W geologii , o grzbiet , zwany także mid-ocean grzbiet lub grzbiet śródoceaniczny , jest podwodny łańcuch górski , który znajduje się we wszystkich basenów oceanicznych. Różni się ona od głębinowej zwykły , płaskiej części oceanicznej głębinową strefie między 5000 i 6000 m głębokości, o wiele mniej wyraźne głębokości, zwykle około 2,000 m . Grzbiet ma postać systemu reliefów tworzących łańcuch po obu stronach zaznaczonej centralnej szczeliny . Sieć tych grzbietów jest ciągła i rozciąga się pod oceanami na prawie 60 do 80 000 km .
W przypadku tektoniki płyt grzbiet oceaniczny jest granicą rozbieżności między dwiema płytami tektonicznymi . W odpowiedzi na oddzielenie płyt ciepły płaszcz ziemi wchodzi w kontakt z oceanem i tworzy nową oceaniczną litosferę . Płaskorzeźby grzbietu tworzą izostaza , będąca konsekwencją wzrostu magmy i wzrostu temperatury. W miarę oddalania się od grzbietu litosfera oceaniczna ochładza się, gęstnieje, a kontakt z oceanem jest głębszy.
Grzbiet jest miejscem częstego występowania magmatyzmu. Wulkaniczna na poziomie wypukłości jest na ogół bazaltowa , z tholeitic geochemią . Fuzja materiału perydotytycznego, która ma miejsce na grzbiecie, jest źródłem materiału tworzącego litosferę oceaniczną. Istnieją również grzbiety bez wulkanizmu, takie jak Southwest Indian Ridge . W tym przypadku to właśnie ruchy tektoniczne dużych uskoków o bardzo powolnym przemieszczaniu (1,4 mm rocznie) zapewniają ekspansję oceaniczną.
Określenie „mid-oceaniczny” używany do oznaczania grzbiety nie zawsze jest właściwe, ponieważ, podczas gdy grzbiety Atlantic ( Mid-Atlantic Ridge , Kolbeinsey Ridge między Islandią a Jan Mayen Wyspy i Mohns Ridge na północnym Jan Mayen) mają średnią pozycję trasa, która wije się w połowie drogi między kontynentami amerykańskim i euro-afrykańskim, grzbiety Pacyfiku (grzbiet Wschodniego Pacyfiku i Grzbiet Pacyfiku-Antarktydy ) znajdują się poza środkiem.
Grzbiety oceaniczne tworzą największe ciągłe pasmo górskie na naszej planecie. Stanowią system reliefów bez nieciągłości na wszystkich oceanach, o szacowanej długości od 60 000 do 80 000 km .
Kalenica nie jest ciągłą linią kalenicy: jest utworzona przez szereg wielu wydłużonych odcinków połączonych przekształcającymi się uskokami .
Ich powierzchnia o szerokości od 1000 do 3000 km zajmuje 33% powierzchni dna oceanu i 25% powierzchni ziemi jako całości. Najdłuższym odcinkiem jest grzbiet środkowoatlantycki , który oddziela płyty afrykańsko-europejskie i amerykańskie na około 7 000 km .
Ściany grzbietu mają zazwyczaj głębokość 2,5 km , podczas gdy średnia głębokość oceanu wynosi około 4,5 km, a równina głębinowa, płaska część oceanicznej strefy głębinowej, ma głębokość od 5 000 do 6000 metrów. W porównaniu z tym dnem oceanu „relief” grzbietu jest więc rzędu dwóch do trzech tysięcy metrów. Jednak różnicę poziomów należy porównać z szerokością, od 500 do 800 km (Ocean Atlantycki) lub od 1000 do 1500 km ( Ocean Spokojny ). Nachylenie jest więc znacznie niższe niż w przypadku wynurzonych pasm górskich .
W powolnych grzbietach osiowa linia góry podmorskiej lub „góry podmorskiej” może zostać wyrzeźbiona w wąskiej dolinie o długości kilku kilometrów, zwanej szczeliną lub rowem zapadającym. Szybkie grzbiety, z większym magmatyzmem, które tworzą grubszą skorupę (od 5 do 10 km ), nie mają środkowej szczeliny. Szczelina jest miejscem intensywnej aktywności geologicznej, uważanej za oazę życia na głębokich dnie oceanów, raczej ubogiej w aktywność biologiczną z powodu braku energii i zasobów chemicznych.
Batymetria lub profil szczeliny w dużej mierze zależy od szybkości, z jaką dno morskie rozszerza się nad grzbietem. Powoli rozszerzające się grzbiety (<5 cm / rok), takie jak grzbiet środkowoatlantycki, mają na ogół duże i szerokie doliny szczelinowe, do 10-20 km, i bardzo nierówny teren na szczycie grzbietu, z różnicami w rzeźbieniu do 1000 m . W przeciwieństwie do tego szybko rozciągające się grzbiety (> 8 cm / rok), takie jak East Pacific Ridge, charakteryzują się wąskimi, spiczastymi bruzdami w ogólnie płaskiej topografii, która rozciąga się od grzbietu na kilkaset kilometrów. Bardzo wolno dyfuzyjne grzbiety (<2 cm / rok), takie jak południowo-zachodnie Indie i grzbiety arktyczne, tworzą segmenty grzbietów magmowych i amagmatycznych bez uskoków transformacyjnych.
Głębokość dna morskiego w danym punkcie grzbietu (lub wysokość tego punktu w stosunku do równin głębinowych) jest ściśle związana z wiekiem jego formacji geologicznej. Zależność między wiekiem a głębokością można modelować przez chłodzenie płyty litosfery na obszarach bez znaczącej subdukcji.
Ogólny kształt grzbietów wynika z izostazy : w pobliżu osi grzbietów ciepły płaszcz o małej gęstości podtrzymuje skorupę oceaniczną. Gdy płyty oceaniczne chłodzą się, z dala od osi grzbietów, litosfera płaszcza oceanicznego (chłodniejsza, gęstsza część płaszcza, która wraz ze skorupą obejmuje płyty oceaniczne) gęstnieje i zwiększa się gęstość. Tak więc starsze dno morskie spoczywa na gęstszym materiale i jest głębsze. Dla tego samego chłodzenia profil batymetryczny i wynikająca z niego szerokość grzbietu jest więc funkcją szybkości jego rozszerzania. Powolne ekspansje, takie jak grzbiet środkowoatlantycki, prowadzą do znacznie węższych profili niż szybsze grzbiety, takie jak grzbiet Wschodniego Pacyfiku .
Podstawowym pytaniem w tektonice płyt jest zrozumienie, dlaczego typowy grzbiet składa się z naprzemiennych segmentów grzbietów (rozbieżnych uskoków) oddzielonych przekształceniem uskoków pod kątem prostym do poprzednich. Rzeczywiście, jeśli logiczne jest, że przekształcające uskoki ustawiają się zgodnie z kierunkiem względnego przemieszczenia płyt, nie ma równoważnego naprężenia na samym grzbiecie, które mogłoby tworzyć dowolny kąt z tym kierunkiem bez tego, że przemieszczenie nie prowadzi do niespójność mechaniczna. Jak powstaje taka konstrukcja i dlaczego jest utrzymywana?
Ogólny zarys grzbietów oceanicznych jest dziedziczony z procesu fragmentacji płyt, często kontrolowanego przez istniejące wcześniej struktury. Ideę tę sugeruje w szczególności prosta geometryczna zgodność między pasywnymi brzegami a grzbietami śródoceanicznymi, szczególnie zaznaczona w przypadku grzbietu południowego Atlantyku oraz wybrzeży Afryki Zachodniej i Ameryki Południowej. W rzeczywistości, gdy uskok w jakimkolwiek kierunku otwiera się i rozciąga, ma tendencję do przekształcania się w system przekształcania uskoków równoległych do ruchu, pomiędzy którymi układy zapadania są instalowane wokół uskoków ortogonalnych, a jednocześnie powstają grzbiety oceaniczne. A następnie ta tendencja do naprzemiennych grzbietów i przekształceń występuje nawet na skorupie oceanicznej: proste proste grzbiety mogą przekształcić się w ortogonalny wzór transformacji grzbietu, na przykład po zmianach w ruchu płyty.
Jednak uskoki przekształcające często nie są dziedziczone ze struktur szczelin krzyżowych, mogą pojawić się po rozpoczęciu formowania się dna morskiego. W szczególności można zauważyć, że strefy pęknięcia i linie magnetyczne pozostają ortogonalne, także po zmianie kierunku dywergencji, co pokazuje, że ta ortogonalność jest mechaniczną odpowiedzią na proces dywergencji napotkany na skorupie oceanicznej. Modelowanie i doświadczenie pokazują, że początkowe nieregularności na granicy płytki są wystarczające, aby wzrost stał się niestabilny i samoczynnie organizował się w naprzemiennych kierunkach wzdłuż kolejnych odcinków kalenicy; powstałe zakrzywione krawędzie stają się w ciągu kilku milionów lat uskokami transformacyjnymi. Jeśli istnieje stabilna konfiguracja, to dlatego, że reprezentuje konfigurację minimalną energii, prawdopodobnie określoną przez zależność oporu przy rozdzielaniu płyt od konfiguracji przyjętej przez kręgosłup.
Jeśli kręgosłup musi łączyć dwa punkty geograficzne przez naprzemienne grzbiety i przekształcające uskoki, ścieżka minimalizująca energię niezbędną do przemieszczenia zależy od stosunku energii wydatkowanej przez przesuwanie się uskoku transformującego do energii wydatkowanej przez przedłużenie Krety. To określenie „najmniejszej ścieżki” tradycyjnie odpowiada zasadzie Fermata rządzącej refrakcją , a rozwiązanie tutaj odpowiada obliczeniu kąta granicznego , który jest zwykle kątem prostym, gdy „koszt” grzbietu jest znacznie wyższy. niż w przypadku wady: jeśli między dwoma kosztami liniowymi występuje współczynnik stu, kąt ponownego wejścia będzie wynosił .
Błędu przekształcania , równolegle do względnego przemieszczenia płytek, a zatem łączy dwie osie rozszerzalności cieplnej (w B i C, na rysunku), przy czym skorupy oceanicznej formy wokół wypukłości zasadniczo prostopadłe do tego błędu przekształcenie. Można jednak zauważyć, że w przypadku szybszych szybkości rozszerzania sieci szkieletowe często przekształcają się w nakładające się błędy rozszerzenia, bez skojarzonych z nimi błędów transformacji.
Z wyjątkiem strukturalnej anizotropii na poziomie ekspansji, skorupa oceaniczna przylega symetrycznie do obu stron grzbietu, a zatem dwie płyty oddzielają się, w odniesieniu do punktu dynamicznie położonego na granicy dwóch płyt, z prędkością równoległą do tego przekształcającego uskoku, od równe standardy i w przeciwnych kierunkach. Jeśli, przeciwnie, to przemieszczenie jest związane z jedną z płyt, to grzbiet przesuwa się w kierunku drugiej płyty, a jego prędkość ruchu jest równa połowie prędkości rozdzielania dwóch płyt.
Szybkość rozdzielania płytek jest taka sama po obu stronach uskoku transformującego , prędkość przemieszczania się szczytów znajdujących się po obu stronach tego transformanta (w B i C na rysunku) jest taka sama, a zatem długość aktywny segment błędu transformacji [BC] oddzielający dwa piki ma tendencję do utrzymywania się w czasie na stałym poziomie.
Oś kalenicy pozbawiona jest sedymentacji . Im dalej od szczeliny, tym grubsza warstwa osadu. Wynika to ze zjawiska rozszerzania się i tworzenia litosfery oceanicznej.
Na osi centralnej znajdujemy doskonale niezmienione bazalty , to znaczy bardzo młode pod względem geologicznym. Pokazują one szczególną postać lawy poduszkowej („ pranie poduszek ”), która jest wynikiem odpuszczania natychmiastowej lawy z rosnącego wulkanu (np. Na Hawajach czy w Turcji ). Pod tymi bazaltami poduszek znajdują się żyły bazaltu, a następnie gabro . Taki układ świadczy o położeniu tych skał (tworzących skorupę oceaniczną) po podniesieniu się magmy na poziom grzbietu.
Astenosfera , który tworzy wypukłości na poziomie sieci szkieletowej odprowadza ten sposób ciepło z płaszcza przez konwekcyjnych przepływów i rosnącej magmy .
Obecna jest zatem znaczna i szybko odnawiana energia cieplna, związana z cyrkulacją wody w głębi w pobliżu komory wulkanicznej. Jednak pomimo temperatur od 100 do 350 ° C woda ta nie wrze z powodu wysokiego ciśnienia w głębinach morskich. Ciepło wody w gejzerach na Islandii (położonych na grzbiecie atlantyckim) jest przykładem tego widocznego efektu na powierzchni.
Woda przepływa przez pęknięcia i uskoki pod ziemią. Gorąca woda ochładza się, gdy się podnosi, zimna woda infiltruje bazalty i podczas ogrzewania zostaje naładowana jonami . Kiedy się podnosi, pozostawia ślady siarczków (jeśli rośnie szybko) lub tlenków żelaza i manganu (jeśli rośnie wolno). Obszary, z których wypływa gorąca woda, to rodzaj hydrotermalnych otworów wentylacyjnych zwanych „czarnymi palaczami”, ponieważ „dmuchają” one pod wysokim ciśnieniem bardzo gorącą wodą, wypełnioną cząstkami i rozpuszczonymi siarczkami, które nadają im ciemny lub czarny pióropusz. Tych czarnych palaczy odkrył przypadkowo w 1977 roku geolog John Corliss .
Bezpośrednie otoczenie tych źródeł jest siedliskiem fauny i flory dostosowanej do tych bardzo specyficznych nisz ekologicznych: brak światła dziennego, stosunkowo krótka żywotność źródła geotermalnego, silny gradient temperatury, bardzo wysokie stężenie chemiczne produktów siarki itp. Ten ekosystem jest zatem niezależny od fotosyntezy , ale zależy od innego systemu zwanego chemosyntezą . Strumień lawy dostarcza różne minerały podatne na reakcje chemiczne, w szczególności bakterie autotroficzne specyficzne dla tego środowiska ( w szczególności metabolizm z siarki ).
Kiedy w 1970 roku ustanowiono model tektoniki płyt , nie było do końca jasne, co kryje się za ruchem litosfer. Naukowcy wiedzieli, że ten silnik był konwekcyjny w płaszczu , ale zastanawiali się, gdzie działają siły poruszające litosferę. Geofizycy zaproponowali trzy hipotezy, spójne: pchnięcie do zmarszczki ( pchnięcie grzbietu (in) w języku angielskim), strefy subdukcji trakcji ( ciągnięcie płyty (in) w języku angielskim) lub napęd litosfery przez ruchy leżące u podstaw astenosfery. Wiele argumentów, w szczególności mechaniczne odsprzęganie astenosfery / litosfery, pokazuje dzisiaj, że litosfera nie jest napędzana przez podstawowe ruchy astenosfery. Litosfera, górna część i termiczna warstwa graniczna konwekcji, jest rzeczywiście motorem jej ruchu. Dane tektoniczne, sejsmologiczne i kinematyczne dostarczają kilku argumentów wyjaśniających, że faworyzuje się hipotezę wyciągania płyt . Siła ciągnąca wynikająca z ciężaru starych litosfer, które subduktują, jest dwa do trzech razy większa niż siła grawitacji ( pchnięcie grzbietu ).