Глубина морского дна в зависимости от возраста - Seafloor depth versus age

Глубина морского дна на флангах Срединно-океанический хребет определяется в основном возраст из океаническая литосфера; более старое морское дно глубже. В течение распространение морского дна, охлаждение литосферы и мантии, сжатие и изостатический корректировка с возрастом вызывает углубление морского дна. Эту взаимосвязь стали лучше понимать примерно с 1969 года, после значительных обновлений в 1974 и 1977 годах. Для объяснения этого наблюдения были выдвинуты две основные теории: первая, согласно которой мантия, включая литосферу, остывает; модель охлаждающей мантии и вторая, где литосферная плита охлаждается над мантией при постоянной температуре; модель охлаждающей пластины. Модель охлаждающей мантии объясняет наблюдения глубины и возраста для морского дна моложе 80 миллионов лет. Модель охлаждающей пластины лучше всего объясняет наблюдения глубины и возраста для морского дна старше 20 миллионов лет. Кроме того, модель охлаждающей пластины объясняет почти постоянную глубину и тепловой поток, наблюдаемый в очень старом морском дне и литосфере. На практике удобно использовать решение для модели охлаждающей мантии для зависимости возраста от глубины менее 20 миллионов лет. Более старая модель охлаждающей пластины также соответствует данным. Спустя 80 миллионов лет модель пластины подходит лучше, чем модель мантии.

Фон

Первые теории распространения морского дна в начале и середине двадцатого века объясняли возвышения срединно-океанических хребтов апвеллингами над уровнем моря. конвекционные потоки в Мантия земли.^[1][2]

Следующая идея связала распространение морского дна и Континентальный дрифт в модели тектоника плит. В 1969 году возвышенность хребтов объяснялась как тепловое расширение литосферной плиты в центре спрединга.^[3] В 1974 г. вслед за этой «моделью охлаждающей пластины» было отмечено, что возвышения гребней могут быть смоделированы путем охлаждения всего объекта. верхняя мантия включая любую тарелку.^[4] За этим в 1977 году последовала более совершенная модель плиты, которая объяснила данные, показывающие, что и глубины океана, и кора океана тепловой поток приблизились к постоянному значению для очень старого морского дна.^[5] Эти наблюдения нельзя было объяснить ранее «модель охлаждающей мантии», которая предсказывала увеличение глубины и уменьшение теплового потока в очень старом возрасте.

Топография морского дна: модели охлаждающей мантии и литосферы

Глубина морского дна (или высота места на срединно-океаническом хребте над уровнем основания) тесно коррелирует с его возрастом (т. Е. Возрастом литосферы в точке измерения глубины). Глубина измеряется до верха кора океана, ниже любого вышележащего осадка. Зависимость возраста от глубины может быть смоделирована охлаждением литосферной плиты.^{[3][6][7][8][5]} или мантийное полупространство в областях без значительного субдукция.^[4] Различие между этими двумя подходами состоит в том, что модель плиты требует, чтобы основание литосферы поддерживало постоянную температуру с течением времени, а охлаждение плиты происходит выше этой нижней границы. Модель охлаждающей мантии, разработанная после модели плиты, не требует, чтобы основание литосферы поддерживалось при постоянной и предельной температуре. В результате модели охлаждающей мантии предсказывается, что глубина морского дна пропорциональна квадратному корню из его возраста.^[4]

Модель охлаждающей мантии (1974 г.)

В модели полупространства охлаждающей мантии, разработанной в 1974 г.,^[4] высота морского дна (кровли корки) определяется океаническая литосфера и температура мантии из-за теплового расширения. Простой результат состоит в том, что высота гребня или глубина морского дна пропорциональна квадратному корню из его возраста.^[4] Во всех моделях океаническая литосфера непрерывно формируется с постоянной скоростью на срединно-океанические хребты. Источник литосферы имеет форму полуплоскости (Икс = 0, z <0) и постоянной температуры Т₁. Из-за своего непрерывного создания литосфера на Икс > 0 удаляется от гребня с постоянной скоростью ${\displaystyle v}$, который считается большим по сравнению с другими типичными масштабами в задаче. Температура на верхней границе литосферы (z = 0) - постоянная Т₀ = 0. Таким образом, при Икс = 0 температура Ступенчатая функция Хевисайда ${\displaystyle T_{1}\cdot \Theta (-z)}$. Предполагается, что система находится в квазиустойчивое состояние, чтобы распределение температуры было постоянным во времени, т.е. ${\displaystyle T=T(x,z).}$

Вывод математической модели охлаждающей мантии.

Вычисляя в системе отсчета движущейся литосферы (скорость ${\displaystyle v}$), имеющая пространственную координату ${\displaystyle x'=x-vt,}$ ${\displaystyle T=T(x',z,t).}$ и уравнение теплопроводности является: ${\displaystyle {\frac {\partial T}{\partial t}}=\kappa \nabla ^{2}T=\kappa {\frac {\partial ^{2}T}{\partial ^{2}z}}+\kappa {\frac {\partial ^{2}T}{\partial ^{2}x'}}}$ куда ${\displaystyle \kappa }$ это температуропроводность мантийной литосферы. С Т зависит от Икс' и т 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 ${\displaystyle v}$ большой по сравнению с другими масштабами задачи; поэтому последним членом в уравнении пренебрегаем, что дает одномерное уравнение диффузии: ${\displaystyle {\frac {\partial T}{\partial t}}=\kappa {\frac {\partial ^{2}T}{\partial ^{2}z}}}$ с начальными условиями ${\displaystyle T(t=0)=T_{1}\cdot \Theta (-z).}$ Решение для ${\displaystyle z\leq 0}$ дается функция ошибки: ${\displaystyle T(x',z,t)=T_{1}\cdot \operatorname {erf} \left({\frac {z}{2{\sqrt {\kappa t}}}}\right)}$. Из-за большой скорости зависимость температуры от горизонтального направления незначительна, а высота во времени т (т.е. возраста морского дна т) можно рассчитать, интегрировав тепловое расширение по z: ${\displaystyle h(t)=h_{0}+\alpha _{\mathrm {eff} }\int _{0}^{\infty }[T(z)-T_{1}]dz=h_{0}-{\frac {2}{\sqrt {\pi }}}\alpha _{\mathrm {eff} }T_{1}{\sqrt {\kappa t}}}$ куда ${\displaystyle \alpha _{\mathrm {eff} }}$ эффективный объемный тепловое расширение коэффициент, и час0 высота срединно-океанического хребта (по сравнению с некоторыми справочными данными). Предположение, что ${\displaystyle v}$ относительно большой эквивалентно предположению, что коэффициент температуропроводности ${\displaystyle \kappa }$ маленький по сравнению с ${\displaystyle L^{2}/A}$, куда L ширина океана (от срединно-океанических хребтов до континентальный шельф ) и А возраст океанского бассейна. Эффективный коэффициент теплового расширения ${\displaystyle \alpha _{\mathrm {eff} }}$ отличается от обычного коэффициента теплового расширения ${\displaystyle \alpha }$ из-за изостазический эффект изменения высоты водяного столба над литосферой при его расширении или сжатии. Оба коэффициента связаны между собой: ${\displaystyle \alpha _{\mathrm {eff} }=\alpha \cdot {\frac {\rho }{\rho -\rho _{w}}}}$ куда ${\displaystyle \rho \sim 3.3\ \mathrm {g} \cdot \mathrm {cm} ^{-3}}$ плотность породы и ${\displaystyle \rho _{0}=1\ \mathrm {g} \cdot \mathrm {cm} ^{-3}}$ это плотность воды.

Подставляя параметры по их приблизительным оценкам в решение для высоты дна океана ${\displaystyle h(t)}$:

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

у нас есть:^[4]

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

где высота в метрах, а время в миллионах лет. Чтобы получить зависимость от Икс, нужно заменить т = Икс/${\displaystyle v}$ ~ Топор/L, куда L расстояние от гребня до континентальный шельф (примерно половина ширины океана), и А - возраст океанического бассейна.

А не высота дна океана ${\displaystyle h(t)}$выше базового или контрольного уровня ${\displaystyle h_{b}}$, глубина морского дна ${\displaystyle d(t)}$представляет интерес. Потому что ${\displaystyle d(t)+h(t)=h_{b}}$(с ${\displaystyle h_{b}}$ измеренный от поверхности океана) мы можем найти, что:

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

Модель охлаждающей пластины (1977 г.)

Глубина, предсказанная квадратным корнем из возраста морского дна, найденным при образовании охлаждающей мантии 1974 г.^[4] слишком глубоко для морского дна старше 80 миллионов лет.^[5] Глубина лучше объясняется моделью охлаждающей литосферной плиты, а не полупространством охлаждающей мантии.^[5] Пластина имеет постоянную температуру у основания и кромки. Создание модели охлаждающей пластины также начинается с уравнения теплового потока в одном измерении, как и модель охлаждающей мантии. Разница заключается в том, что требуется тепловая граница у основания охлаждающей пластины. Анализ зависимости глубины от возраста и глубины относительно квадратного корня из возраста позволил Парсонсу и Склейтеру^[5] для оценки параметров 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

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

Предположение об изостатическом равновесии повсюду под охлаждающей пластиной дает пересмотренное соотношение возраста и глубины для более старого морского дна, которое приблизительно верно для возраста от 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 можно считать почти постоянным на глубине ~ 6400 м. Их пластинчатая модель также позволила выразить кондуктивный тепловой поток, q (t) со дна океана, который примерно постоянен на ${\displaystyle 1\cdot 10^{-6}\mathrm {cal} \,\mathrm {cm} ^{-2}\mathrm {sec} ^{-1}}$ за 120 миллионов лет:

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

Парсонс и Склейтер пришли к выводу, что некоторый стиль мантийной конвекции должен повсюду воздействовать на основание плиты, чтобы предотвратить охлаждение ниже 125 км и сжатие литосферы (углубление морского дна) в более раннем возрасте.^[5] Морган и Смит^[9][10] показали, что сплющивание более древних глубин морского дна можно объяснить течением в астеносфера ниже литосферы.

Взаимосвязь возраста, глубины и теплового потока продолжала изучаться с уточнением физических параметров, которые определяют океанические литосферные плиты.^[11][12][13]

Воздействия

Обычный метод оценки возраста морского дна - это морской магнитная аномалия данные и применение Вайн-Мэтьюз-Морли гипотеза. Другие способы включают дорогие глубоководное бурение и датировка основного материала. Если глубина известна в месте, где аномалии не нанесены на карту или отсутствуют, и образцы морского дна недоступны, знание глубины морского дна может дать оценку возраста с использованием соотношений возраст-глубина.^[4][5]

Наряду с этим, если скорость распространения морского дна в океаническом бассейне увеличивается, то средняя глубина в этом океаническом бассейне уменьшается и, следовательно, его объем уменьшается (и наоборот). Это приводит к глобальному евстатический повышение уровня моря (падение), потому что Земля не расширяется. Двумя основными факторами изменения уровня моря в геологическом времени являются изменения объема континентального льда на суше и изменения во времени средней глубины океанического бассейна (объема бассейна) в зависимости от его среднего возраста.^[14]

Смотрите также

• Уровень моря
• Кривая уровня моря
• Уравнение уровня моря
• Повышение уровня моря

Рекомендации

1. Дитц, Роберт С. (1961). «Эволюция континентов и бассейнов океанов за счет расширения морского дна». Природа. 190 (4779): 854–857. Дои:10.1038 / 190854a0. ISSN  0028-0836.
2. Гесс, Х. Х. (ноябрь 1962 г.). «История океанических бассейнов» (PDF). В А. Э. Дж. Энгеле; Гарольд Л. Джеймс; Б. Ф. Леонард (ред.). Петрологические исследования: сборник в честь А. Ф. Буддингтона. Боулдер, Колорадо: Геологическое общество Америки. С. 599–620.
3. McKenzie, D.P .; Склейтер, Дж. Г. (1969-03-01). «Тепловой поток в восточной части Тихого океана и распространение морского дна». Бюллетень Volcanologique. 33 (1): 101–117. Дои:10.1007 / BF02596711. ISSN  1432-0819.
4. Дэвис, E.E; Листер, К. Р. Б. (1974). "Основы топографии гребня хребта". Письма по науке о Земле и планетах. 21 (4): 405–413. Bibcode:1974E и PSL..21..405D. Дои:10.1016 / 0012-821X (74) 90180-0.
5. Парсонс, Барри; Склейтер, Джон Г. (1977-02-10). «Анализ изменения батиметрии дна океана и теплового потока с возрастом». Журнал геофизических исследований. 82 (5): 803–827. Bibcode:1977JGR .... 82..803P. Дои:10.1029 / jb082i005p00803. ISSN  2156-2202.
6. Маккензи, Дэн П. (1967-12-15). «Несколько замечаний по аномалиям теплового потока и силы тяжести». Журнал геофизических исследований. 72 (24): 6261–6273. Дои:10.1029 / JZ072i024p06261.
7. Sclater, J. G .; Франшето, Дж. (1970-09-01). «Влияние наблюдений за земным тепловым потоком на современные тектонические и геохимические модели коры и верхней мантии Земли». Международный геофизический журнал. 20 (5): 509–542. Дои:10.1111 / j.1365-246X.1970.tb06089.x. ISSN  0956-540X.
8. Склейтер, Джон Дж .; Андерсон, Роджер Н .; Белл, М. Ли (1971-11-10). «Высота хребтов и эволюция центральной восточной части Тихого океана». Журнал геофизических исследований. 76 (32): 7888–7915. Bibcode:1971JGR .... 76.7888S. Дои:10.1029 / jb076i032p07888. ISSN  2156-2202.
9. Морган, Джейсон Фиппс; Смит, Уолтер Х. Ф. (1992). «Сглаживание кривой глубины-возраста морского дна в ответ на астеносферный поток». Природа. 359 (6395): 524–527. Дои:10.1038 / 359524a0. ISSN  1476-4687.
10. Морган, Джейсон Фиппс; Смит, Уолтер Х. Ф. (1994). «Поправка: сглаживание кривой глубины-возраста морского дна в ответ на астеносферный поток». Природа. 371 (6492): 83. Дои:10.1038 / 371083a0. ISSN  1476-4687.
11. Штейн, Кэрол А .; Штейн, Сет (1992). «Модель глобального изменения глубины океана и теплового потока с возрастом литосферы». Природа. 359 (6391): 123–129. Дои:10.1038 / 359123a0. ISSN  1476-4687.
12. Mckenzie, D; Джексон, Дж; Пристли, К. (2005-05-15). «Термическое строение океанической и континентальной литосферы». Письма по науке о Земле и планетах. 233 (3–4): 337–349. Дои:10.1016 / j.epsl.2005.02.005.
13. Гроуз, Кристофер Дж. (01.06.2012). «Свойства океанической литосферы: уточненные прогнозы модели охлаждения плит». Письма по науке о Земле и планетах. 333-334: 250–264. Дои:10.1016 / j.epsl.2012.03.037. ISSN  0012-821X.
14. Миллер, Кеннет Г. (2009), «Изменение уровня моря за последние 250 миллионов лет», в Горниц, Вивьен (ред.), Энциклопедия палеоклиматологии и древних сред, Encyclopedia of Earth Sciences Series, Springer, Нидерланды, стр. 879–887, Дои:10.1007/978-1-4020-4411-3_206, ISBN  978-1-4020-4551-6

дальнейшее чтение

Маккензи, Дэн (30 мая 2018 г.). «Геолог размышляет о долгой карьере». Ежегодный обзор наук о Земле и планетах. 46 (1): 1–20. Дои:10.1146 / аннурьев-земля-082517-010111. ISSN  0084-6597.