Океански ров

С Википедије, слободне енциклопедије

Океанска кора се формира на океанском гребену, док се литосфера потапа назад у астеносферу у рововима.

Океански ровови су топографске депресије на морском дну, релативно мале ширине, али су врло дугачке. Та океанографска својства су најдубљи делови океанског дна. Океански ровови су карактеристична морфолошка карактеристика конвергентних граница плоча, дуж којих се литосферне плоче померају једна према другој брзином која варира од неколико милиметара до преко десет центиметара годишње. Ров означава положај у коме се савинути, субдукцијски сегмент плоче почиње да спушта испод друге литосферне плоче. Ровови су углавном паралелни с вулканским острвским луком, и на око 200 км (120 ми) од вулканског лука. Океански ровови обично се протежу 3—4 км (1,9—2,5 ми) испод нивоа околног океанског дна. Највећа океанска дубина измерена је у дубоком делу бездана Челенџер у Маријанском рову, на дубини од 11,034 м (36,20 фт) испод нивоа мора. Океанска литосфера се креће у рововима глобалном брзином од око 3 км²/годишње.[1]

Географска дистрибуција[уреди | уреди извор]

Главни пацифички ровови (1–10) и зоне лома (11–20): 1. Кермадек[2][3] 2. Тонга 3. Бугенвил 4. Маријана 5. Изу-Огасавара 6. Јапан 7. Курил–Кам;атка 8. Алеутска 9. Средње америчка 10. Перу-Чиле 11. Мендосино 12. Мури 13. Молокај 14. Кларион 15. Клипертон 16. Челенџер 17. Елтанин 18. Удинтсев 19. Источно пацифички успон (С-облика) 20. Наска гребен

Постоји око 50.000 км (31.000 ми) конвергентних рубова плоча, углавном око Тихог океана - што је разлог за назив „пацифички тип” маргине - мада су ровови исто тако присутни у источном Индијском океану, и на релативно кратким конвергентним сегментима маргина у Атлантском океану и у Средоземном мору. Глобално, постоји преко 50 главних океанских ровова који покривају површину од 1,9 милиона км² или око 0,5% океанског дна.[4][5] Ровови који су делимично испуњени познати су као „корита”, а понекад су у потпуности затрпани и немају батиметријску експресију, али фундаменталне структуре тектонских плоча које су представљене значе да се овде треба користити атрибут назива велики. Ово се односи на ровове Каскадије, Макрана, јужних Малих Антила и Калабрије. Ровови заједно са вулканским луковима и зонама земљотреса које продиру испод вулканских лукова до дубина од 700 км (430 ми), дијагностички одсликавају границе конвергентних плоча и њихове дубље манифестације, зоне субдукције. Ровови су повезани са, мада различити од континенталних зона судара (попут оне између Индије и Азије која је довела до формирања Хималаја). Ровови су сектори где континентална кора улази у зону субдукције. Када плутајућа континентална кора задре у ров, субдукција се на крају зауставља и подручје постаје зона континенталне колизије. Карактеристике аналогне рововима повезане су са зонама колизије, укључујући претходеће басене испуњене седиментом, попут оних на којима теку реке Ганг и Тигрис-Еуфрат.

Историја термина „ров”[уреди | уреди извор]

Ровови нису били јасно дефинисани све до касних 1940-их и 1950-их. Батиметрија океана није била од великог значаја све до краја 19. и почетка 20. века,[6] када су први пут положени трансатлантски телеграфски каблови на морском дну између континената. Издужени батиметријски израз ровова препознат је тек у 20. веку.[7] Термин „ров” се не појављује у класичној књизи о океанографији Мурија и Хјорта (1912). Уместо тога, они су примењивали израз „дубина” за најдубље делове океана, као што је Челенгер бездан. Искуства са ратишта Првог светског рата успоставила су концепт рова као издужене депресије која је дефинисала важну границу, што је вероватно довело до тога да се израз „ров” користио за описивање природних карактеристика током раних 1920-их. Термин је први пут употребио Скофилд у геолошком контексту две године након завршетка рата за описивање структурно контролисане депресије у Стеновитим планинама. Џонстон је у свом уџбенику Увод у океанографију из 1923. године први употребио тај термин у његовом модерном смислу за било коју упадљиву, издужену депресију морског дна.[8]

Током 1920-их и 1930-их, Феликс Андрис Венинг Мејнес развио је јединствени гравиметар, који је може да мери гравитацију на подморници и користио га је за мерење гравитације на рововима.[9] Његова мерења су открила да су ровови места понирања у чврстој Земљи. Концепт понирања у рововима је окарактерисао Григс 1939. године као хипотезу тектогена, за коју је он развио аналогни модел користећи пар ротирајућих бубњева. Други светски рат на Тихом океану довео је до великих побољшања батиметрије, нарочито у западном Тихом океану, а линеарна природа ових дубина постала је јасна. Брз раст истраживачких напора у дубоком мору, посебно широка употреба ехо дубиномера током 1950-их и 1960-их, потврдила је морфолошку корисност термина. Важни ровови су идентификовани, узорковани и њихове највеће дубине је сонички тестиране. Рана фаза рововских истраживања је кулминирала је 1960. године спуштањем батискафа Трст, који је поставио ненадмашни светски рекорд зароњањем до дна Челенгер бездана. Након артикулације хипотезе о ширењу морског дна Роберта С. Дица и Харија Хеса током раних 1960-их, и револуције тектонских плоча касних 1960-их, појам „ров” је редефинисан са конотацијама тектонских плоча и батиметрије.

Референце[уреди | уреди извор]

  1. ^ Роwлеy, Давид Б. (2002). „Рате оф плате цреатион анд деструцтион: 180 Ма то пресент”. Геологицал Социетy оф Америца Буллетин. 114 (8): 927—933. Бибцоде:2002ГСАБ..114..927Р. дои:10.1130/0016-7606(2002)114<0927:РОПЦАД>2.0.ЦО;2. 
  2. ^ Биллен, M. I.; Гурнис, M. (2005). „Цонстраинтс он субдуцтинг плате стренгтх wитхин тхе Кермадец тренцх” (ПДФ). Јоурнал оф Геопхyсицал Ресеарцх: Солид Еартх. 110 (Б5). дои:10.1029/2004ЈБ003308. Архивирано из оригинала (ПДФ) 11. 08. 2017. г. Приступљено 9. 4. 2017. 
  3. ^ Фујии, Т.; Јамиесон, А. Ј.; Солан, M.; Баглеy, П. M.; Приеде, I. Г. (2010). „А ларге аггрегатион оф липаридс ат 7703 метерс анд а реаппраисал оф тхе абунданце анд диверситy оф хадал фисх”. БиоСциенце. 60 (7): 506—515. дои:10.1525/био.2010.60.7.6. Приступљено 29. 4. 2017. 
  4. ^ Харрис, П.Т.; МацМиллан-Лаwлер, M.; Рупп, Ј.; Бакер, Е.К. (2014). „Геоморпхологy оф тхе оцеанс”. Марине Геологy. 352: 4—24. Бибцоде:2014МГеол.352....4Х. дои:10.1016/ј.маргео.2014.01.011. 
  5. ^ Хисторy оф тхе Трансатлантиц Цабле – Др. Е.О.W. Wхитехоусе анд тхе 1858 транс-Атлантиц цабле, ретриевед 2010 04 10
  6. ^ Аудреy, Фурлонг (7. 11. 2018). „НГА Еxплаинс: Wхат ис хyдрограпхy?”. Натионал Геоспатиал-Интеллигенце Агенцy виа YоуТубе. 
  7. ^ Гуарниери, M. (2014). „Тхе Цонqуест оф тхе Атлантиц”. ИЕЕЕ Индустриал Елецтроницс Магазине. 8 (1): 53—56/67. дои:10.1109/МИЕ.2014.2299492. 
  8. ^ Јохнстоне, Јамес (2018). Ан Интродуцтион то Оцеанограпхy, Wитх Специал Референце то Геограпхy анд Геопхyсицс (на језику: енглески). Сагwан Пресс. ИСБН 1376791153. 
  9. ^ Бруинс, Г. Ј.; Сцхолте, Ј. Г. Ј. (1967). „Фелиx Андриес Венинг Меинесз 1887-1966”. Биограпхицал Мемоирс оф Феллоwс оф тхе Роyал Социетy. 13: 294—308. дои:10.1098/рсбм.1967.0015 Слободан приступ. 

Литература[уреди | уреди извор]

  • Хамилтон, W. Б. (1988). „Плате тецтоницс анд исланд арцс”. Геологицал Социетy оф Америца Буллетин. 100 (10). стр. 1503—1527. 
  • Хаwкинс, Ј. W.; Блоомер, С. Х.; Еванс, C. А.; Мелцхиор, Ј. Т. (1984). „Еволутион оф Интра-Оцеаниц Арц-Тренцх Сyстемс”. Тецтонопхyсицс. 102 (1–4): 175—205. Бибцоде:1984Тецтп.102..175Х. дои:10.1016/0040-1951(84)90013-1. 
  • Јаррард, Р. D. (1986). „Релатионс амонг субдуцтион параметерс”. Ревиеwс оф Геопхyсицс. 24 (2): 217—284. Бибцоде:1986РвГео..24..217Ј. дои:10.1029/РГ024и002п00217. 
  • Ладд, Ј.W.; Холцомбе, Т. L.; Wестброок, Г. К.; Едгар, Н. Т. (1990). Денго, Г.; Цасе, Ј., ур. „Цариббеан Марине Геологy: Ацтиве маргинс оф тхе плате боундарy”. Тхе Геологy оф Нортх Америца, Вол. Х, Тхе Цариббеан Регион. Геологицал Социетy оф Америца. стр. 261—290. 
  • Накакуки, Т; Мура, Е (2013). „Дyнамицс оф Слаб Роллбацк анд Индуцед Бацк-Арц Басин Форматион”. Еартх анд Планетарy Сциенце Леттерс. 361 (Б11): 287—297. Бибцоде:2013Е&ПСЛ.361..287Н. дои:10.1016/ј.епсл.2012.10.031. 
  • Сцхелларт, WП; Листер, ГС (2004). „Орогениц Цурватуре: Палеомагнетиц анд Струцтурал Аналyсес”. Геологицал Социетy оф Америца: 237—254. 
  • Сцхелларт, WП; Листер, ГС; Тоy, ВГ (2006). „А Лате Цретацеоус анд Ценозоиц Рецонструцтион оф тхе Соутхwест Пацифиц Регион: Тецтоницс Цонтроллед бy Субдуцтион анд Слаб Роллбацк Процессес”. Еартх-Сциенце Ревиеwс. 76 (3–4): 191—233. Бибцоде:2006ЕСРв...76..191С. дои:10.1016/ј.еарсцирев.2006.01.002. 
  • Сцхелларт, WП; Мореси, L (2013). „А Неw Дривинг Мецханисм фор Бацкарц Еxтенсион анд Бацкарц Схортенинг Тхроугх Слаб Синкинг Индуцед Тороидал анд Полоидал Мантле Флоw: Ресултс фром дyнамиц субдуцтион моделс wитх ан оверридинг плате”. Јоурнал оф Геопхyсицал Ресеарцх. 118 (6): 3221—3248. Бибцоде:2013ЈГРБ..118.3221С. дои:10.1002/јгрб.50173. 

Спољашње везе[уреди | уреди извор]

Океански ров на Викимедијиној остави.
Преузето из „https://sr.wikipedia.org/w/index.php?title=Okeanski_rov&oldid=27677121”