ ${\displaystyle L^{2}/A}$

Эффективный коэффициент теплового расширения отличается от обычного коэффициента теплового расширения из-за изостатического эффекта изменения высоты столба воды над литосферой по мере ее расширения или сжатия. Оба коэффициента связаны соотношением: ${\displaystyle \alpha _{\mathrm {eff} }}$ ${\displaystyle \alpha }$

${\displaystyle \alpha _{\mathrm {eff} }=\alpha \cdot {\frac {\rho }{\rho -\rho _{w}}}}$

где – плотность породы, – плотность воды. ${\displaystyle \rho \sim 3.3\ \mathrm {g} \cdot \mathrm {cm} ^{-3}}$ ${\displaystyle \rho _{0}=1\ \mathrm {g} \cdot \mathrm {cm} ^{-3}}$

Подставив параметры их приблизительными оценками:

${\displaystyle {\begin{aligned}\kappa &\sim 8\cdot 10^{-7}\ \mathrm {m} ^{2}\cdot \mathrm {s} ^{-1}\\\alpha &\sim 4\cdot 10^{-5}\ {}^{\circ }\mathrm {C} ^{-1}\\T_{1}&\sim 1220\ {}^{\circ }\mathrm {C} &&{\text{for the Atlantic and Indian oceans}}\\T_{1}&\sim 1120\ {}^{\circ }\mathrm {C} &&{\text{for the eastern Pacific}}\end{aligned}}}$

у нас есть: ^[28]

${\displaystyle h(t)\sim {\begin{cases}h_{0}-390{\sqrt {t}}&{\text{for the Atlantic and Indian oceans}}\\h_{0}-350{\sqrt {t}}&{\text{for the eastern Pacific}}\end{cases}}}$

где высота в метрах, а время в миллионах лет. Чтобы получить зависимость от x , необходимо подставить t = x / v ~ Ax / L , где L — расстояние от хребта до континентального шельфа (примерно половина ширины океана), а A — возраст океанского бассейна.

Интерес представляет не высота дна океана над базовым или эталонным уровнем , а глубина океана . Потому что (при измерении с поверхности океана) мы можем обнаружить, что: ${\displaystyle h(t)}$ ${\displaystyle h_{b}}$ ${\displaystyle d(t)}$ ${\displaystyle d(t)+h(t)=h_{b}}$ ${\displaystyle h_{b}}$

${\displaystyle d(t)=h_{b}-h_{0}+350{\sqrt {t}}}$; например, для восточной части Тихого океана, где глубина на гребне хребта обычно составляет 2600 м. ${\displaystyle h_{b}-h_{0}}$

Модель охлаждающей пластины

Глубина, предсказанная квадратным корнем из возраста морского дна, полученным выше, слишком велика для морского дна старше 80 миллионов лет. ^[27] Глубину лучше объяснить с помощью модели остывающей литосферной плиты, а не модели остывающего мантийного полупространства. ^[27] Пластина имеет постоянную температуру у основания и расширяющегося края. Анализ зависимости глубины от возраста и глубины от квадратного корня из данных о возрасте позволил Парсонсу и Склейтеру ^[27] оценить параметры модели (для северной части Тихого океана):

~125 км для толщины литосферы

${\displaystyle T_{1}\thicksim 1350\ {}^{\circ }\mathrm {C} }$у основания и молодого края пластинки

${\displaystyle \alpha \thicksim 3.2\cdot 10^{-5}\ {}^{\circ }\mathrm {C} ^{-1}}$

Если предположить, что изостатическое равновесие повсюду под охлаждающей пластиной дает пересмотренное соотношение возраста и глубины для более древнего морского дна, которое примерно верно для возраста всего в 20 миллионов лет:

${\displaystyle d(t)=6400-3200\exp {\bigl (}-t/62.8{\bigr )}}$метры

Таким образом, более древнее морское дно углубляется медленнее, чем более молодое, и фактически его можно считать почти постоянным на глубине ~6400 м. Парсонс и Склейтер пришли к выводу, что некий тип мантийной конвекции должен повсеместно распространять тепло к основанию плиты, чтобы предотвратить охлаждение ниже 125 км и сжатие литосферы (углубление морского дна) в более старом возрасте. ^[27] Их модель плит также позволила выразить выражение для кондуктивного теплового потока q(t) со дна океана, который примерно постоянен на протяжении более 120 миллионов лет: ${\displaystyle 1\cdot 10^{-6}\mathrm {cal} \,\mathrm {cm} ^{-2}\mathrm {sec} ^{-1}}$

${\displaystyle q(t)=11.3/{\sqrt {t}}}$

Смотрите также

• Расходящаяся граница  - линейная особенность, существующая между двумя тектоническими плитами, удаляющимися друг от друга.
• Гипотеза Вайна-Мэттьюза-Морли  - первое ключевое научное испытание теории распространения морского дна, дрейфа континентов и тектоники плит.
• DSV ALVIN — исследовательский подводный аппарат, исследовавший центры спрединга в Атлантическом ( проект FAMOUS ) и Тихом океанах ( проект RISE ).

Рекомендации

1. Гесс, HH (ноябрь 1962 г.). «История океанических бассейнов» (PDF) . В AEJ Энгель; Гарольд Л. Джеймс; Б. Ф. Леонард (ред.). Петрологические исследования: том в честь А.Ф. Баддингтона . Боулдер, Колорадо: Геологическое общество Америки. стр. 599–620.
2. Дитц, Роберт С. (1961). «Эволюция континента и океанского бассейна путем расширения морского дна». Природа . 190 (4779): 854–857. Бибкод : 1961Natur.190..854D. дои : 10.1038/190854a0. ISSN  0028-0836. S2CID  4288496.
3. Тан, Йен Джо; Толстой, Майя ; Вальдхаузер, Феликс; Уилкок, Уильям С.Д. (2016). «Динамика эпизода расширения морского дна на Восточно-Тихоокеанском поднятии». Природа . 540 (7632): 261–265. Бибкод : 2016Natur.540..261T. дои : 10.1038/nature20116. PMID  27842380. S2CID  205251567.
4. Форсайт, Дональд; Уеда, Сейя (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.
5. 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
6. Макдональд, KC (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.
7. Сирл, Роджер (2013). Срединно-океанические хребты . Нью-Йорк: Кембридж. ISBN 9781107017528. ОКЛК  842323181.
8. Уилсон, Дуглас С. (15 октября 1996 г.). «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.
9. 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. S2CID  4296143.
10. 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.
11. Вайссель, Джеффри К.; Хейс, Деннис Э. (1971). «Асимметричное морское дно, распространяющееся к югу от Австралии». Природа . 231 (5304): 518–522. Бибкод : 1971Natur.231..518W. дои : 10.1038/231518a0. ISSN  1476-4687. S2CID  4171566.
12. Мюллер, Р. Дитмар; Сдролиас, Мария; Гайна, Кармен; Руст, Уолтер Р. (2008). «Возраст, скорость распространения и асимметрия распространения коры мирового океана: ЦИФРОВЫЕ МОДЕЛИ МИРОВОЙ ОКЕАНСКОЙ КОРЫ». Геохимия, геофизика, геосистемы . 9 (4): н/д. Бибкод : 2008GGG.....9.4006M. дои : 10.1029/2007GC001743 . S2CID  15960331.
13. Луендык, Брюс П.; Макдональд, Кен К. (1 июня 1976 г.). «Термины и понятия центра распространения». Геология . 4 (6): 369. Бибкод : 1976Geo.....4..369L. doi :10.1130/0091-7613(1976)4<369:sctac>2.0.co;2. ISSN  0091-7613.
14. Деньер, Марк; Куртильо, Винсент; Байер, Роджер; Таппонье, Поль (1975). «Модель эволюции осевой зоны срединно-океанических хребтов, предложенная исландской тектоникой». Письма о Земле и планетологии . 26 (2): 222–232. Бибкод : 1975E&PSL..26..222D. дои : 10.1016/0012-821x(75)90089-8.
15. МакКлинтон, Дж. Тимоти; Уайт, Скотт М. (01 марта 2015 г.). «Размещение полей подводных потоков лавы: геоморфологическая модель извержения Ниньос в Галапагосском центре распространения». Геохимия, геофизика, геосистемы . 16 (3): 899–911. Бибкод : 2015GGG....16..899M. дои : 10.1002/2014gc005632 . ISSN  1525-2027.
16. Макрис, Дж.; Гинзбург, А. (15 сентября 1987 г.). «Осадочные бассейны в Мертвом море и других рифтовых зонах. Впадина Афар: переход между континентальным рифтингом и распространением морского дна». Тектонофизика . 141 (1): 199–214. Бибкод : 1987Tectp.141..199M. дои : 10.1016/0040-1951(87)90186-7. S2CID  129438029.
17. Бастоу, Ян Д.; Кейр, Дерек; Дейли, Ева (1 июня 2011 г.). Геонаучный литосферный эксперимент Эфиопия-Афар (EAGLE): исследование перехода от континентального рифта к зарождающемуся расширению морского дна . Специальные статьи Геологического общества Америки. Том. 478. стр. 51–76. дои : 10.1130/2011.2478(04). hdl : 2158/1110145. ISBN 978-0-8137-2478-2. ISSN  0072-1077. {{cite book}}: |journal=игнорируется ( помощь )
18. Грандин, Р.; Соке, А.; Бине, Р.; Клингер, Ю.; Жак, Э.; Шабалье, Ж.-Б. де; Кинг, GCP; Лассер, К.; Тейт, С. (1 августа 2009 г.). «Разлом Манда Хараро-Даббаху, сентябрь 2005 г., Афар (Эфиопия): ограничения предоставлены геодезическими данными» (PDF) . Журнал геофизических исследований . 114 (Б8): B08404. Бибкод : 2009JGRB..114.8404G. дои : 10.1029/2008jb005843 . hdl : 10220/8648. ISSN  2156-2202.
19. Берк, К. (1 мая 1977 г.). «Авлакогены и распад континентов». Ежегодный обзор наук о Земле и планетах . 5 (1): 371–396. Бибкод : 1977AREPS...5..371B. doi : 10.1146/annurev.ea.05.050177.002103. ISSN  0084-6597.
20. ДеМец, Чарльз; Гордон, Ричард Г.; Аргус, Дональд Ф. (2010). «Геологически текущие движения плит». Международный геофизический журнал . 181 (1): 52. Бибкод : 2010GeoJI.181....1D. дои : 10.1111/j.1365-246X.2009.04491.x .
21. Бхагват, С.Б. (2009). Фонд геологии Том 1. Издательство Global Vision. п. 83. ИСБН 9788182202764.
22. Эльзассер, Уолтер М. (10 февраля 1971). «Распространение морского дна как тепловая конвекция». Журнал геофизических исследований . 76 (5): 1101–1112. Бибкод : 1971JGR....76.1101E. дои : 10.1029/JB076i005p01101.
23. Патриат, Филипп; Ачаче, Хосе (1984). «Хронология столкновений Индии и Евразии имеет значение для сокращения земной коры и механизма движения плит». Природа . 311 (5987): 615. Бибкод : 1984Natur.311..615P. дои : 10.1038/311615a0. S2CID  4315858.
24. Маккензи, Дэн П. (15 декабря 1967). «Некоторые замечания о тепловом потоке и гравитационных аномалиях». Журнал геофизических исследований . 72 (24): 6261–6273. Бибкод : 1967JGR....72.6261M. дои : 10.1029/JZ072i024p06261.
25. Склетер, Дж.Г.; Франшето, Дж. (1 сентября 1970 г.). «Значение наблюдений за земными тепловыми потоками для современных тектонических и геохимических моделей земной коры и верхней мантии». Международный геофизический журнал . 20 (5): 509–542. Бибкод : 1970GeoJ...20..509S. дои : 10.1111/j.1365-246X.1970.tb06089.x . ISSN  0956-540X.
26. 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.
27. 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.
28. Дэвис, EE; 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.

Внешние ссылки

• Анимация срединно-океанического хребта