Срединно-океанический хребет

Перейти к навигацииПерейти к поиску
Схема строения срединно-океанического хребта

Срединно-океанический хребет (СОХ) — это горная система на морском дне, образованная тектоникой плит. Обычно имеет глубину порядка 2600 метров и возвышается примерно на два километра над самой глубокой частью подводной котловины. Это место, где происходит раздвигание океанского дна (спрединг) по расходящейся границе плит. Скорость спрединга определяет морфологию гребня срединно-океанического хребта и его ширину. Образование нового океанского дна и океанической литосферы является результатом подъема мантии из-за расхождения плит. Расплав поднимается как магма на линии слабости между плитами и выходит в виде лавы, при охлаждении образуя новую океаническую кору и литосферу. Первым обнаруженным срединно-океаническим хребтом был Срединно-Атлантический хребет, который представляет собой спрединговый центр, разделяющий с севера на юг пополам бассейны Северной и Южной Атлантики; отсюда и его название. Большинство океанических спрединговых центров не находятся в центре их котловины, но, несмотря на это, традиционно называются срединно-океаническими хребтами.

Глобальная система

Срединно-океанические хребты на карте мира

Срединно-океанические хребты мира связаны и образуют Океанский хребет, единую глобальную систему срединно-океанических хребтов, которая является частью каждого океана, что делает его самым длинным горным хребтом в мире. Непрерывный горный хребет составляет порядка 65 000 км в длину (в несколько раз длиннее, чем Анды, самый длинный континентальный горный хребет), а общая длина системы океанических хребтов составляет около 80 000 км в длину[1].

Описание

Морфология

В центре спрединга на срединно-океаническом хребте глубина морского дна составляет примерно 2600 метров[2][3]. На флангах хребта глубина морского дна (или высота на срединно-океаническом хребте над уровнем основания) коррелирует с его возрастом (возрастом литосферы, где измеряется глубина). Отношение глубины к возрасту может быть смоделировано охлаждением литосферной плиты[4][5] или мантийного полупространства[6]. Хорошим способом приблизительной оценки является то, что глубина морского дна в месте на расширяющемся срединно-океаническом хребте пропорциональна квадратному корню из возраста морского дна[6]. Общая форма хребтов является результатом изостазии Пратта: близко к оси хребта находится горячая мантия с низкой плотностью, поддерживающая океаническую кору. По мере охлаждения океанической плиты вдали от оси хребта литосфера океанической мантии (более холодная и плотная часть мантии, которая вместе с корой включает океанические плиты) утолщается, и плотность увеличивается. Таким образом, более старое океанское дно покрыто более плотным материалом и глубже[4][5].

Скорость спрединга — это скорость, с которой котловина расширяется из-за расширения морского дна. Скорости могут быть рассчитаны путем картирования морских магнитных аномалий, охватывающих срединно-океанические хребты. Поскольку кристаллизованный базальт, выдавленный на оси гребня, застывает при температуре ниже точки Кюри соответствующих железо-титановых оксидов, в этих оксидах регистрируются направления магнитного поля, параллельные магнитному полю Земли. Направления поля, сохраненные в океанической коре, представляют собой запись изменений магнитного поля Земли во времени. Поскольку направление поля менялось на противоположные через известные промежутки времени на протяжении всей своей истории, характер геомагнитных инверсий в океанской коре можно использовать как индикатор возраста; учитывая возраст земной коры и расстояние от оси хребта, можно рассчитать скорость спрединга[2][3][7][8].

Скорость спрединга составляет примерно 10-200 мм/год[2][3]. Хребты с медленным спредингом, такие как Срединно-Атлантический хребет, расползлись гораздо меньше (демонстрируя более крутой профиль), чем более быстрые хребты, такие как Восточно-Тихоокеанское поднятие (пологий профиль), при том же возрасте и температурных условиях[2]. Хребты с медленным спредингом (менее 40 мм/год) обычно имеют большие рифтовые долины, иногда шириной до 10-20 км, и очень пересеченный рельеф на гребне хребта, с перепадом высот до 1000 м[2][3][9][10]. Быстрые хребты (более 90 мм/год), такие как Восточно-Тихоокеанское поднятие, напротив, не имеют рифтовых долин. Скорость спрединга в Северной Атлантике составляет порядка 25 мм/год, а в Тихоокеанском регионе — 80-145 мм/год[11]. Наивысшая известная скорость составляла более 200 мм/год в период миоцена на Восточно-Тихоокеанском поднятии[12]. Хребты, со спредингом <20 мм/год, называются сверхмедленными хребтами[3][13] (например, хребет Гаккеля в Северном Ледовитом океане и Западно-Индийский хребет).

Центр или ось спрединга обычно соединяется с трансформным разломом, ориентированным под прямым углом к оси. Склоны срединно-океанических хребтов во многих местах отмечены неактивными рубцами трансформных разломов, называемыми зонами разломов. При более высоких скоростях спрединга оси часто открывают перекрывающиеся центры спрединга, у которых отсутствуют соединяющие трансформационные дефекты[2][14]. Глубина оси изменяется систематическим образом с меньшими глубинами между смещениями, такими как трансформные разломы и перекрывающиеся центры спрединга, разделяющие ось на сегменты. Одной из гипотез для различных глубин вдоль оси является вариация притока магмы к центру спрединга[2]. Ультра-медленные хребты образуют как магматические, так и амагматические (с отсутствующей вулканической активностью) сегменты хребтов без трансформных разломов[13].

Вулканизм

Срединно-океанические хребты являются вулканическими зонами с высокой сейсмичностью[3]. Океаническая кора в хребтах находится в постоянном состоянии «обновления» в результате процессов расширения морского дна и тектоники плит. Новая магма постоянно выходит на дно океана и вторгается в существующую океаническую кору в районе разломов вдоль осей хребтов. Породы, составляющие кору ниже морского дна, являются самыми молодыми вдоль оси хребта и стареют по мере удаления от этой оси. Новая магма базальтового состава возникает на оси и вблизи нее из-за декомпрессионного плавления в подстилающей мантии Земли[15]. Изэнтропически поднимающееся (апвеллинг) твердое вещество мантии нагревается выше температуры солидуса и плавится. Кристаллизованная магма образует новую корку базальта, известную как базальт срединно-океанического хребта, и габбро под ним в нижней части океанической коры[16]. Базальт Срединно-океанического хребта представляет собой толеитовый базальт с низким содержанием несовместимых элементов[17][18]. Общей чертой океанических спрединговых центров являются гидротермальные источники (чёрные курильщики), подпитываемые магматическим и вулканическим жаром[19][20]. Особенностью высоких хребтов является их относительно высокая величина теплового потока, варьирующаяся от 1 мккал/см²⋅с до примерно 10 мккал/см²⋅с.[21] (микрокалорий на квадратный сантиметр в секунду)

Возраст большей части коры в океанских бассейнах составляет менее 200 миллионов лет[22][23], что намного моложе возраста Земли в 4,54 миллиарда лет. Этот факт отражает процесс рециклинга литосферы в мантию Земли при субдукции. По мере удаления океанической коры и литосферы от оси хребта перидотит в подстилающей мантии литосферы охлаждается и становится более жестким. Кора и относительно жесткий перидотит под ней составляют океаническую литосферу, которая находится над менее жесткой и вязкой астеносферой[3].

Механизмы движения

Основная статья: Тектоника плит
Формирование океанического хребта.
Срединно-океанический хребет с магмой, поднимающейся cнизу, формируя новую океаническую литосферу, которая распространяется от хребта.

Океаническая литосфера формируется на океаническом хребте, в то время как литосфера погружается обратно в астеносферу в океанических желобах. Считается, что за спрединг на срединно-океанических хребтах отвечают два процесса: толкание хребта (ridge-push) и вытягивание плиты (slab pull)[24]. Толкание хребта относится к гравитационному скольжению океанической плиты, которая поднимается над более горячей астеносферой, создавая таким образом силу, вызывающую скольжение плиты вниз под уклон[25]. При вытягивании плиты вес тектонической плиты, которая погружается (вытягивается) ниже вышележащей плиты в зоне субдукции, увлекает за собой остальную часть плиты. Считается, что механизм вытягивания плиты вносит больший вклад, чем толкание[24][26].

Срединно-океанические хребты на земном шаре и возраст образованного ими дна. Красным цветом обозначены самые молодые участки дна, произведённые хребтами; далее жёлтые, зелёные и самые старые — обозначены синим. Возраст этих участков доходит до 180 миллионов лет, а самым древним, как например дно Средиземного моря, 280 миллионов лет.

Ранее предполагалось, что процесс, способствующий движению плит и образованию новой океанической коры на срединно-океанических хребтах, — это «мантийный конвейер», происходящий из-за мантийной конвекции[27][28]. Однако некоторые исследования показали, что верхняя мантия (астеносфера) слишком пластична (гибка), чтобы создавать достаточное трение и вытягивать тектоническую плиту[29][30]. Более того, мантийный апвеллинг, который вызывает образование магмы под океанскими хребтами, по-видимому, затрагивает только ее верхние 400 км, что было выведено из данных сейсморазведки и наблюдений сейсмической неоднородности в верхней мантии на расстоянии около 400 км. С другой стороны, некоторые из крупнейших в мире тектонических плит, такие как Северо-Американская плита и Южно-Американская плита, находятся в движении, но субдуцируются только в ограниченных местах, таких как дуга Малых Антильских островов и дуга Южных Сандвичевых островов, указывая на действие на плиты толкающей силы. Компьютерное моделирование движений плит и мантии предполагает, что движение плит и мантийная конвекция не связаны, а основная движущая сила плит — это вытягивание плит[31].

Влияние на глобальный уровень моря

Повышенный спрединг (то есть скорость расширения срединно-океанического хребта) привел к повышению глобального (эвстатического) уровня моря в течение очень долгого времени (миллионы лет)[32][33]. Повышенный спрединг дна означает, что срединно-океанический хребет затем расширится и сформирует более широкий хребет с уменьшенной средней глубиной, занимая больше места в океаническом бассейне. Это вытесняет вышележащий 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 результат изменений объема океанических бассейнов, на которые, в свою очередь, влияет скорость спрединга морского дна вдоль срединно-океанических хребтов[36].

Высокий уровень моря, во время мелового периода (144-65 млн лет назад), можно объяснить только тектоникой плит, поскольку тепловое расширение и отсутствие ледяных щитов сами по себе не могут объяснить тот факт, что уровень моря был на 100—170 метров выше, чем сегодня[34].

Влияние на химический состав морской воды и карбонатные отложения

Спрединг морского дна на срединно-океанических хребтах представляет собой систему ионного обмена в глобальном масштабе[37]. Гидротермальные источники в центрах спрединга выбрасывают в океан различные количества железа, серы, марганца, кремния и других элементов, некоторые из которых рециркулируются в океаническую кору. Гелий-3, изотоп, который сопровождает мантийный вулканизм, испускается гидротермальными жерлами и может быть обнаружен в шлейфах в океане[38].

Высокая скорость спрединга приведет к расширению срединно-океанического хребта, что приведет к более быстрой реакции базальта с морской водой. Соотношение магний/кальций станет ниже, потому что больше ионов магния будет поглощаться породой из морской воды, а больше ионов кальция будет вымываться из породы и попадать в морскую воду. Гидротермальная активность на гребне хребта эффективна для удаления магния[39]. Более низкое соотношение магний/кальций способствует осаждению низкомагнезиальных кальцитовых полиморфов карбоната кальция (кальцитовые моря)[40][37].

Медленный спрединг в срединно-океанических хребтах имеет противоположный эффект и приведет к более высокому соотношению магний/кальций, способствующему осаждению арагонита и высокомагнезиальных полиморфных модификаций карбоната кальция (арагонитовые моря)[37].

Эксперименты показывают, что большинство современных организмов с высоким содержанием магния в кальците имели бы низкое содержанием магния в кальцитовых морях прошлого[41], что означает, что соотношение магний/кальций в скелете организма изменяется в зависимости от соотношения магний/кальций в морской воде, в которой он вырос.

Таким образом, минералогия организмов, строящих рифы и образующих отложения, регулируется химическими реакциями, протекающими вдоль срединно-океанического хребта, скорость которых зависит от скорости спрединга морского дна[39][41].

История

Открытие

Первые признаки того, что бассейн Атлантического океана разделен пополам горным хребтом, были получены в результате британской экспедиции «Челленджера» в XIX веке[42]. Океанологи Мэтью Фонтейн Мори и Чарльз Уайвилл Томсон проанализировали результаты произведенных замеров глубин и выявили заметный подъем морского дна, который спускался по Атлантическому бассейну с севера на юг. Эхолоты подтвердили это в начале XX века[43].

Лишь после Второй мировой войны, когда дно океана было исследовано более подробно, стала известна полная протяженность срединно-океанических хребтов. «Вема»[англ.], корабль обсерватории Земли Ламонт-Доэрти Колумбийского университета, пересек Атлантический океан, записывая данные эхолота о глубине океанского дна. Команда под руководством Мари Тарп[англ.] и Брюса Хизена[англ.] пришла к выводу, что это огромная горная цепь с рифтовой долиной на ее гребне, проходящая через середину Атлантического океана. Ученые назвали его Срединно-Атлантическим хребтом. Другие исследования показали, что гребень хребта сейсмически активен[44], а в рифтовой долине были обнаружены свежие лавы[45]. Кроме того, тепловой поток земной коры здесь был выше, чем где-либо еще в бассейне Атлантического океана[46].

Сначала считалось, что хребет является особенностью Атлантического океана. Однако по мере продолжения исследований океанского дна по всему миру было обнаружено, что каждый океан содержит части системы срединно-океанических хребтов. В начале XX века немецкая экспедиция «Метеор»[англ.] проследила срединно-океанический хребет от Южной Атлантики до Индийского океана. Хотя первый обнаруженный участок 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 дрейфа континентов в 1912 году. Он заявил: «Срединно-Атлантический хребет… зона, в которой дно Атлантического океана, продолжая расширяться, постоянно разрывается и освобождает место для свежих, относительно текучих и горячих частей коры [поднимающихся] из глубины»[47]. Однако Вегенер не следовал этому утверждению в своих более поздних работах, и его теория была отвергнута геологами, потому что не было механизма, объясняющего, как континенты могли пробиваться сквозь океаническую кору, и эта теория была в значительной степени забыта.

После открытия всемирной протяженности 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 распространения морского дна. Открытие срединно-океанических хребтов и процесса расширения морского дна позволило расширить теорию Вегенера, включив в нее движение океанической коры, а также континентов[48]. 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 км² нового морского дна[49]. При толщине земной коры 7 км это составляет около 19 км³ новой океанской коры, образующейся каждый год[49].

См. также

Примечания

  1. ↑ US Department of Commerce, National Oceanic and Atmospheric Administration What is the longest mountain range on earth? (англ.). oceanservice.noaa.gov. Дата обращения: 29 мая 2021. Архивировано 24 июня 2019 года.
  2. ↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 Ken C.Macdonald. Mid-Ocean Ridge Tectonics, Volcanism, and Geomorphology : [англ.] // Encyclopedia of Ocean Sciences (Third Edition). — 2019. — Vol. 4. — P. 405—419. — doi:10.1016/B978-0-12-409548-9.11065-6.
  3. ↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 Roger Searle. Mid-Ocean Ridges. — Cambridge University Press, 2013. — 318 p. — ISBN 9781107017528.
  4. ↑ 1 2 John G. Sclater, Roger N. Anderson, M. Lee Bell. Elevation of ridges and evolution of the central eastern Pacific : [англ.] // Journal of Geophysical Research. — 1971. — Vol. 76, no. 32. — P. 7888—7915. — doi:10.1029/JB076i032p07888.
  5. ↑ 1 2 Barry Parsons, John G. Sclater. An analysis of the variation of ocean floor bathymetry and heat flow with age // Journal of Geophysical Research. — 1977. — Vol. 82, no. 5. — P. 803—827. — doi:10.1029/JB082i005p00803.
  6. ↑ 1 2 E.E. Davis, C.R.B. Lister. Fundamentals of ridge crest topography : [англ.] // Earth and Planetary Science Letters. — 1974. — Vol. 21, no. 4. — P. 405—413. — doi:10.1016/0012-821X(74)90180-0.
  7. ↑ F. J. Vine, D. H. Matthews. Magnetic Anomalies Over Oceanic Ridges : [англ.] // Nature. — 1963. — Vol. 199, no. 4897. — P. 947—949. — doi:10.1038/199947a0.
  8. ↑ F. J. Vine. Spreading of the Ocean Floor: New Evidence : [англ.] // Science. — 1966. — Vol. 154, no. 3755. — P. 1405—1415. — doi:10.1126/science.154.3755.1405.
  9. ↑ Ken C. Macdonald. Near-bottom magnetic anomalies, asymmetric spreading, oblique spreading, and tectonics of the Mid-Atlantic Ridge near lat 37°N : [англ.] // Geological Society of America Bulletin. — 1977. — Vol. 88, no. 4. — P. 541—555. — doi:10.1130/0016-7606(1977)88<541:NMAASO>2.0.CO;2.
  10. ↑ Ken C. Macdonald. Mid-Ocean Ridges: Fine Scale Tectonic, Volcanic and Hydrothermal Processes Within the Plate Boundary Zone : [англ.] // Annual Review of Earth and Planetary Sciences. — 1982. — Vol. 10, no. 1. — P. 155—190. — doi:10.1146/annurev.ea.10.050182.001103.
  11. ↑ Charles DeMets, Richard G. Gordon, Donald F. Argus. Geologically current plate motions : [англ.] // Geophysical Journal International. — 2010. — Vol. 181, no. 1. — P. 1—80. — doi:10.1111/j.1365-246X.2009.04491.x.
  12. ↑ Douglas S. Wilson. Fastest known spreading on the Miocene Cocos-Pacific Plate Boundary // Geophysical Research Letters. — 1996. — Vol. 23, no. 21. — P. 3003—3006. — doi:10.1029/96GL02893.
  13. ↑ 1 2 Henry J. B. Dick, Jian Lin, Hans Schouten. An ultraslow-spreading class of ocean ridge : [англ.] // Nature. — 2003. — Vol. 426, no. 6965. — doi:10.1038/nature02128.
  14. ↑ Ken C. Macdonald, P. J. Fox. Overlapping spreading centres: new accretion geometry on the East Pacific Rise // Nature. — 1983. — Vol. 302, no. 5903. — P. 55—58. — doi:10.1038/302055a0.
  15. ↑ B.M. Wilson. Igneous Petrogenesis A Global Tectonic Approach : [англ.]. — Springer, 2007. — 466 p. — ISBN 9780412533105.
  16. ↑ Peter J. Michael, Michael J. Cheadle. Making a Crust : [англ.] // Science. — 2009. — Vol. 323, no. 5917. — P. 1017—1018. — doi:10.1126/science.1169556.
  17. ↑ Donald W. Hyndman. Petrology of igneous and metamorphic rocks : [англ.]. — McGraw-Hill, 1985. — 786 p. — ISBN 9780070316584.
  18. ↑ Harvey Blatt, Robert Tracy. Petrology, Second Edition : [англ.]. — W. H. Freeman, 1996. — 529 p. — ISBN 978-0-7167-2438-4.
  19. ↑ F. N. Spiess, Ken C. Macdonald, T. Atwater, R. Ballard, A. Carranza et al. East Pacific Rise: Hot Springs and Geophysical Experiments : [англ.] // Science. — 1980. — Vol. 207, no. 4438. — P. 1421—1433. — doi:10.1126/science.207.4438.1421.
  20. ↑ William Martin, John Baross, Deborah Kelley, Michael J. Russell. Hydrothermal vents and the origin of life : [англ.] // Nature Reviews Microbiology. — 2008. — Vol. 6, no. 11. — P. 805—814. — doi:10.1038/nrmicro1991.
  21. ↑ R. Hekinian, ed. Chapter 2 The World's Oceanic Ridge System : [англ.] // Elsevier Oceanography Series:Petrology of the Ocean Floor. — 1982. — Vol. 33. — P. 51—139. — doi:10.1016/S0422-9894(08)70944-9.
  22. ↑ Larson, R.L., W.C. Pitman, X. Golovchenko, S.D. Cande, JF. Dewey, W.F. Haxby, J.L. La Brecque. The Bedrock Geology of the World (Map) : [англ.]. — W H Freeman & Co, 1985. — ISBN 978-0716717027.
  23. ↑ R. Dietmar Müller, Walter R. Roest, Jean-Yves Royer, Lisa M. Gahagan, John G. Sclater. Digital isochrons of the world's ocean floor : [англ.] // Journal of Geophysical Research:Solid Earth. — 1997. — Vol. 102, no. B2. — P. 3211—3214. — doi:10.1029/96JB01781.
  24. ↑ 1 2 Donald Forsyth, Seiya Uyeda. On the Relative Importance of the Driving Forces of Plate Motion : [англ.] // Geophysical Journal International. — 1975. — Vol. 43, no. 1. — P. 163—200. — doi:10.1111/j.1365-246X.1975.tb00631.x.
  25. ↑ Donald L. Turcotte, Gerald Schubert, Jerry Schubert. Geodynamics : [англ.]. — 2nd. — Cambridge University Press, 2002. — 456 p. — ISBN 0521661862.
  26. ↑ Carolina Lithgow-Bertelloni. Driving Forces: Slab Pull, Ridge Push : [англ.] / Harff J., Meschede M., Petersen S., Thiede J. (eds) // Encyclopedia of Marine Geosciences. — 2014. — P. 1–6. — ISBN 978-94-007-6644-0. — doi:10.1007/978-94-007-6644-0_105-1.
  27. ↑ Holmes, Arthur. Radioactivity and earth movements : [англ.] // Nature. — 1931. — Vol. 128, no. 3229. — P. 496—496. — doi:10.1038/128496e0.
  28. ↑ H. H. Hess. History of Ocean Basins : [англ.] / A. E. J. Engel; Harold L. James; B. F. Leonard // Petrologic Studies. — 1962. — P. 599—620. — doi:10.1130/Petrologic.1962.599.
  29. ↑ Frank M. Richter. Dynamical models for sea floor spreading : [англ.] // Reviews of Geophysics. — 1973. — Vol. 11, no. 2. — P. 223—287. — doi:10.1029/RG011i002p00223.
  30. ↑ Frank M. Richter. Convection and the large-scale circulation of the mantle : [англ.] // Journal of Geophysical Research. — 1973. — Vol. 78, no. 35. — P. 8735—8745. — doi:10.1029/JB078i035p08735.
  31. ↑ Nicolas Coltice, Laurent Husson, Claudio Faccenna, Maëlis Arnould. What drives tectonic plates? : [англ.] // Science Advances. — 2019. — Vol. 5, no. 10. — doi:10.1126/sciadv.aax4295.
  32. ↑ Walter C. Pitman. Relationship between eustacy and stratigraphic sequences of passive margins : [англ.] // GSA Bulletin. — 1978. — Vol. 89, no. 9. — P. 1389—1403. — doi:10.1130/0016-7606(1978)89<1389:RBEASS>2.0.CO;2.
  33. ↑ J.A.Church, J.M.Gregory. Sea Level Change : [англ.] / Steve A. Thorpe and Karl K. Turekian (eds.) // Encyclopedia of Ocean Sciences. — Elsevier Science, 2001. — P. 2599—2604. — doi:10.1006/rwos.2001.0268.
  34. ↑ 1 2 Miller K.G. Sea Level Change, Last 250 Million Years : [англ.] / Gornitz V. (ed.) // Encyclopedia of Paleoclimatology and Ancient Environments. — Springer, Dordrecht, 2009. — P. 879—887. — doi:10.1007/978-1-4020-4411-3.
  35. ↑ Muller, R. D., Sdrolias, M., Gaina, C., Steinberger, B., Heine, C. Long-Term Sea-Level Fluctuations Driven by Ocean Basin Dynamics : [англ.] // Science. — 2008. — Vol. 319, no. 5868. — P. 1357—1362. — doi:10.1126/science.1151540.
  36. ↑ M.A.Kominz. Sea Level Variations Over Geologic Time : [англ.] / Steve A. Thorpe and Karl K. Turekian (eds.) // Encyclopedia of Ocean Sciences. — Elsevier Science, 2001. — P. 2605—2613. — doi:10.1006/rwos.2001.0255.
  37. ↑ 1 2 3 Stanley S. M., Hardie L. A. Hypercalcification: paleontology links plate tectonics and geochemistry to sedimentology : [англ.] : [арх. 17 октября 2016] // GSA today. — 1999. — Vol. 9, no. 2. — P. 1—7.
  38. ↑ Lupton J. Hydrothermal helium plumes in the Pacific Ocean : [англ.] // Journal of Geophysical Research: Oceans. — 1998. — Vol. 103, no. C8. — P. 15853—15868.
  39. ↑ 1 2 Coggon, R. M., Teagle, D. A., Smith-Duque, C. E., Alt, J. C., Cooper, M. J. Reconstructing Past Seawater Mg/Ca and Sr/Ca from Mid-Ocean Ridge Flank Calcium Carbonate Veins : [англ.] // Science. — 2010. — Vol. 327, no. 5969. — P. 1114—1117. — doi:10.1126/science.1182252.
  40. ↑ John W. Morse, Qiwei Wang, Mai Yin Tsio. Influences of temperature and Mg:Ca ratio on CaCO3 precipitates from seawater : [англ.] // Geology. — 1997. — Vol. 25, no. 1. — P. 85—87. — doi:10.1130/0091-7613(1997)025<0085:IOTAMC>2.3.CO;2.
  41. ↑ 1 2 Justin B. Ries. Effect of ambient Mg/Ca ratio on Mg fractionation in calcareous marine invertebrates: A record of the oceanic Mg/Ca ratio over the Phanerozoic : [англ.] // Geology. — 2004. — Vol. 32, no. 11. — P. 981—984. — doi:10.1130/g20851.1.
  42. ↑ Kenneth Jinghwa Hsü. Challenger at Sea : A Ship That Revolutionized Earth Science : [англ.]. — Princeton University Press, 2014. — 464 p. — ISBN 9781400863020.
  43. ↑ Bryan Bunch, Alexander Hellemans, Bryan H. Bunch, Alexander Hellemans. The History of Science and Technology : A Browser's Guide to the Great Discoveries, Inventions, and the People who Made Them, from the Dawn of Time to Today : [англ.]. — Houghton Mifflin, 2004. — 776 p. — ISBN 9780618221233.
  44. ↑ B. Gutenberg. Seismicity Of The Earth And Associated Phenomena : [англ.]. — Read Books, 2013. — 284 p. — ISBN 9781473384545.
  45. ↑ S. J. Shand. Rocks of the Mid-Atlantic Ridge : [англ.] // The Journal of Geology. — 1943. — Vol. 57, no. 1. — P. 89—92. — doi:10.1086/625580.
  46. ↑ E. C. Bullard, A. Day. The Flow of Heat through the Floor of the Atlantic Ocean : [англ.] // Geophysical Journal International. — 1961. — Vol. 4, no. 1. — P. 289—292. — doi:10.1111/j.1365-246X.1961.tb06820.x.
  47. ↑ Wolfgang R. Jacoby. Modern concepts of Earth dynamics anticipated by Alfred Wegener in 1912 : [англ.] // Geology. — 1981. — Vol. 9, no. 1. — P. 25—27. — doi:10.1130/0091-7613(1981)9<25:MCOEDA>2.0.CO;2.
  48. ↑ Seafloor Spreading (англ.). National Geographic Society (8 июня 2015). Дата обращения: 30 мая 2021. Архивировано 20 апреля 2021 года.
  49. ↑ 1 2 Jean-Pascal Cogné, Eric Humler. Trends and rhythms in global seafloor generation rate : [англ.] : [арх. 4 августа 2020] // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. — 2006. — Vol. 7, no. 3. — doi:10.1029/2005GC001148.

Литература

Ссылки