Распространение морского дна

Геологический процесс в срединно-океанических хребтах

Возраст океанической литосферы; самая молодая (светлый цвет) расположена вдоль центров спрединга.

Расширение морского дна , или спрединг морского дна , представляет собой процесс, происходящий в срединно-океанических хребтах , где новая океаническая кора формируется в результате вулканической активности , а затем постепенно отходит от хребта.

История изучения

Более ранние теории континентального дрейфа Альфреда Вегенера и Александра дю Туа постулировали, что движущиеся континенты «пропахивают» неподвижное морское дно. Идея о том, что само морское дно движется и также увлекает за собой континенты, поскольку оно расширяется от центральной оси рифта, была предложена Гарольдом Хаммондом Гессом из Принстонского университета и Робертом Дицем из Военно-морской электронной лаборатории США в Сан-Диего в 1960-х годах. ^{[1] [2]} Сегодня это явление известно как тектоника плит . В местах, где две плиты расходятся, в срединно-океанических хребтах, новое морское дно непрерывно формируется во время расширения морского дна.

Значение

Распространение морского дна помогает объяснить континентальный дрейф в теории тектоники плит . Когда океанические плиты расходятся , растягивающее напряжение вызывает возникновение трещин в литосфере . Движущей силой для распространения хребтов морского дна является натяжение тектонических плит в зонах субдукции , а не давление магмы, хотя обычно наблюдается значительная активность магмы в распространяющихся хребтах. ^[3] Плиты, которые не подвергаются субдукции, приводятся в движение гравитацией, соскальзывая с приподнятых срединно-океанических хребтов, процесс называется толчком хребта . ^[4] В центре распространения базальтовая магма поднимается по трещинам и охлаждается на дне океана, образуя новое морское дно . Гидротермальные источники обычны в центрах распространения. Более старые породы будут обнаружены дальше от зоны распространения, в то время как более молодые породы будут обнаружены ближе к зоне распространения.

Скорость спрединга — это скорость, с которой океанический 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, является половинной скоростью спрединга и равна половине скорости спрединга). Скорость спрединга определяет, является ли хребет быстрым, промежуточным или медленным. Как правило, быстрые хребты имеют скорость спрединга (раскрытия) более 90 мм/год. Промежуточные хребты имеют скорость спрединга 40–90 мм/год, в то время как медленные спрединговые хребты имеют скорость менее 40 мм/год. ^{[5] [6] [7] : 2} Самая высокая известная скорость была 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 за магнитными полосами «аномалий» на дне океана. ^{[9] [10]} Это приводит к появлению в целом очевидных «полос», из которых можно вывести прошлую полярность магнитного поля на основе данных, собранных с помощью магнитометра, буксируемого по поверхности моря или с самолета. Полосы на одной стороне срединно-океанического хребта были зеркальным отражением полос на другой стороне. Определив инверсию с известным возрастом и измерив расстояние этой инверсии от центра спрединга, можно было вычислить половинную скорость спрединга.

магнитные полосы, образовавшиеся в процессе расширения морского дна

В некоторых местах скорости спрединга оказались асимметричными; половинные скорости различаются на каждой стороне гребня хребта примерно на пять процентов. ^{[11] [12]} Считается, что это связано с температурными градиентами в астеносфере от мантийных плюмов вблизи центра спрединга. ^[12]

Центр распространения

Распространение морского дна происходит в центрах распространения, распределенных вдоль гребней срединно-океанических хребтов. Центры распространения заканчиваются трансформными разломами или перекрывающимися смещениями центров распространения . Центр распространения включает сейсмически активную зону границы плиты шириной от нескольких километров до десятков километров, зону аккреции коры внутри зоны границы, где океаническая кора самая молодая, и мгновенную границу плиты - линию внутри зоны аккреции коры, разграничивающую две разделяющие плиты. ^[13] Внутри зоны аккреции коры находится неовулканическая зона шириной 1-2 км, где происходит активный вулканизм. ^{[14] [15]}

Начальное распространение

Плиты в земной коре, согласно теории тектоники плит

В общем случае расширение морского дна начинается как разлом в континентальном массиве суши , похожий на рифтовую систему Красное море - Восточная Африка сегодня. ^[16] Процесс начинается с нагревания основания континентальной коры, что заставляет ее становиться более пластичной и менее плотной. Поскольку менее плотные объекты поднимаются по отношению к более плотным объектам, нагреваемая область становится широким куполом (см. изостазия ). По мере того, как кора изгибается вверх, возникают трещины, которые постепенно перерастают в разломы. Типичная рифтовая система состоит из трех рифтовых рукавов под углом примерно 120 градусов. Эти области называются тройными соединениями и сегодня их можно найти в нескольких местах по всему миру. Разделенные края континентов эволюционируют , образуя пассивные края . Теория Гесса заключалась в том, что новое морское дно образуется, когда магма выталкивается вверх к поверхности на срединно-океаническом хребте.

Если спрединг продолжится после начальной стадии, описанной выше, два из рифтовых рукавов откроются, в то время как 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 базальтовая океаническая кора и верхняя мантийная литосфера начинают формироваться между разделяющимися континентальными фрагментами. Когда один из рифтов открывается в существующий океан, рифтовая система затапливается морской водой и становится новым морем. Красное море является примером нового рукава моря. Считалось, что Восточно-Африканский рифт был неудавшимся рукавом, 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 60-километровая трещина шириной восемь метров. ^[18] В этот период первоначального затопления новое море чувствительно к изменениям климата и эвстазии . В результате новое море испарится (частично или полностью) несколько раз, прежде чем высота рифтовой долины опустится до точки, когда море станет стабильным. В этот период испарения в рифтовой долине будут созданы большие отложения эвапорита. Позже эти отложения имеют потенциал стать углеводородными уплотнениями и представляют особый интерес для геологов- нефтяников .

Расширение морского дна может остановиться в ходе процесса, но если оно продолжится до такой степени, что континент будет полностью отделен, то образуется новый океанический бассейн . Красное море еще не полностью отделило Аравию от Африки, но похожую особенность можно найти на другой стороне Африки, которая полностью освободилась. Южная Америка когда-то вписывалась в область дельты Нигера . Река Нигер образовалась в неудавшемся рифтовом рукаве тройного соединения . ^[19]

Продолжение спрединга и субдукции

Распространение на срединно-океаническом хребте

По мере того, как новое морское дно формируется и расходится от срединно-океанического хребта, оно медленно охлаждается с течением времени. Следовательно, более старое морское дно холоднее нового морского дна, а более старые океанические бассейны глубже новых океанических бассейнов из-за изостазии. Если диаметр Земли остается относительно постоянным, несмотря на образование новой коры, должен существовать механизм, посредством которого кора также разрушается. Разрушение океанической коры происходит в зонах субдукции, где океаническая кора загоняется либо под континентальную, либо под океаническую кору. Сегодня Атлантический бассейн активно расширяется в районе Срединно-Атлантического хребта . Только небольшая часть океанической коры, образованной в Атлантике, подвергается субдукции. Однако плиты, составляющие Тихий океан, испытывают субдукцию вдоль многих своих границ, что вызывает вулканическую активность в том, что было названо Огненным кольцом Тихого океана. В Тихом океане также находится один из самых активных в мире центров спрединга (Восточно-Тихоокеанское поднятие) со скоростью спрединга до 145 ± 4 мм/год между Тихоокеанской и Наской плитами . ^[20] Срединно-Атлантический хребет является медленно спрединговым центром, в то время как Восточно-Тихоокеанское поднятие является примером быстрого спрединга. Центры спрединга при медленных и средних скоростях демонстрируют рифтовую долину, в то время как при быстрых скоростях осевой подъем обнаруживается в зоне аккреции земной коры. ^[6] Различия в скоростях спрединга влияют не только на геометрию хребтов, но и на геохимию образующихся базальтов. ^[21]

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

Дебаты и поиски механизма

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

Сначала предполагалось, что движущей силой спрединга являются конвекционные потоки в мантии. ^[22] С тех пор было показано, что движение континентов связано с расширением морского дна теорией тектоники плит, которая обусловлена ​​конвекцией, включающей в себя и саму кору. ^[4]

Движущей силой расширения морского дна в плитах с активными границами является вес холодных, плотных, субдуцирующих плит, которые тянут их за собой, или тяга плит. Магматизм на хребте считается пассивным апвеллингом, который вызван тем, что плиты разрываются под тяжестью своих собственных плит. ^{[4] [23]} Это можно рассматривать как аналог ковра на столе с небольшим трением: когда часть ковра отрывается от стола, его вес тянет остальную часть ковра вниз вместе с ним. Однако сам Срединно-Атлантический хребет не граничит с плитами, которые втягиваются в зоны субдукции, за исключением незначительной субдукции на Малых Антильских островах и дуге Скотия . В этом случае плиты раздвигаются по мантийному апвеллингу в процессе толчка хребта. ^[4]

Глобальная топография морского дна: модели охлаждения

Глубина морского дна (или высота местоположения на срединно-океаническом хребте над базовым уровнем) тесно коррелирует с его возрастом (возрастом литосферы, где измеряется глубина). Соотношение возраста и глубины можно смоделировать путем охлаждения литосферной плиты ^{[24] [25] [26] [27]} или мантийного полупространства в областях без значительной субдукции . ^[28]

Модель охлаждающей оболочки

В модели полупространства мантии ^[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 пропорциональны квадратному корню из его возраста. ^[28] Океаническая литосфера непрерывно формируется с постоянной скоростью в срединно-океанических хребтах . Источник литосферы имеет форму полуплоскости ( x = 0, z < 0) и постоянную температуру T ₁ . Из-за своего непрерывного создания литосфера при x > 0 удаляется от хребта с постоянной скоростью v , которая предполагается большой по сравнению с другими типичными масштабами в задаче. Температура на верхней границе литосферы ( z = 0) является постоянной 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. ${\displaystyle T_{1}\cdot \Theta (-z)}$ ${\displaystyle T=T(x,z).}$

При расчете в системе отсчета движущейся литосферы (скорость v ), имеющей пространственную координату , уравнение теплопроводности имеет вид: ${\displaystyle x'=x-vt,}$ ${\displaystyle T=T(x',z,t).}$

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

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

Так как 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 является большим по сравнению с другими масштабами в задаче; 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 возрастом t ) можно рассчитать, проинтегрировав тепловое расширение 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 объемный коэффициент теплового расширения , а h ₀ — высота срединно-океанического хребта (по сравнению с некоторым эталоном). ${\displaystyle \alpha _{\mathrm {eff} }}$

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 океанического 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 при ее расширении или сокращении. Оба коэффициента связаны соотношением: ${\displaystyle \alpha _{\mathrm {eff} }}$ ${\displaystyle \alpha }$

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

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

Заменив параметры их грубыми оценками:

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

дает: ^[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 , нужно подставить t = x / v ~ Ax / L , где L — расстояние от хребта до континентального шельфа (примерно половина ширины океана), а A — возраст океанического бассейна.

Интерес представляет глубина океана, а не высота дна океана над базой или уровнем отсчета . Поскольку (при измерении от поверхности океана): ${\displaystyle h(t)}$ ${\displaystyle h_{b}}$ ${\displaystyle d(t)}$ ${\displaystyle d(t)+h(t)=h_{b}}$ ${\displaystyle h_{b}}$

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

Модель охлаждающей пластины

Глубина, предсказанная квадратным корнем возраста морского дна, полученным выше, слишком велика для морского дна старше 80 миллионов лет. ^[27] Глубина лучше объясняется моделью остывающей литосферной плиты, а не остывающим полупространством мантии. ^[27] Плита имеет постоянную температуру у своего основания и спредингового края. Анализ данных глубины в зависимости от возраста и глубины в зависимости от квадратного корня возраста 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 пластины

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

Предполагая, что под охлаждающей плитой повсюду существует изостатическое равновесие, получаем пересмотренное соотношение возраста и глубины для более древнего морского дна, которое приблизительно верно для возрастов вплоть до 20 миллионов лет:

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

Таким образом, более старое морское дно углубляется медленнее, чем более молодое, и фактически может считаться почти постоянным на глубине ~6400 м. Парсонс и Склейтер пришли к выводу, что некий тип мантийной конвекции должен подавать тепло к основанию плиты повсюду, чтобы предотвратить охлаждение ниже 125 км и сокращение литосферы (углубление морского дна) в более позднем возрасте. ^[27] Их модель плиты также позволила получить выражение для кондуктивного потока тепла, q(t), со дна океана, который приблизительно постоянен 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 структура, существующая между двумя тектоническими плитами, которые удаляются друг от друга.
• Гипотеза Вайна–Мэтьюза–Морли  – Концепция в тектонике плит
• DSV ALVIN — исследовательский подводный аппарат, исследовавший центры спрединга в Атлантическом ( проект FAMOUS ) и Тихом океанах ( проект RISE ).

Ссылки

1. Hess, HH (ноябрь 1962 г.). «История океанических бассейнов» (PDF) . В AEJ Engel; Harold L. James; BF Leonard (ред.). Петрологические исследования: том в честь AF Buddington . Боулдер, Колорадо: Геологическое общество Америки. стр. 599–620.
2. Dietz, Robert S. (1961). «Эволюция континентов и океанических бассейнов путем расширения морского дна». Nature . 190 (4779): 854–857. Bibcode :1961Natur.190..854D. doi :10.1038/190854a0. ISSN  0028-0836. S2CID  4288496.
3. Тан, Йен Джо; Толстой, Майя ; Вальдхаузер, Феликс; Уилкок, Уильям SD (2016). «Динамика эпизода расширения морского дна на Восточно-Тихоокеанском поднятии». Nature . 540 (7632): 261–265. Bibcode : 2016Natur.540..261T. doi : 10.1038/nature20116. PMID  27842380. S2CID  205251567.
4. Форсайт, Дональд; Уеда, Сейя (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.
5. 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
6. 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.
7. Searle, Roger (2013). Срединно-океанические хребты . Нью-Йорк: Кембридж. ISBN 9781107017528. OCLC  842323181.
8. Уилсон, Дуглас С. (1996-10-15). "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.
9. Vine, FJ; Matthews, DH (1963). «Магнитные аномалии над океаническими хребтами». Nature . 199 (4897): 947–949. Bibcode :1963Natur.199..947V. doi :10.1038/199947a0. S2CID  4296143.
10. 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.
11. Weissel, Jeffrey K.; Hayes, Dennis E. (1971). «Асимметричное расширение морского дна к югу от Австралии». Nature . 231 (5304): 518–522. Bibcode :1971Natur.231..518W. doi :10.1038/231518a0. ISSN  1476-4687. S2CID  4171566.
12. Мюллер, Р. Дитмар; Сдролиас, Мария; Гайна, Кармен; Руст, Вальтер Р. (2008). "Возраст, скорости спрединга и асимметрия спрединга коры мирового океана: ЦИФРОВЫЕ МОДЕЛИ КОРЫ МИРОВОГО ОКЕАНА". Геохимия, геофизика, геосистемы . 9 (4): н/д. Bibcode :2008GGG.....9.4006M. doi : 10.1029/2007GC001743 . S2CID  15960331.
13. Луендык, Брюс П.; Макдональд, Кен К. (1976-06-01). "Термины и концепции центра распространения". Геология . 4 (6): 369. Bibcode :1976Geo.....4..369L. doi :10.1130/0091-7613(1976)4<369:sctac>2.0.co;2. ISSN  0091-7613.
14. Daignieres, Marc; Courtillot, Vincent; Bayer, Roger; Tapponnier, Paul (1975). «Модель эволюции осевой зоны срединно-океанических хребтов, предложенная исландской тектоникой». Earth and Planetary Science Letters . 26 (2): 222–232. Bibcode : 1975E&PSL..26..222D. doi : 10.1016/0012-821x(75)90089-8.
15. МакКлинтон, Дж. Тимоти; Уайт, Скотт М. (2015-03-01). «Размещение полей подводных лавовых потоков: геоморфологическая модель извержения Ниньос в Галапагосском центре распространения». Геохимия, геофизика, геосистемы . 16 (3): 899–911. Bibcode : 2015GGG....16..899M. doi : 10.1002/2014gc005632 . ISSN  1525-2027.
16. Макрис, Дж.; Гинзбург, А. (1987-09-15). «Осадочные бассейны в пределах Мертвого моря и других рифтовых зон. Впадина Афар: переход между континентальным рифтогенезом и спредингом морского дна». Тектонофизика . 141 (1): 199–214. Bibcode : 1987Tectp.141..199M. doi : 10.1016/0040-1951(87)90186-7. S2CID  129438029.
17. Bastow, Ian D.; Keir, Derek; Daly, Eve (2011-06-01). Геолого-научный литосферный эксперимент Ethiopia Afar (EAGLE): исследование перехода от континентального рифтинга к зарождающемуся спредингу морского дна . Специальные статьи Геологического общества Америки. Том 478. С. 51–76. doi :10.1130/2011.2478(04). hdl :2158/1110145. ISBN 978-0-8137-2478-2. ISSN  0072-1077. {{cite book}}: |journal=проигнорировано ( 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 (1977-05-01). «Авлакогены и континентальный распад». Annual Review of Earth and Planetary Sciences . 5 (1): 371–396. Bibcode : 1977AREPS...5..371B. doi : 10.1146/annurev.ea.05.050177.002103. ISSN  0084-6597.
20. ДеМетс, Чарльз; Гордон, Ричард Г.; Аргус, Дональд Ф. (2010). «Геологически текущие движения плит». Geophysical Journal International . 181 (1): 52. Bibcode : 2010GeoJI.181....1D. doi : 10.1111/j.1365-246X.2009.04491.x .
21. Бхагват, СБ (2009). Основы геологии, том 1. Издательство Global Vision. стр. 83. ISBN 9788182202764.
22. Эльзассер, Уолтер М. (1971-02-10). «Распространение морского дна как тепловая конвекция». Журнал геофизических исследований . 76 (5): 1101–1112. Bibcode : 1971JGR....76.1101E. doi : 10.1029/JB076i005p01101.
23. Patriat, Philippe; Achache, José (1984). «Хронология столкновения Индии и Евразии имеет значение для сокращения земной коры и механизма движения плит». Nature . 311 (5987): 615. Bibcode :1984Natur.311..615P. doi :10.1038/311615a0. S2CID  4315858.
24. Маккензи, Дэн П. (1967-12-15). «Некоторые замечания о тепловом потоке и гравитационных аномалиях». Журнал геофизических исследований . 72 (24): 6261–6273. Bibcode : 1967JGR....72.6261M. doi : 10.1029/JZ072i024p06261.
25. Sclater, JG; Francheteau, J. (1970-09-01). «Значение наблюдений за земным тепловым потоком для современных тектонических и геохимических моделей коры и верхней мантии Земли». Geophysical Journal International . 20 (5): 509–542. Bibcode : 1970GeoJ...20..509S. doi : 10.1111/j.1365-246X.1970.tb06089.x . ISSN  0956-540X.
26. 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.
27. 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.
28. Дэвис, EE; Листер, 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.

Внешние ссылки

• Анимация срединно-океанического хребта