Středooceánský hřeben

Mid-Ocean Ridge (MOR)  je horský systém na mořském dně tvořený deskovou tektonikou. Obvykle má hloubku kolem 2600 metrů a tyčí se asi dva kilometry nad nejhlubší částí podvodní pánve . To je místo, kde dochází k šíření dna oceánu podél rozbíhající se hranice desek. Rychlost šíření určuje morfologii hřebene středooceánského hřbetu a jeho šířku. Vznik nového oceánského dna a oceánské litosféry je výsledkem zvednutí pláště v důsledku oddělení desek. Tavenina stoupá jako magma na linii slabosti mezi deskami a vystupuje jako láva .po ochlazení vytváří novou oceánskou kůru a litosféru. Prvním středooceánským hřbetem, který byl objeven, byl Středoatlantický hřbet , což je rozprostírající se centrum, které půlí severní a jižní Atlantik mísy; odtud jeho název. Většina středisek oceánského šíření se nenachází ve středu jejich pánve, ale navzdory tomu se jim tradičně říká středooceánské hřbety.

Globální systém

Středooceánské hřbety světa jsou propojeny a tvoří Ocean Ridge, jediný globální systém středooceánských hřbetů, který je součástí každého oceánu, což z něj činí nejdelší pohoří na světě. Souvislé pohoří je dlouhé asi 65 000 km (několikakrát delší než Andy , nejdelší kontinentální pohoří) a celková délka systému oceánských hřbetů je asi 80 000 km dlouhá [1] .

Popis

Morfologie

Ve středu rozprostírajícího se středooceánského hřbetu je mořské dno hluboké přibližně 2 600 metrů [2] [3] . Na úbočích hřebene koreluje hloubka mořského dna (nebo výška středooceánského hřebene nad základnou) s jeho stářím (stáří litosféry, kde se měří hloubka). Vztah mezi hloubkou a stářím lze modelovat ochlazováním litosférické desky [4] [5] nebo poloprostoru pláště [6] . Dobrým přiblížením je, že hloubka mořského dna v místě rozšiřujícího se středooceánského hřbetu je úměrná druhé odmocnině stáří mořského dna [6] . Obecný tvar hřbetů je výsledkem Prattovy isostázy : blízko osy hřbetu je horký plášť s nízkou hustotou podpírající oceánskou kůru. Jak se oceánská deska ochlazuje od osy hřbetu, litosféra oceánského pláště (chladnější, hustší část pláště, která zahrnuje oceánské desky spolu s kůrou) houstne a hustota se zvyšuje. Starší dno oceánu je tedy pokryto hustším materiálem a je hlubší [4] [5] .

Rychlost šíření  je rychlost, kterou se pánev rozšiřuje v důsledku expanze mořského dna. Rychlosti lze vypočítat mapováním mořských magnetických anomálií zahrnujících středooceánské hřbety. Protože krystalizovaný čedič , vytlačený na ose hřebene, tuhne při teplotě pod Curieovým bodem odpovídajících oxidů železa a titanu, jsou v těchto oxidech zaznamenány směry magnetického pole rovnoběžné s magnetickým polem Země. Směry polí uložené v oceánské kůře jsou záznamem změn magnetického pole Země v průběhu času. Vzhledem k tomu, že směr pole se v průběhu své historie ve známých intervalech obracel, lze vzorec geomagnetických zvratů v oceánské kůře použít jako indikátor stáří; s přihlédnutím ke stáří zemské kůry a vzdálenosti od osy hřbetu je možné vypočítat vydatnost [2] [3] [7] [8] .

Výdatnost je přibližně 10-200 mm/rok [2] [3] . Pomalu se rozšiřující hřbety, jako je Středoatlantický hřbet, se při stejném stáří a teplotních podmínkách rozšířily mnohem méně (vykazují strmější profil) než rychlejší hřbety, jako je East Pacific Rise (plošší profil) [2] . Hřebeny s pomalým šířením (méně než 40 mm/rok) mají obvykle velká rozsedlinová údolí , někdy až 10-20 km široká, a velmi členitý reliéf na hřebeni hřebene s výškovým rozdílem až 1000 m [2] [3] [9] [10] . Rychlé vyvýšeniny (větší než 90 mm/rok), jako je East Pacific Rise, naopak nemají riftová údolí. Rychlost šíření v severním Atlantiku je asi 25 mm/rok a v tichomořské oblasti 80–145 mm/rok [11] . Nejvyšší známá rychlost byla více než 200 mm/rok během miocénu na vzestupu východního Pacifiku [12] . Hřebeny s šířením <20 mm/rok se nazývají infrapomalé hřbety [3] [13] (např. Gakkelův hřbet v Severním ledovém oceánu a Západoindický hřbet ).

Střed nebo osa šíření obvykle navazuje na transformační poruchu , která je orientována v pravém úhlu k ose. Svahy středooceánských hřbetů jsou na mnoha místech poznamenány jizvami neaktivních transformačních zlomů, které se nazývají zlomové zóny. Při vyšších rychlostech šíření osy často otevírají překrývající se centra šíření, která postrádají defekty spojující transformace [2] [14] . Hloubka osy se systematicky mění s menšími hloubkami mezi posuny, jako jsou transformační poruchy a překrývající se centra šíření, které rozdělují osu na segmenty. Jednou z hypotéz pro různé hloubky podél osy je variace přítoku magmatu do středu šíření [2] . Ultra-pomalé hřbety tvoří magmatické i amagmatické (bez sopečné aktivity) hřbetní segmenty bez transformačních poruch [13] .

Vulkanismus

Středooceánské hřbety jsou vulkanické zóny s vysokou seizmicitou [3] . Oceánská kůra na hřebenech je v neustálém stavu „obnovy“ v důsledku expanze mořského dna a deskové tektoniky. Nové magma neustále přichází na dno oceánu a napadá stávající oceánskou kůru v oblasti zlomů podél os hřebenů. Horniny, které tvoří kůru pod mořským dnem, jsou nejmladší podél osy hřebene a stárnou, když se od této osy vzdalují. Nové magma čedičového složení vzniká na ose a v její blízkosti v důsledku dekompresního tání v podložním plášti Země [15] . Izentropicky stoupající (vzlínající) pevná hmota pláště se zahřívá nad teplotu solidu a taje. Zkrystalizované magma tvoří novou kůru čediče známou jako středoceánský hřebenový čedič a pod ním ve spodní oceánské kůře gabro [16] . Mid-Ocean Ridge Basalt je tholeiitický čedič s nízkým obsahem nekompatibilních prvků [17] [18] . Společným znakem oceánských center šíření jsou hydrotermální průduchy (černé kuřáky) poháněné magmatickým a vulkanickým teplem [19] [20] . Charakteristickým rysem vysokých hřebenů je jejich relativně vysoký tepelný tok, který se pohybuje od 1 µcal/cm²⋅s do přibližně 10 µcal/cm²⋅s. [21] (mikrokalorie na centimetr čtvereční za sekundu)

Většina kůry v oceánských pánvích je stará méně než 200 milionů let [22] [23] , tedy mnohem mladší, než je stáří Země 4,54 miliardy let. Tato skutečnost odráží proces recyklace litosféry do zemského pláště během subdukce . Jak se oceánská kůra a litosféra vzdalují od osy hřbetu , peridotit v podložním plášti litosféry se ochlazuje a stává se tužším. Kůra a relativně tuhý peridotit pod ní tvoří oceánskou litosféru , která se nachází nad méně tuhou a viskózní astenosférou [3] .

Mechanismy pohybu

Oceánská litosféra se tvoří na oceánském hřebeni, zatímco litosféra klesá zpět do astenosféry v oceánských příkopech. Předpokládá se, že za šíření ve středooceánských hřbetech jsou zodpovědné dva procesy: ridge-push a desk pull [24• ] . Hřebenové tlačení se vztahuje ke gravitačnímu klouzání oceánské desky, která se zvedá nad žhavější astenosféru, čímž vzniká síla, která způsobuje klouzání desky z kopce [25] . Při tahu desky váha tektonické desky, která se podsouvá (táhne) pod překrývající desku v subdukční zóně, s sebou táhne zbytek desky. Předpokládá se, že tažný mechanismus desky přispívá více než tlačení [24] [26] .

Dříve se předpokládalo, že proces, který podporuje pohyb desek a tvorbu nové oceánské kůry na středooceánských hřbetech, je „plášťový dopravník“ v důsledku konvekce pláště [27] [28] . Některé studie však ukázaly, že svrchní plášť (astenosféra) je příliš tažný (flexibilní) na to, aby vytvářel dostatečné tření k vytažení tektonické desky [29] [30] . Navíc se zdá, že vzlínání pláště, které způsobuje tvorbu magmatu pod oceánskými hřbety, ovlivňuje pouze jeho horních 400 km, což bylo odvozeno ze seismických dat a pozorování seismické heterogenity v horním plášti ve vzdálenosti asi 400 km. Na druhé straně některé z největších světových tektonických desek, jako je Severoamerická deska a Jihoamerická deska , jsou v pohybu, ale subdukují se pouze na omezených místech, jako je oblouk Malých Antil a oblouk Jižních Sandwichových ostrovů , což naznačuje akci. na deskách tlačné síly. Počítačové modelování pohybu desek a pláště naznačuje, že pohyb desek a konvekce pláště spolu nesouvisí a hlavní hnací silou desek je tahání desky [31] .

Dopad na globální hladinu moře

Zvýšené šíření (tj. rychlost expanze středooceánského hřbetu) vedlo ke zvýšení globální (eustatické) hladiny moří po velmi dlouhou dobu (miliony let) [32] [33] . Větší šíření dna znamená, že středooceánský hřbet se pak roztáhne a vytvoří širší hřbet se sníženou průměrnou hloubkou, čímž zabere více místa v oceánské pánvi. To vytlačí překrývající se oceán a způsobí zvýšení hladiny moří [34] .

Změna hladiny moře může souviset s dalšími faktory (tepelná expanze, tání ledu a konvekce pláště vytvářející dynamickou topografii [35] ). Ve velmi dlouhém časovém měřítku je to však výsledek změn v objemu oceánských pánví, které jsou zase ovlivněny rychlostí šíření mořského dna podél středooceánských hřbetů [36] .

Vysoká hladina moře v období křídy (před 144–65 miliony let) může být vysvětlena pouze deskovou tektonikou, protože samotná tepelná roztažnost a absence ledových příkrovů nemohou vysvětlit skutečnost, že hladina moře byla o 100–170 metrů vyšší než dnes. [34] .

Účinky na chemii mořské vody a usazeniny uhličitanů

Šíření mořského dna ve středooceánských hřbetech je systém výměny iontů v globálním měřítku [37] . Hydrotermální průduchy v rozšiřujících se centrech uvolňují do oceánu různá množství železa , síry , manganu , křemíku a dalších prvků, z nichž některé jsou recyklovány do oceánské kůry. Helium-3 , izotop, který doprovází plášťový vulkanismus, je emitován z hydrotermálních průduchů a lze jej nalézt v oblacích v oceánu [38] .

Vysoká rychlost šíření způsobí rozšíření středooceánského hřbetu, což způsobí, že čedič bude rychleji reagovat s mořskou vodou. Poměr hořčíku a vápníku se sníží, protože více iontů hořčíku bude absorbováno horninou z mořské vody a více iontů vápníku se z horniny vyplaví a dostane se do mořské vody. Hydrotermální aktivita na hřebeni hřebene je účinná při odstraňování hořčíku [39] . Nižší poměr hořčík/vápník přispívá k vysrážení nízkohořčíkových kalcitových polymorfů uhličitanu vápenatého (kalcitová moře) [40] [37] .

Pomalé šíření ve středooceánských hřbetech má opačný účinek a bude mít za následek vyšší poměr hořčík/vápník, který podporuje srážení aragonitu a polymorfů uhličitanu vápenatého s vysokým obsahem hořečnatého (aragonitová moře) [37] .

Experimenty ukazují, že většina moderních organismů s vysokým obsahem hořčíku v kalcitu by měla v minulosti v kalcitových mořích nízký obsah hořčíku [41] , což znamená, že poměr hořčík/vápník v kostře organismu se mění v závislosti na poměru hořčík/vápník v mořské vodě, ve které vyrůstal.

Mineralogie organismů vytvářejících útesy a tvořících ložiska je tedy řízena chemickými reakcemi probíhajícími podél středooceánského hřbetu, jejichž rychlost závisí na rychlosti šíření mořského dna [39] [41] .

Historie

Objev

První náznaky, že povodí Atlantského oceánu bylo půleno horským pásmem, byly získány jako výsledek britské expedice Challenger v 19. století [42] . Oceánologové Matthew Fontaine Maury a Charles Wyville Thomson analyzovali výsledky svých měření hloubek a odhalili znatelný vzestup mořského dna, které sestupovalo podél povodí Atlantiku od severu k jihu. Echosonery to potvrdily na počátku 20. století [43] .

Teprve po druhé světové válce, kdy bylo dno oceánu prozkoumáno podrobněji, byl znám celý rozsah středooceánských hřbetů. Vema, loď z Columbia University 's Lamont-Doherty Earth Observatory , překonala Atlantický oceán a zaznamenala sonarové údaje o hloubce dna oceánu. Tým pod vedením Marie Tharp a Bruce Heezena dospěl k závěru, že se jedná o obrovské pohoří s riftovým údolím na hřebeni, které prochází středem Atlantského oceánu. Vědci jej pojmenovali Středoatlantický hřbet . Jiné studie ukázaly, že hřeben hřebene je seismicky aktivní [44] a v riftovém údolí byly nalezeny čerstvé lávy [45] . Tepelný tok zemské kůry zde byl navíc vyšší než kdekoli jinde v povodí Atlantského oceánu [46] .

Zpočátku se mělo za to, že hřeben je rysem Atlantského oceánu. Nicméně, jak průzkum dna oceánu pokračoval po celém světě, bylo zjištěno, že každý oceán obsahuje části středooceánského hřebenového systému. Na začátku 20. století německá expedice Meteor sledovala středooceánský hřeben od jižního Atlantiku k Indickému oceánu. Ačkoli první objevená část hřebenového systému prochází středním Atlantickým oceánem, bylo zjištěno, že většina středooceánských hřebenů se nachází daleko od centra jiných oceánských pánví [2] [3] .

Dopad objevu: expanze mořského dna

Alfred Wegener navrhl teorii kontinentálního driftu v roce 1912. Uvedl: „Medoatlantický hřbet ... zóna, ve které se dno Atlantského oceánu, pokračující rozpínání, neustále roztrhává a vytváří prostor pro čerstvé, relativně tekuté a horké části kůry [vznášející se] z hlubiny“ [47] . Wegener se však ve své pozdější práci tímto tvrzením neřídil a jeho teorie byla geology odmítnuta, protože neexistoval žádný mechanismus, který by vysvětlil, jak by kontinenty mohly prorazit oceánskou kůru, a teorie byla z velké části zapomenuta.

Po objevu celosvětového rozsahu středooceánského hřbetu v 50. letech 20. století stáli geologové před novou výzvou: vysvětlit, jak mohla vzniknout tak obrovská geologická stavba. V 60. letech 20. století geologové objevili a začali navrhovat mechanismy pro šíření mořského dna. Objev středooceánských hřbetů a expanze mořského dna umožnily rozšířit Wegenerovu teorii o pohyb oceánské kůry a také kontinentů [48] . Desková tektonika byla vhodným vysvětlením pro expanzi mořského dna a přijetí deskové tektoniky většinou geologů vedlo k zásadní změně paradigmatu v geologickém myšlení.

Odhaduje se, že podél středooceánských hřbetů Země tento proces každý rok vytvoří 2,7 km² nového mořského dna [49] . Při tloušťce kůry 7 km je to asi 19 km³ nové oceánské kůry vytvořené každý rok [49] .


Viz také

Poznámky

  1. ↑ Americké ministerstvo obchodu, Národní úřad pro oceán a atmosféru Jaké je nejdelší pohoří na Zemi?  (anglicky) . oceanservice.noaa.gov . Získáno 29. května 2021. Archivováno z originálu dne 24. června 2019.
  2. ↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 Ken C. Macdonald. Tektonika, vulkanismus a geomorfologie Středooceánského hřebene: [ eng. ] // Encyklopedie oceánských věd (třetí vydání). - 2019. - Sv. 4. - S. 405-419. - doi : 10.1016/B978-0-12-409548-9.11065-6 .
  3. ↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 Roger Searle. Středooceánské hřebeny . - Cambridge University Press, 2013. - 318 s. — ISBN 9781107017528 .
  4. ↑ 1 2 John G. Sclater, Roger N. Anderson, M. Lee Bell. Elevace hřebenů a vývoj centrálního východního Pacifiku: [ eng. ] // Journal of Geophysical Research. - 1971. - Sv. 76, č.p. 32. - S. 7888-7915. - doi : 10.1029/JB076i032p07888 .
  5. ↑ 1 2 Barry Parsons, John G. Sclater. Analýza změn batymetrie dna oceánu a tepelného toku s věkem // Journal of Geophysical Research. - 1977. - Sv. 82, č.p. 5. - S. 803-827. - doi : 10.1029/JB082i005p00803 .
  6. ↑ 12 E.E. _ Davis, CRB Lister. Základy topografie hřebene : [ ang. ] // Dopisy o Zemi a planetách. - 1974. - Sv. 21, č. 4. - S. 405-413. - doi : 10.1016/0012-821X(74)90180-0 .
  7. ↑ FJ Vine, D. H. Matthews. Magnetické anomálie nad oceánskými hřebeny ] // Příroda. - 1963. - Sv. 199, č.p. 4897, str. 947-949. - doi : 10.1038/199947a0 .
  8. ↑ FJ Vine. Šíření dna oceánu: Nové důkazy: [ eng. ] // Věda. - 1966. - Sv. 154, č.p. 3755. - S. 1405-1415. - doi : 10.1126/science.154.3755.1405 .
  9. ↑ Ken C. Macdonald. Magnetické anomálie v blízkosti dna, asymetrické šíření, šikmé šíření a tektonika Středoatlantického hřbetu poblíž šířky 37° severní šířky: [ eng. ] // Bulletin Geologické společnosti Ameriky. - 1977. - Sv. 88, č.p. 4. - S. 541-555. - doi : 10.1130/0016-7606(1977)88<541:NMAASO>2.0.CO;2 .
  10. ↑ Ken C. Macdonald. Středooceánské hřbety: jemné tektonické, vulkanické a hydrotermální procesy v hraniční zóně desky ] // Výroční přehled věd o Zemi a planetách. - 1982. - Sv. 10, č. 1. - S. 155-190. doi : 10.1146 / annurev.ea.10.050182.001103 .
  11. ↑ Charles DeMets, Richard G. Gordon, Donald F. Argus. Geologicky aktuální pohyby desek ] // Geophysical Journal International. - 2010. - Sv. 181, č.p. 1. - S. 1-80. - doi : 10.1111/j.1365-246X.2009.04491.x .
  12. ↑ Douglas S. Wilson. Nejrychlejší známé šíření na miocénní hranici kokosovo-pacifické desky // Geophysical Research Letters. - 1996. - Sv. 23, č. 21. - S. 3003-3006. - doi : 10.1029/96GL02893 .
  13. ↑ 1 2 Henry JB Dick, Jian Lin, Hans Schouten. Velmi pomalu se šířící třída oceánských hřbetů: [ eng. ] // Příroda. - 2003. - Sv. 426, č.p. 6965. - doi : 10.1038/nature02128 .
  14. ↑ Ken C. Macdonald, PJ Fox. Překrývající se centra šíření: nová akreční geometrie na vzestupu východního Pacifiku // Nature. - 1983. - Sv. 302, č.p. 5903. - S. 55-58. - doi : 10.1038/302055a0 .
  15. ↑ BM Wilson. Vyvřelá petrogeneze Globální tektonický přístup ] . - Springer, 2007. - 466 s. — ISBN 9780412533105 .
  16. ↑ Peter J. Michael, Michael J. Cheadle. Tvorba kůry: [ eng. ] // Věda. - 2009. - Sv. 323, č.p. 5917. - S. 1017-1018. - doi : 10.1126/science.1169556 .
  17. ↑ Donald W. Hyndman. Petrologie magmatických a metamorfovaných hornin: [ eng. ] . - McGraw-Hill, 1985. - 786 s. — ISBN 9780070316584 .
  18. ↑ Harvey Blatt, Robert Tracy. Petrologie, druhé vydání: [ eng. ] . - W. H. Freeman, 1996. - 529 s. - ISBN 978-0-7167-2438-4 .
  19. ↑ FN Spiess, Ken C. Macdonald, T. Atwater, R. Ballard, A. Carranza a kol. East Pacific Rise: Hot Springs and Geophysical Experiments: [ eng. ] // Věda. - 1980. - Sv. 207, č.p. 4438. - S. 1421-1433. - doi : 10.1126/science.207.4438.1421 .
  20. ↑ William Martin, John Baross, Deborah Kelley, Michael J. Russell. Hydrotermální průduchy a vznik života : [ ang. ] // Nature Reviews Microbiology. - 2008. - Sv. 6, č. 11. - S. 805-814. - doi : 10.1038/nrmicro1991 .
  21. ↑ R. Hekinian, ed. Kapitola 2 Systém světového oceánského hřbetu : [ eng. ] // Elsevier Oceanography Series:Petrology of the Ocean Floor. - 1982. - Sv. 33. - S. 51-139. - doi : 10.1016/S0422-9894(08)70944-9 .
  22. ↑ Larson, RL, W. C. Pitman, X. Golovchenko, SD Cande, JF. Dewey, WF Haxby, JL La Brecque. Geologie podloží světa (Mapa) : [ eng. ] . - W. H. Freeman & Co, 1985. - ISBN 978-0716717027 .
  23. ↑ R. Dietmar Müller, Walter R. Roest, Jean-Yves Royer, Lisa M. Gahagan, John G. Sclater. Digitální izochrony dna světového oceánu: [ eng. ] // Journal of Geophysical Research: Solid Earth. - 1997. - Sv. 102, č.p. B2. - S. 3211-3214. - doi : 10.1029/96JB01781 .
  24. ↑ 1 2 Donald Forsyth, Seiya Uyeda. O relativní důležitosti hnacích sil pohybu desky: [ eng. ] // Geophysical Journal International. - 1975. - Sv. 43, č.p. 1. - S. 163-200. - doi : 10.1111/j.1365-246X.1975.tb00631.x .
  25. ↑ Donald L. Turcotte, Gerald Schubert, Jerry Schubert. Geodynamika: [ anglicky ] ] . — 2. - Cambridge University Press, 2002. - 456 s. — ISBN 0521661862 .
  26. ↑ Carolina Lithgow-Bertelloni. Hnací síly: Slab Pull, Ridge Push ]  / Harff J., Meschede M., Petersen S., Thiede J. (eds.) // Encyclopedia of Marine Geosciences. — 2014. — S. 1–6. — ISBN 978-94-007-6644-0 . - doi : 10.1007/978-94-007-6644-0_105-1 .
  27. ↑ Holmes, Arthur. Radioaktivita a pohyby Země: [ eng. ] // Příroda. - 1931. - Sv. 128, č.p. 3229, str. 496-496. - doi : 10.1038/128496e0 .
  28. ↑ HH Hess. Historie oceánských pánví: [ eng. ]  / AEJ Engel; Harold L. James; BF Leonard // Petrologické studie. - 1962. - S. 599-620. - doi : 10.1130/Petrologic.1962.599 .
  29. ↑ Frank M. Richter. Dynamické modely pro šíření mořského dna : [ eng. ] // Recenze geofyziky. - 1973. - Sv. 11, č. 2. - S. 223-287. - doi : 10.1029/RG011i002p00223 .
  30. ↑ Frank M. Richter. Konvekce a velkoplošná cirkulace pláště : [ eng. ] // Journal of Geophysical Research. - 1973. - Sv. 78, č.p. 35. - S. 8735-8745. - doi : 10.1029/JB078i035p08735 .
  31. ↑ Nicolas Coltice, Laurent Husson, Claudio Faccenna, Maëlis Arnould. Co pohání tektonické desky? : [ anglicky ] ] // Vědecký pokrok. - 2019. - Sv. 5, č. 10. - doi : 10.1126/sciadv.aax4295 .
  32. ↑ Walter C. Pitman. Vztah mezi eustací a stratigrafickými sekvencemi pasivních okrajů : [ eng. ] // Bulletin GSA. - 1978. - Sv. 89, č.p. 9. - S. 1389-1403. - doi : 10.1130/0016-7606(1978)89<1389:RBEASS>2.0.CO;2 .
  33. ↑ JAChurch, JMGregory. Změna hladiny moře: [ eng. ]  / Steve A. Thorpe a Karl K. Turekian (eds.) // Encyclopedia of Ocean Sciences. - Elsevier Science, 2001. - S. 2599-2604. - doi : 10.1006/rwos.2001.0268 .
  34. ↑ 1 2 Miller KG Změna hladiny moře, posledních 250 milionů let : [ eng. ]  / Gornitz V. (ed.) // Encyklopedie paleoklimatologie a starověkých prostředí. - Springer, Dordrecht, 2009. - S. 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 : [ eng. ] // Věda. - 2008. - Sv. 319, č.p. 5868. - S. 1357-1362. - doi : 10.1126/science.1151540 .
  36. ↑ MAKominz. Kolísání hladiny moře v geologickém čase: [ eng. ]  / Steve A. Thorpe a Karl K. Turekian (eds.) // Encyclopedia of Ocean Sciences. - Elsevier Science, 2001. - S. 2605-2613. - doi : 10.1006/rwos.2001.0255 .
  37. ↑ 1 2 3 Stanley SM, Hardie LA Hyperkalcifikace: paleontologie spojuje deskovou tektoniku a geochemii se sedimentologií  : [ eng. ] // GSA dnes. - 1999. - Sv. 9, č. 2. - S. 1-7.
  38. ↑ Lupton J. Hydrotermální vlečky helia v Tichém oceánu: [ eng. ] // Journal of Geophysical Research: Oceans. - 1998. - Sv. 103, č.p. C8. - S. 15853-15868.
  39. ↑ 1 2 Coggon, RM, Teagle, DA, Smith-Duque, CE, Alt, JC, Cooper, MJ Rekonstrukce minulých mořských vod Mg/Ca a Sr/Ca z vápenatých karbonátových žil středooceánského hřbetu: [ eng. ] // Věda. - 2010. - Sv. 327, č.p. 5969. - S. 1114-1117. - doi : 10.1126/science.1182252 .
  40. ↑ John W. Morse, Qiwei Wang, Mai Yin Tsio. Vlivy teploty a poměru Mg:Ca na srážky CaCO3 z mořské vody : [ eng. ] // Geologie. - 1997. - Sv. 25, č. 1. - S. 85-87. - doi : 10.1130/0091-7613(1997)025<0085:IOTAMC>2.3.CO;2 .
  41. ↑ 12 Justin B. Ries. Vliv okolního poměru Mg/Ca na frakcionaci Mg u vápnitých mořských bezobratlých: Záznam oceánského poměru Mg/Ca oproti fanerozoiku: [ eng. ] // Geologie. - 2004. - Sv. 32, č. 11. - S. 981-984. doi : 10.1130 / g20851.1 .
  42. ↑ Kenneth Jinghwa Hsu. Challenger na moři: Loď, která způsobila revoluci ve vědě o Zemi: [ eng. ] . - Princeton University Press, 2014. - 464 s. — ISBN 9781400863020 .
  43. ↑ Bryan Bunch, Alexander Hellemans, Bryan H. Bunch, Alexander Hellemans. Historie vědy a techniky: Průvodce prohlížečem k velkým objevům, vynálezům a lidem, kteří je vytvořili, od úsvitu času po dnešek: [ eng. ] . - Houghton Mifflin, 2004. - 776 s. — ISBN 9780618221233 .
  44. ↑ B. Gutenberg. Seismicita Země a související jevy : [ eng. ] . - Přečtené knihy, 2013. - 284 s. — ISBN 9781473384545 .
  45. ↑ SJ Shand. Skály Středoatlantického hřebene ] // The Journal of Geology. - 1943. - Sv. 57, č.p. 1. - S. 89-92. - doi : 10.1086/625580 .
  46. ↑ EC Bullard, A. Day. Tok tepla dnem Atlantského oceánu : [ eng. ] // Geophysical Journal International. - 1961. - Sv. 4, č. 1. - S. 289-292. - doi : 10.1111/j.1365-246X.1961.tb06820.x .
  47. ↑ Wolfgang R. Jacoby. Moderní koncepce dynamiky Země předpokládané Alfredem Wegenerem v roce 1912: [ eng. ] // Geologie. - 1981. - Sv. 9, č. 1. - S. 25-27. - doi : 10.1130/0091-7613(1981)9<25:MCOEDA>2.0.CO;2 .
  48. ↑ Šíření  mořského dna . National Geographic Society (8. června 2015). Získáno 30. května 2021. Archivováno z originálu dne 20. dubna 2021.
  49. ↑ 1 2 Jean-Pascal Cogné, Eric Humler. Trendy a rytmy v globální míře tvorby mořského dna  : [ eng. ] // Geochemie, geofyzika, geosystémy. - 2006. - Sv. 7, č. 3. - doi : 10.1029/2005GC001148 .
  Přejděte na položku Wikidata  Slovníky a encyklopedie
V bibliografických katalozích