해저 확산

해저 확산 또는 해저 확산은 화산 활동을 통해 새로운 해양 지각이 형성되고 산등성이에서 점차 멀어지는 중간 해령에서 일어나는 과정이다.

연구사

대륙 이동의 알프레드 베그너와 알렉산더 뒤 토이트의 이전 이론은 대륙이 움직이는 것은 고정된 부동의 해저에서 "파쇄"된다고 가정했다.해저 자체가 움직이고 중앙 균열 축에서 대륙을 운반한다는 생각은 프린스턴 대학의 해롤드 해몬드 헤스와 샌디에이고에 있는 미 해군 전자 연구소의 로버트 디츠가 1960년대에 제안했다.^[1][2]그 현상은 오늘날 판구조학으로 알려져 있다.두 개의 판이 갈라지는 장소인 중앙해령에서는 해저 확산 중에 새로운 해저들이 지속적으로 형성된다.

중요성

해저의 확산은 판구조론에서 대륙이동을 설명하는 데 도움이 된다.해양판이 갈라질 때, 긴장성 응력은 암석권에 균열을 일으킨다.해저 확산 능선의 동기 부여력은 마그마 압력이 아닌 섭입대에서의 지각판 슬래브 당김입니다. 그러나 일반적으로 확산 ^[3]능선에서 마그마 활동이 현저합니다.전도하지 않는 플레이트는 중력이 상승한 중앙해령에서 미끄러져 나오는 방식으로 구동되며, 이 과정은 리지 ^[4]푸시라고 불립니다.확산하는 중심에서 현무암 마그마는 갈라진 틈을 타고 올라와 해저에서 식어 새로운 해저층을 형성한다.열수 분출구는 확산 중심에서 흔히 볼 수 있습니다.오래된 암석은 확산 구역에서 더 멀리 떨어진 곳에서 발견되고 어린 암석은 확산 구역에서 더 가까이에서 발견될 것이다.

확산률은 해저의 확산에 의해 해양 유역이 넓어지는 비율이다(중대양 능선 양쪽에 있는 각 구조판에 새로운 해양 암석권이 추가되는 속도는 확산률의 절반에 해당한다).확산 속도는 능선이 빠른지, 중간지 또는 느린지를 결정합니다.일반적으로 고속 능선은 연간 90mm 이상의 확산(개방) 속도를 가진다.중간 산등성이의 확산 속도는 연간 40~90mm이며, 느린 산등성이의 확산 속도는 ^{[5][6][7]: 2} 연간 40mm 미만이다.알려진 가장 높은 속도는 동태평양 ^[8]상승기의 마이오세 동안 200 mm/r 이상이었다.

1960년대에, ^[9][10]지구 자기장의 지자기 역전의 과거 기록은 해저에서 자성 띠 "이상"을 관찰함으로써 눈에 띄었다.이는 해수면 또는 항공기에서 견인된 자력계를 사용하여 수집한 데이터에서 과거의 자기장 극성을 추정할 수 있는 광범위하게 명백한 "스트라이프"를 발생시킨다.중앙해령 한쪽의 줄무늬는 반대쪽의 줄무늬를 거울로 본 것이다.기존의 연령에 의한 반전을 식별하고 확산 중심으로부터의 반전의 거리를 측정함으로써 확산 반율을 계산할 수 있었다.

일부 지역에서는 확산 속도가 비대칭인 것으로 확인되었으며, 산등성이의 양쪽에서 절반 비율이 ^[11][12]약 5%씩 다릅니다.이것은 퍼지는 ^[12]중심 부근의 맨틀 플룸으로부터 무연기권의 온도 변화 때문에 생각됩니다.

확산 중심

해저 확산은 중앙해령 가장자리를 따라 분포하는 확산 중심부에서 발생한다.확산 중심은 변환 결함 또는 중첩 확산 중심 간격띄우기로 끝납니다.확산 중심은 폭 수 킬로미터에서 수십 킬로미터의 지진 활성 판 경계 구역, 해양 지각이 가장 젊은 경계 구역 내의 지각 부착 구역 및 두 개의 분리 ^[13]판을 구분하는 지각 부착 구역 내의 선인 순간 판 경계 구역을 포함한다.지각 강착 구역 내에는 활화산이 ^[14][15]일어나는 폭 1~2km의 신볼카닉 구역이 있다.

초기 확산

일반적인 경우, 해저의 확산은 오늘날의 ^[16]홍해-동아프리카 리프트 시스템과 유사한 대륙 육지 덩어리의 균열에서 시작된다.이 과정은 대륙 지각의 바닥에서 가열함으로써 시작되는데, 대륙 지각은 더 플라스틱이 되고 밀도가 낮아지게 된다.밀도가 낮은 물체는 밀도가 높은 물체에 비해 상승하기 때문에 가열되는 영역은 넓은 돔이 됩니다(등각성 참조).지각이 위쪽으로 휘어지면서 균열이 생겨 서서히 갈라진다.일반적인 리프트 시스템은 약 120도 각도의 리프트 암 3개로 구성됩니다.이 지역들은 삼중 접합부라고 불리며 오늘날 전 세계 여러 곳에서 볼 수 있다.대륙의 분리된 여백은 수동 여백을 형성하도록 진화한다.헤스의 이론은 마그마가 중앙해령에서 지표면을 향해 위쪽으로 밀어올릴 때 새로운 해저가 형성된다는 것이었다.

위에서 설명한 초기 단계를 지나도 계속 퍼지면 리프트 암 중 두 개가 열리고 세 번째 암은 개방을 멈추고 '불량 리프트' 또는 아울라코겐이 됩니다.두 개의 활발한 편차가 계속 열리면서, 결국 대륙 지각은 그것이 뻗어나갈 때까지 약해집니다.현무암 해양 지각과 상부 맨틀 암석권이 분리된 대륙 조각 사이에서 형성되기 시작합니다.갈라진 틈 중 하나가 기존의 바다로 열리면, 그 틈새들은 바닷물로 범람하여 새로운 바다가 된다.홍해는 새로운 바다의 한 예이다.동아프리카의 균열은 다른 두 개의 팔보다 천천히 열리는 고장난 팔로 여겨졌지만 2005년 에티오피아 아파르 지구물리석권실험은^[17] 2005년 9월 아파르 지역에서 60km의 균열이 8m나 ^[18]벌어졌다고 보고했다.이 초기 홍수 기간 동안 새로운 바다는 기후 변화와 서스터시의 변화에 민감하다.그 결과, 새로운 바다는 리프트 밸리의 고도가 바다가 안정되는 지점까지 낮아지기 전에 여러 번(부분적 또는 전체적으로) 증발할 것이다.이 증발 기간 동안 리프트 밸리에 대량의 증발석 퇴적물이 생성될 것입니다.나중에 이 퇴적물들은 탄화수소 봉인이 될 가능성이 있으며 석유 지질학자들에게 특히 관심을 갖게 된다.

해저 확산은 이 과정에서 멈출 수 있지만 대륙이 완전히 단절될 때까지 계속되면 새로운 해양 분지가 만들어진다.홍해는 아직 아라비아와 아프리카를 완전히 갈라놓지는 않았지만, 아프리카 반대편에서도 비슷한 특징을 발견할 수 있다.남미는 한때 니제르 삼각주 지역에 적합했다.니제르강은 3중 ^[19]분기점의 고장난 암에서 형성되었다.

지속적인 확산과 침강화

새로운 해저가 형성되고 중앙해령에서 떨어져 나가면서 시간이 지남에 따라 서서히 차가워진다.따라서 오래된 해저는 새로운 해저보다 차갑고, 오래된 해양 분지는 등압으로 인해 새로운 해양 분지보다 깊다.새로운 지각이 생성되었음에도 불구하고 지구의 지름이 비교적 일정하게 유지된다면 지각도 파괴되는 메커니즘이 존재해야 한다.해양 지각의 파괴는 대륙 지각이나 해양 지각의 아래에 해양 지각이 강요되는 섭입 지대에서 일어납니다.오늘날 대서양 분지는 대서양 중앙 능선에서 활발하게 퍼지고 있다.대서양에서 생성된 해양 지각의 극히 일부만이 침하된다.하지만 태평양을 구성하는 판들은 태평양의 화산 활동을 일으키는 많은 경계를 따라 침강 현상을 겪고 있다.태평양에는 세계에서 가장 활발한 확산 센터(East Pacific Rise)가 있으며 태평양과 Nazca ^[20]플레이트 사이의 확산 속도는 최대 145 +/-4 mm/r입니다.대서양 중앙 능선은 천천히 퍼지는 중심인 반면, 동태평양 상승은 빠르게 퍼지는 것의 한 예이다.느린 속도와 중간 속도의 중심 확산은 리프트 밸리를 나타내며, 빠른 속도의 중심은 지각 부착 구역 ^[6]내에서 축방향으로 높게 나타난다.확산률의 차이는 능선의 기하학적 구조뿐만 아니라 ^[21]생성되는 현무암의 지구화학에도 영향을 미친다.

새로운 해양 분지는 오래된 해양 분지보다 얕기 때문에, 해저의 확산이 활발한 시기에는 세계 해양 분지의 총 용량이 감소합니다.대서양이 열리는 동안, 해수면이 너무 높아서 서부 내륙 해로가 멕시코만에서 북극해까지 북아메리카를 가로질러 형성되었다.

메커니즘에 대한 토론 및 검색

대서양 중앙 능선(및 다른 중앙 해령)에서는 상부 맨틀의 물질이 해양 판 사이의 단층을 통해 상승하여 판이 서로 멀어지면 새로운 지각이 형성되는데, 이 현상은 대륙 표류로 처음 관찰되었습니다.Alfred Wegener가 1912년에 대륙 이동에 대한 가설을 처음 제시했을 때, 그는 대륙이 해양 지각 속을 헤쳐 나간다고 제안했다.이것은 불가능했다: 해양 지각은 대륙 지각보다 더 밀도가 높고 단단하다.따라서, 특히 미국에서, 베그너의 이론은 그다지 심각하게 받아들여지지 않았다.

처음에 확산의 원동력은 ^[22]맨틀의 대류라고 주장되었다.이후 대륙의 움직임은 지각 자체를 포함한 ^[4]대류에 의해 움직이는 판구조론 이론에 의해 해저 확산과 연결되어 있는 것으로 나타났다.

활성 여백이 있는 플레이트에 펼쳐지는 해저의 동력은 이들을 끌어당기는 차갑고 밀도가 높은 서브덕터링 슬래브의 무게 또는 슬래브 당김입니다.용마루에서의 마그마는 수동 상승으로 간주되며, 이는 판이 ^[4][23]자체 슬래브의 무게로 분리되기 때문에 발생합니다.이것은 마찰이 거의 없는 테이블 위에 깔린 깔개와 비슷하다고 생각할 수 있습니다. 깔개의 일부가 테이블에서 떨어지면, 깔개의 무게가 깔린 나머지 깔개를 끌어당깁니다.그러나 대서양 중앙 능선 자체는 소앤틸리스강과 스코샤호에서의 경미한 침강을 제외하고는 침강 지대로 끌어당기는 판과 경계하지 않는다.이 경우 판은 융기압력 ^[4]과정에서 상승하는 맨틀 위로 미끄러져 떨어져 나간다.

해저 글로벌 지형: 냉각 모델

해저의 깊이(또는 베이스 레벨 위의 미드오션 능선 위치의 높이)는 해저의 나이(깊이가 측정되는 암석권의 나이)와 밀접하게 관련되어 있다.연령-깊이 관계는 유의한 ^[28]침강 없이 암석권^{[24][25][26][27]} 플레이트 또는 맨틀 반공간의 냉각으로 모델링할 수 있다.

냉각 맨틀 모형

맨틀 반공간 ^[28]모형에서 해저 높이는 열팽창으로 인해 해양 암석권과 맨틀 온도에 의해 결정됩니다.간단한 결과는 능선 높이 또는 바다의 깊이가 그 ^[28]나이대의 제곱근에 비례한다는 것이다.해양 암석권은 중간해령에서 일정한 속도로 형성된다.암석권의 근원은 반평면 형태(x = 0, z < 0)와 일정한 온도₁ T를 가진다.지속적인 생성으로 인해 x > 0의 암석권은 등속 v로 산등성이에서 멀어지고 있으며, 이는 문제의 다른 전형적인 척도에 비해 큰 것으로 추정된다.암석권 상부 경계(z = 0)의 온도는 상수₀ T = 0이다.따라서 x = 0에서 온도는 헤비사이드 스텝 $함수{\displaystyle {}_{}}$ ${\displaystyle {T1\mathrm{}}_{}}$µ${\displaystyle \mathrm{\delta }}$ (${\displaystyle }$-${\displaystyle z}$ )$${$displaystyle T_{1}\cdot \Theta(-z$가 됩니다.시스템은 온도 분포가 시간적으로 일정하게 유지되도록 준안정 상태에 있다고 가정한다.$displaystyle$$}$

공간 $좌표{\displaystyle {}^{}}$ x${\displaystyle {}^{}\theta }$ $=$ - ${\displaystyle v}$ t$,$ x'=$x-display,}$ $T$${\displaystyle }$ ${\displaystyle =T}$ ( ${\displaystyle {}^{}}$θ, ${\displaystyle z,t}$),$${\$display style T=T$(x$',z,t)$의 기준 프레임으로 계산합니다.} 및$$ 열 방정식은 다음과 같습니다$.$

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

여기서$\delta {\displaystyle }$(\$displaystyle \kappa)$는 맨틀 암석권의 열확산도입니다.

T는 x'와 t에 의존하므로 x ${\displaystyle =}$ ${\displaystyle {}^{}}$ ${\displaystyle +}$ + ${\displaystyle vt}$ 의 $조합$에 의해서만 의존합니다$.{$ $displaystyle$x$$= x ' + v t ;$\}$ :

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

다음과 같이 됩니다.

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

v {\$displaystyle$ v$$$}$는 문제의 다른 척도에 비해 큰 $것$으로 가정합니다. 따라서 방정식의 마지막 항은 무시되어 1차원 확산 방정식이 됩니다.

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

초기 조건과 함께

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

z${\displaystyle 0}$0(\$style z\leq$ 0$)$에 대한 솔루션은 다음과 같은 오류 함수에 의해 제공됩니다.

$display style$$T_{1}\cdot\operatorname {erf}\left({\frac {z}{2{\sqrt${\$kappa$ t$}}}}\right$

속도가 크기 때문에 수평방향에 대한 온도 의존성은 무시할 수 있으며 z에 대한 열팽창을 적분함으로써 시간 t(연령 t의 해저)의 높이를 계산할 수 있다.

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

$여기$서 ${\displaystyle {\alpha \mathrm{}}_{}}$ ${\displaystyle {\mathrm{e}}_{}}$ ${\displaystyle {\mathrm{f}}_{}}$\$displaystyle \alpha$ _${\mathrm {display}}$는 유효 체적 열팽창 계수이고₀ h는 중간 체적 융기 높이(일부 참조)입니다.

v가 상대적으로 크다는 가정은 ${\displaystyle {L\mathrm{}}^{}}$ 2 /$$에 $비해{\displaystyle {}^{}}$ 열확산도$\delta {\displaystyle }$ {\$displaystyle$$\kappa$$\}$가 작다는 가정과 같다. 여기서 L은 해양폭(중해 능선에서 대륙붕까지)이고 A는 해양유역의 연령이다.

유효$$ $열팽창계수\alpha {\displaystyle {}_{}}$ ${\displaystyle {e\mathrm{}}_{}}$ ${\displaystyle {\mathrm{f}}_{}}${\$displaystyle$$$\$alpha _{\$$mathrm$ ${eff$$}}}$는 암석권 위 물기둥 높이 변화에 따른 등압효과 때문에 일반적인 $열팽창계수\alpha$와 $다르다$$.$두 계수는 다음과 같이 관련됩니다.

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

여기서${\displaystyle }\theta {\displaystyle }$ ~${\displaystyle 3}$.${\displaystyle \text{3g}\mathrm{}}$ ${\displaystyle {\mathrm{c}}^{}}$ ${\displaystyle {\mathrm{m}}^{}}$-$$3 {\$displaystyle \rho$ \$sim 3.3\\mathrm${g} \$cdot \$$mathrm {cm}$^{-$3}$은 암석 밀도이고 ${\displaystyle \mathrm{\theta }}$0 $=$ ${\displaystyle \text{1g}\mathrm{}}$ ${\displaystyle =}$ 1g ⋅ ${\displaystyle {\mathrm{cm}}^{}}$-$$ {0} = $1\mathrmathrm {g}$ ^$3}$은 암석 밀도입니다$.$

파라미터를 대략적인 추정치로 대체하면 다음과 같이 됩니다.

${\displaystyle {begin{aligned}\cdot 10^{-7}\\mathrm {m}^{-2}\cdot \mathrm {s}^{-1}\alpha &\sim 4\cdot 10^{-5}\{\circ}\mathrm {C}^{-1}\\dot {C}\\drm {C}\c}T_{1}&\sim 1220\{}^{\circ}\mathrm {C}&{\text{대서양과 인도양의 경우}\\\T_{1}&\sim 1120\{}^{\circ}\mathrm {C}&{\text{동태평양의 경우}\end{aligned}}$

다음과 같은 ^[28]것이 있습니다.

${\displaystyle h(t)\sim {begin{cases}-390{t}&{\sqrt {t}}\h_{0}-350{\sqrt {t}}&{\text{cases}}}&{\end{cases}}}}$

높이는 미터이고 시간은 수백만 년입니다.x에 대한 의존성을 얻으려면 t = x/v ~ Ax/L로 대체해야 한다. 여기서 L은 대륙붕 능선과 대륙붕 사이의 거리(바다 폭의 절반)이고 A는 해양 유역 연령이다.

베이스 또는 기준 ${\displaystyle {레벨}_{}}$ h$(\$ 위의 해저 $displaystyle$ h$(t$${\displaystyle )}$가 아니라 해양 $깊이{\displaystyle }$ d$(\displaystyle$ d$(t))$가 중요합니다.d${\displaystyle (t)}$ + ${\displaystyle h(t)}$ $=$ ${\displaystyle h_{}}$b {\$displaystyle$ d$(t)+h(t$)=$h_{b$${\displaystyle {해상}_{}}$에서 측정한 h$$b {$displaystyle h_{b}$로 측정)이므로 다음과 같은 결과를 얻을 수 있습니다.

${\displaystyle d}$(${\displaystyle t}$ ) $=$ ${\displaystyle {}_{}{b}_{}}$ - ${\displaystyle {h\mathrm{}}_{}}$0 + ${\displaystyle 350\sqrt{}}$t { { $displaystyle$ d$(t$)= $h_{b}-h_{0}+$350 $350rt {t$ ; 동태평양의 $경우{\displaystyle {}_{}}$, ${\displaystyle {여기}_{}}$서${\displaystyle {}_{}{}_{}}$ b$$- h ${\displaystyle {0\mathrm{}}_{}}$ { $display h_{b}-h_{$0$$}}는 능선의 깊이(일반적으로 2600 m)입니다.

냉각판 모델

위에서 도출한 해저 연령의 제곱근으로 예측되는 깊이는 8천만 ^[27]년 이상 된 해저에 비해 너무 깊다.깊이는 냉각 맨틀의 ^[27]반공간보다는 냉각 암석권 판 모델로 더 잘 설명된다.플레이트의 베이스와 퍼지는 가장자리의 온도가 일정합니다.깊이 대 연령 및 깊이 대 연령 제곱근 데이터의 분석을 통해 Parsons와 Sclater는^[27] 모델 매개변수를 추정할 수 있었다(북태평양의 경우).

암석권 두께의 경우 최대 125km

${\displaystyle {T\mathrm{}}_{}}$1 ~ ${\displaystyle 1350{}^{}{}^{}}$† ${\displaystyle {}^{}\mathrm{}}${\$displaystyle T_{1}\thicksim 1350\{}^{\circ}\mathrm {C} }$의 플레이트 베이스 및 젊은 가장자리

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

냉각판 아래 모든 곳의 등정적 평형을 가정하면 2000만 년의 젊은 나이에 대해 대략적으로 올바른 오래된 해저에 대한 수정된 연령 깊이 관계가 생성된다.

$){$$8 µbigr )}}$ m$$

따라서 오래된 해저의 깊이는 젊은 해저보다 더 천천히 깊어지며, 실제로는 최대 6400m 깊이로 거의 일정하다고 가정할 수 있다.파슨스와 스클레이터는 어떤 형태의 맨틀 대류가 125km 이하의 냉각과 ^[27]노년기의 암석권 수축(해저 깊어짐)을 방지하기 위해 모든 곳의 판 밑면에 열을 가해야 한다고 결론지었다.또한 플레이트 모델은 해저로부터의 전도성 열 흐름 q(t)에 대한 식을 허용했다. 이는 1${\displaystyle }$million ${\displaystyle {10}^{}}$- ${\displaystyle {}^{}\mathrm{}}$ c ${\displaystyle \mathrm{a}}$ l ${\displaystyle {\mathrm{c}}^{}}$ m${\displaystyle {}^{}}$- ${\displaystyle 2^{}}$ ${\displaystyle {}^{}{\mathrm{}}^{}}$ ${\displaystyle {\mathrm{e}}^{}}$c -$$ { $display$1 \ $cdot$ 10^ { - $6$} \ $mathrm${ cal$}$ , \ $mathrm${$cm ^$ { - $2$} \ $mathrm${ sec ^ { sec } { -$1억$ 2 } } ^ { sec } } ^ { - 1 }로 대략 일정하다.

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

「 」를 참조해 주세요.

• 발산 경계 – 서로 멀어지는 두 지각판 사이에 존재하는 선형 특성
• 바인-매튜-몰리 가설 – 대륙 이동과 판구조론의 해저 확산 이론에 대한 첫 번째 중요한 과학적 테스트
• DSV ALVIN은 대서양(프로젝트 FAMENTER)과 태평양(RISE 프로젝트)의 확산 센터를 탐사한 연구 잠수정입니다.

레퍼런스

외부 링크

• 중앙해령 애니메이션