Het tijdperk van de oceaanbodem

Het minst bekende deel van de aarde in kaart brengen en dateren

National Oceanic and Atmospheric Administration/Department of Commerce

De jongste korst van de oceaanbodem is te vinden in de buurt van de verspreidingscentra van de zeebodem of mid-oceanische ruggen . Terwijl de platen uit elkaar splijten, stijgt magma van onder het aardoppervlak op om de lege leegte op te vullen.

Het magma verhardt en kristalliseert als het zich vastklampt aan de bewegende plaat en blijft miljoenen jaren afkoelen naarmate het verder van de plaat af beweegt. divergente grens . Zoals elke steen, de platen van basaltachtig samenstelling wordt minder dik en dichter naarmate ze afkoelen.

Wanneer een oude, koude en dichte oceanische plaat in contact komt met een dikke, drijvende continentale korst of jongere (en dus warmere en dikkere) oceanische korst, zal deze altijd subducteren. In wezen zijn oceanische platen gevoeliger voor: subductie naarmate ze ouder worden.

Vanwege deze correlatie tussen leeftijd en subductiepotentieel is zeer weinig oceaanbodem ouder dan 125 miljoen jaar en bijna geen ervan is ouder dan 200 miljoen jaar. Daarom is datering van de zeebodem niet zo handig voor het bestuderen van plaatbewegingen buiten de Krijt . Daarvoor dateren en bestuderen geologen continentale korst.

De enige uitschieter (de heldere paarse plons die je ten noorden van Afrika ziet) van dit alles is de Middellandse Zee. Het is het blijvende overblijfsel van een oude oceaan, de Tethys, die krimpt terwijl Afrika en Europa botsen in de Alpide orogenese . Met 280 miljoen jaar verbleekt het nog steeds in vergelijking met het vier miljard jaar oude gesteente dat op de continentale korst te vinden is.

Een geschiedenis van het in kaart brengen en dateren van de oceaanbodem

De oceaanbodem is een mysterieuze plek die zeegeologen en oceanografen met moeite hebben kunnen vatten. In feite hebben wetenschappers meer van het oppervlak van de maan, Mars en Venus in kaart gebracht dan het oppervlak van onze oceaan. (Misschien heb je dit feit eerder gehoord, en hoewel het waar is, is er een logische verklaring waarom .)

Het in kaart brengen van de zeebodem, in zijn vroegste, meest primitieve vorm, bestond uit het verlagen van gewogen lijnen en het meten hoe ver de gezonken. Dit werd voornamelijk gedaan om de gevaren voor de scheepvaart in de buurt van de kust te bepalen.

De ontwikkeling van sonar in het begin van de 20e eeuw stelde wetenschappers in staat een duidelijker beeld te krijgen van de topografie van de zeebodem. Het leverde geen data of chemische analyses van de oceaanbodem op, maar het onthulde wel lange oceaanruggen, steile kloven en vele andere landvormen die indicatoren zijn voor platentektoniek.

De zeebodem werd in de jaren vijftig door scheepsmagnetometers in kaart gebracht en leverde raadselachtige resultaten op: opeenvolgende zones van normale en omgekeerde magnetische polariteit: verspreidt zich vanaf de oceanische ruggen. Latere theorieën toonden aan dat dit te wijten was aan de omkering van het aardmagnetisch veld.

Om de zoveel tijd (het is meer dan 170 keer voorgekomen in de afgelopen 100 miljoen jaar), zullen de polen plotseling verwisselen. als de magma en lava koel is in de verspreidingscentra van de zeebodem, welk magnetisch veld er ook aanwezig is, het wordt in de rots ingebakken. De oceaanplaten verspreiden zich en groeien in tegengestelde richtingen, dus rotsen die op gelijke afstand van het centrum liggen, hebben dezelfde magnetische polariteit en leeftijd. Dat wil zeggen, totdat ze worden onderworpen en gerecycled onder een minder dichte oceanische of continentale korst.

Diepe oceaanboringen en radiometrische datering in de late jaren zestig gaven een nauwkeurige stratigrafie en precieze datering van de oceaanbodem. Door de zuurstofisotopen van de schelpen van microfossielen in deze kernen te bestuderen, konden wetenschappers beginnen met het bestuderen van de vroegere klimaten van de aarde in een studie die bekend staat als paleoklimatologie .