Pergi ke kandungan

Permatang samudera

Tambah pautan
Daripada Wikipedia, ensiklopedia bebas.
Keratan rentas permatang samudera (pandangan jauh).

Permatang samudera (juga rabung tengah lautan atau permatang tengah lautan, Inggeris: mid-ocean ridge (MOR)) ialah sistem pergunungan dasar laut yang dibentuk oleh plat tektonik. Ia biasanya mempunyai kedalaman kira-kira 2,600 meter (8,500 ka) dan naik kira-kira 2,000 meter (6,600 ka) di atas bahagian paling dalam lembangan lautan. Ciri ini adalah tempat penyebaran dasar laut berlaku di sepanjang sempadan plat yang berbeza. Kadar penyebaran dasar laut menentukan morfologi puncak rabung tengah laut dan lebarnya dalam lembangan lautan.

Pengeluaran litosfera dasar laut dan lautan baharu terhasil daripada telaga mantel sebagai tindak balas kepada pemisahan plat. Leburan meningkat sebagai magma pada kelemahan linear antara plat pemisah, dan muncul sebagai lava, mencipta kerak lautan dan litosfera baharu apabila disejukkan.

Permatang tengah laut pertama yang ditemui ialah Permatang Atlantik Tengah, yang merupakan pusat penyebaran yang membelah dua lembangan Atlantik Utara dan Selatan; maka asal usul nama 'permatang tengah laut'. Kebanyakan pusat penyebaran lautan tidak berada di tengah-tengah dasar lautan yang menjadi tuan rumah tetapi tidak kira, secara tradisinya dipanggil rabung tengah lautan. Permatang tengah laut di seluruh dunia dihubungkan oleh sempadan tektonik plat dan kesan rabung merentasi dasar lautan kelihatan serupa dengan jahitan besbol. Oleh itu, sistem rabung tengah lautan adalah banjaran gunung terpanjang di Bumi, mencapai kira-kira 65,000 km (40,000 bt).

Sistem global

[sunting | sunting sumber]
Taburan dunia permatang tengah lautan

Permatang tengah lautan dunia bersambung dan membentuk satu sistem rabung pertengahan lautan global yang merupakan sebahagian daripada setiap lautan, menjadikannya banjaran gunung terpanjang di dunia. Banjaran gunung berterusan adalah 65,000 km (40,400 bt) panjang (beberapa kali lebih lama daripada Andes, banjaran gunung benua terpanjang), dan jumlah panjang sistem rabung lautan ialah 80,000 km (49,700 bt) panjang.[1]

Penerangan

[sunting | sunting sumber]
Peta Marie Tharp dan Bruce Heezen, dilukis oleh Heinrich C. Berann (1977), menunjukkan kelegaan dasar lautan dengan sistem rabung tengah laut
Permatang tengah lautan, dengan magma naik dari ruang di bawah, membentuk litosfera lautan baharu yang merebak jauh dari rabung.
Zon keretakan di Taman Negara Þingvellir, Iceland. Pulau ini adalah bahagian sub-udara dari Permatang Atlantik Tengah.

Morfologi

[sunting | sunting sumber]

Di pusat penyebaran di rabung tengah laut, kedalaman dasar laut adalah kira-kira 2,600 meter (8,500 ka). Di rusuk rabung, kedalaman dasar laut (atau ketinggian lokasi di rabung tengah laut di atas paras asas) dikaitkan dengan umurnya (umur litosfera tempat kedalaman diukur). Hubungan umur kedalaman boleh dimodelkan dengan penyejukan plat litosfera atau separuh ruang mantel. Anggaran yang baik ialah kedalaman dasar laut di lokasi di rabung tengah laut yang merebak adalah berkadar dengan punca kuasa dua umur dasar laut. Bentuk keseluruhan rabung terhasil daripada isostasi Pratt: dekat dengan paksi rabung, terdapat mantel berketumpatan rendah panas yang menyokong kerak lautan. Apabila plat lautan menyejuk, jauh dari paksi rabung, litosfera mantel lautan (bahagian mantel yang lebih sejuk dan padat yang, bersama-sama dengan kerak, terdiri daripada plat lautan) menebal, dan ketumpatan meningkat. Oleh itu, dasar laut yang lebih tua didasari oleh bahan yang lebih padat dan lebih dalam.

Kadar penyebaran ialah kadar di mana lembangan lautan melebar akibat penyebaran dasar laut. Kadar boleh dikira dengan memetakan anomali magnet marin yang merentangi rabung tengah lautan. Apabila basalt terhablur tersemperit pada paksi rabung menyejuk di bawah titik Curie oksida besi-titanium yang sesuai, arah medan magnet selari dengan medan magnet Bumi direkodkan dalam oksida tersebut. Orientasi medan yang dipelihara dalam kerak lautan terdiri daripada rekod arah medan magnet Bumi dengan masa. Oleh kerana medan itu telah berbalik arah pada selang yang diketahui sepanjang sejarahnya, corak pembalikan geomagnet dalam kerak lautan boleh digunakan sebagai penunjuk umur; memandangkan umur kerak bumi dan jarak dari paksi rabung, kadar penyebaran boleh dikira.[2][3][4]

Kadar penyebaran berjulat dari kira-kira 10–200 mm/th. Permatang yang merebak perlahan seperti Permatang Atlantik Tengah telah merebak jauh lebih rendah (menunjukkan profil yang lebih curam) daripada rabung yang lebih cepat seperti East Pacific Rise (profil lembut) untuk jumlah masa yang sama dan penyejukan serta pendalaman batimetrik yang berbangkit. Permatang yang merebak perlahan (kurang daripada 40 mm/thn) biasanya mempunyai lembah retakan yang besar, kadangkala selebar 10–20 km (6.2–12.4 bt) dan rupa bumi yang sangat lasak di puncak rabung yang boleh mempunyai kelegaan sehingga 1,000 m (3,300 ka).[2][5][6] Sebaliknya, rabung yang merebak pantas (lebih daripada 90 mm/thn) seperti East Pacific Rise tidak mempunyai lembah retakan. Kadar penyebaran Lautan Atlantik Utara ialah ~ 25 mm/thn, manakala di rantau Pasifik, ia adalah 80–145 mm/th.[7] Kadar tertinggi yang diketahui ialah melebihi 200 mm/thn pada Miosen pada Kebangkitan Pasifik Timur.[8] Permatang yang merebak pada kadar <20 mm/thn dirujuk sebagai rabung merebak ultra perlahan[2][9] (contohnya Rabung Gakkel di Lautan Artik dan Rabung India Barat Daya).

Pusat penyebaran atau paksi lazimnya bersambung kepada transformasi berorientasikan kerosakan pada sudut tepat kepada paksi. Rubung rabung tengah laut berada di banyak tempat yang ditandai dengan parut tidak aktif sesar transformasi yang dipanggil zon patah. Pada kadar penyebaran yang lebih cepat, paksi sering memaparkan pusat penyebaran bertindih yang kekurangan kerosakan transformasi penyambung.[10] Kedalaman paksi berubah secara sistematik dengan kedalaman yang lebih cetek antara offset seperti sesar transformasi dan pusat penyebaran bertindih membahagikan paksi kepada segmen. Satu hipotesis untuk kedalaman sepanjang paksi yang berbeza ialah variasi dalam bekalan magma ke pusat penyebaran. Permatang yang merebak sangat perlahan membentuk kedua-dua segmen rabung magmatik dan amagmatik (pada masa ini kurang aktiviti gunung berapi) tanpa kerosakan transformasi.[9]

Volkanisme

[sunting | sunting sumber]

Permatang tengah laut mempamerkan volkanisme dan keseismikan.[2] Kerak lautan berada dalam keadaan 'pembaharuan' yang berterusan di permatang tengah lautan oleh proses penyebaran dasar laut dan tektonik plat. Magma baharu terus muncul ke dasar laut dan menceroboh ke dalam kerak lautan sedia ada di dan berhampiran keretakan di sepanjang paksi rabung. Batu-batu yang membentuk kerak di bawah dasar laut adalah yang paling muda di sepanjang paksi rabung dan umur dengan jarak yang semakin meningkat dari paksi itu. Magma baru komposisi basalt muncul pada dan berhampiran paksi kerana lebur penyahmampatan dalam mantel bumi yang mendasari.[11] Bahan mantel pepejal upwelling isentropik melebihi suhu pepejal dan cair.

Magma terhablur membentuk kerak basalt baharu yang dikenali sebagai MORB untuk basalt rabung tengah laut, dan gabbro di bawahnya dalam kerak lautan yang lebih rendah.[12] Basalt rabung tengah laut ialah basalt tholeiitic dan rendah unsur yang tidak serasi.[13][14] Bolong hidroterma yang didorong oleh haba magmatik dan volkanik adalah ciri biasa di pusat penyebaran lautan.[15][16] Satu ciri rabung tinggi ialah nilai aliran haba yang agak tinggi, kira-kira 1–10 μcal/cm2s,[17] atau secara kasarnya 0.04–0.4 W/m2.

Kebanyakan kerak di lembangan lautan berumur kurang daripada 200 juta tahun,[18][19] yang jauh lebih muda daripada umur Bumi 4.54 bilion tahun. Fakta ini menggambarkan proses kitar semula litosfera ke dalam mantel Bumi semasa subduksi. Apabila kerak lautan dan litosfera bergerak menjauhi paksi rabung, peridotit dalam litosfera mantel di bawahnya menyejuk dan menjadi lebih tegar. Kerak dan peridotit yang agak tegar di bawahnya membentuk litosfera lautan, yang terletak di atas astenosfera yang kurang tegar dan likat.[2]

Zaman kerak lautan. Merah adalah yang paling terkini, dan biru adalah yang tertua.

Mekanisme pemanduan

[sunting | sunting sumber]
Kerak lautan terbentuk di rabung lautan, manakala litosfera disubduksi kembali ke dalam astenosfera di parit.

Litosfera lautan terbentuk di rabung lautan, manakala litosfera ditundukkan kembali ke dalam astenosfera di parit lautan. Dua proses, tolakan rabung dan tarikan papak, dianggap bertanggungjawab untuk merebak di rabung tengah laut.[20] Tolakan rabung merujuk kepada gelongsor graviti plat lautan yang dinaikkan di atas astenosfera yang lebih panas, sekali gus mewujudkan daya badan yang menyebabkan gelongsor plat ke bawah.[21] Dalam papak, tarik berat plat tektonik yang disubduksi (ditarik) di bawah plat atas pada zon subduksi menyeret seluruh plat di belakangnya. Mekanisme tarik papak dianggap menyumbang lebih daripada tolakan rabung.[20][22]

Proses yang sebelum ini dicadangkan untuk menyumbang kepada pergerakan plat dan pembentukan kerak lautan baharu di rabung tengah lautan ialah "penghantar mantel" disebabkan perolakan dalam (lihat imej).[23][24] Walau bagaimanapun, beberapa kajian telah menunjukkan bahawa mantel atas (asthenosphere) terlalu plastik (fleksibel) untuk menghasilkan geseran yang mencukupi untuk menarik plat tektonik sepanjang.[25][26] Selain itu, telaga naik mantel yang menyebabkan magma terbentuk di bawah rabung lautan nampaknya hanya melibatkan 400 km (250 bt) atasnya, seperti yang disimpulkan daripada tomografi seismik dan pemerhatian ketakselanjaran seismik di bahagian atas mantel pada kira-kira 400 km (250 bt). Sebaliknya, beberapa plat tektonik terbesar di dunia seperti Plat Amerika Utara dan plat Amerika Selatan sedang bergerak, namun hanya sedang ditundukkan di lokasi terhad seperti Arka Antilles Kecil dan Arka Scotia, menunjukkan tindakan di tepi rabung. tolak daya badan pada plat ini. Pemodelan komputer bagi plat dan gerakan mantel mencadangkan bahawa gerakan plat dan perolakan mantel tidak disambungkan, dan daya penggerak plat utama ialah tarikan papak.[27]

Kesan ke atas paras laut global

[sunting | sunting sumber]

Peningkatan kadar penyebaran dasar laut (iaitu kadar pengembangan rabung tengah lautan) telah menyebabkan paras laut global (eustatik) meningkat dalam skala masa yang sangat lama (berjuta-juta tahun).[28][29] Penyebaran dasar laut yang meningkat bermakna rabung tengah laut kemudiannya akan mengembang dan membentuk rabung yang lebih luas dengan purata kedalaman berkurangan, mengambil lebih banyak ruang di lembangan lautan. Ini menyesarkan lautan di atasnya dan menyebabkan paras laut meningkat.[30]

Perubahan aras laut boleh dikaitkan dengan faktor lain (pengembangan terma, pencairan ais, dan perolakan mantel mencipta topografi dinamik[31]). Walau bagaimanapun, dalam jangka masa yang sangat lama, ia adalah hasil daripada perubahan dalam jumlah lembangan lautan yang, seterusnya, dipengaruhi oleh kadar penyebaran dasar laut di sepanjang rabung tengah laut.[32]

Paras laut 100 hingga 170 meter lebih tinggi pada Zaman Cretaceous (144–65 Ma) sebahagiannya dikaitkan dengan tektonik plat kerana pengembangan haba dan ketiadaan kepingan ais hanya menyumbang sebahagian daripada paras laut tambahan.[30]

Kesan terhadap kimia air laut dan pemendapan karbonat

[sunting | sunting sumber]
Nisbah magnesium/kalsium berubah di rabung tengah lautan

Dasar laut yang tersebar di rabung tengah lautan ialah sistem pertukaran ion skala global.[33]Bolong hidroterma di pusat penyebaran memperkenalkan pelbagai jumlah besi, sulfur, mangan, silikon dan unsur lain ke dalam lautan, sebahagian daripadanya dikitar semula ke dalam kerak lautan. Helium-3, isotop yang mengiringi gunung berapi dari mantel, dipancarkan oleh lubang hidroterma dan boleh dikesan dalam kepulan di dalam lautan.[34]

Kadar penyebaran yang cepat akan mengembangkan rabung tengah laut menyebabkan tindak balas basalt dengan air laut berlaku dengan lebih cepat. Nisbah magnesium/kalsium akan menjadi lebih rendah kerana lebih banyak ion magnesium dikeluarkan dari air laut dan dimakan oleh batu, dan lebih banyak ion kalsium dikeluarkan dari batu dan dilepaskan ke dalam air laut. Aktiviti hidroterma di puncak rabung adalah cekap dalam mengeluarkan magnesium.[35] Nisbah Mg/Ca yang lebih rendah memihak kepada pemendakan polimorf kalsit Mg rendah kalsium karbonat (lautan kalsit).[36][37]

Penyebaran perlahan di rabung tengah laut mempunyai kesan sebaliknya dan akan menghasilkan nisbah Mg/Ca yang lebih tinggi yang memihak kepada kerpasan aragonit dan polimorf kalsit berMg tinggi kalsium karbonat (laut aragonit).[37]

Eksperimen menunjukkan bahawa kebanyakan organisma kalsit Mg tinggi moden akan menjadi kalsit Mg rendah dalam laut kalsit lalu,[38] bermakna nisbah Mg/Ca dalam rangka organisma berbeza dengan nisbah Mg/Ca bagi air laut tempat ia ditanam.

Mineralogi organisma pembinaan terumbu dan menghasilkan sedimen dikawal oleh tindak balas kimia yang berlaku di sepanjang rabung tengah laut, yang kadarnya dikawal oleh kadar penyebaran dasar laut.[35][38]

Sejarah

[sunting | sunting sumber]

Penemuan

[sunting | sunting sumber]

Petunjuk pertama bahawa rabung membelah lembangan Lautan Atlantik datang daripada hasil ekspedisi British Challenger pada abad kesembilan belas.[39] Bunyi dari garisan yang jatuh ke dasar laut dianalisis oleh ahli oseanografi Matthew Fontaine Maury dan Charles Wyville Thomson dan mendedahkan peningkatan ketara di dasar laut yang mengalir ke lembah Atlantik dari utara ke selatan. Sonar echo sounders mengesahkan ini pada awal abad kedua puluh.[40]

Hanya selepas Perang Dunia II, apabila dasar lautan ditinjau dengan lebih terperinci, barulah tahap penuh rabung tengah lautan diketahui. Vema, sebuah kapal Balai Cerap Bumi Lamont–Doherty Universiti Columbia, merentasi Lautan Atlantik, merakam data bunyi gema di kedalaman dasar lautan. Pasukan yang diketuai oleh Marie Tharp dan Bruce Heezen menyimpulkan bahawa terdapat rantaian gunung yang sangat besar dengan lembah retakan di puncaknya, berjalan di tengah-tengah Lautan Atlantik. Para saintis menamakannya 'Mid-Atlantic Ridge'. Penyelidikan lain menunjukkan bahawa puncak rabung aktif secara seismik[41]dan lava segar ditemui di lembah keretakan.[42] Selain itu, aliran haba kerak lebih tinggi di sini berbanding tempat lain di lembangan Lautan Atlantik.[43]

Pada mulanya, rabung itu dianggap sebagai ciri khusus untuk Lautan Atlantik. Walau bagaimanapun, semasa tinjauan dasar lautan diteruskan di seluruh dunia, didapati bahawa setiap lautan mengandungi bahagian-bahagian sistem rabung tengah laut. Ekspedisi Meteor Jerman menjejaki rabung tengah lautan dari Atlantik Selatan ke Lautan Hindi pada awal abad kedua puluh. Walaupun bahagian sistem rabung yang pertama ditemui terletak di tengah-tengah Lautan Atlantik, didapati bahawa kebanyakan rabung tengah laut terletak jauh dari pusat lembangan lautan lain.[2]

Kesan penemuan: merebak di dasar laut

[sunting | sunting sumber]

Alfred Wegener mencadangkan teori hanyut benua pada tahun 1912. Dia menyatakan: "Zon Permatang Atlantik Tengah ... di mana lantai Atlantik, ketika ia terus merebak, terus terbuka dan membuat ruang untuk segar, agak cair dan sima panas [naik] dari kedalaman".[44] Walau bagaimanapun, Wegener tidak meneruskan pemerhatian ini dalam karyanya yang kemudian dan teorinya telah ditolak oleh ahli geologi kerana tidak ada mekanisme untuk menerangkan bagaimana benua boleh membajak kerak lautan, dan teori itu menjadi sebahagian besarnya dilupakan.

Berikutan penemuan tahap rabung tengah lautan di seluruh dunia pada tahun 1950-an, ahli geologi menghadapi tugas baru: menerangkan bagaimana struktur geologi yang begitu besar boleh terbentuk. Pada tahun 1960-an, ahli geologi menemui dan mula mencadangkan mekanisme untuk penyebaran dasar laut. Penemuan permatang tengah laut dan proses penyebaran dasar laut membolehkan teori Wegener diperluaskan sehingga merangkumi pergerakan kerak lautan serta benua.[45] Tektonik plat adalah penjelasan yang sesuai untuk penyebaran dasar laut, dan penerimaan tektonik plat oleh majoriti ahli geologi mengakibatkan anjakan paradigma utama dalam pemikiran geologi.

Dianggarkan di sepanjang rabung tengah laut Bumi setiap tahun 2.7 km2 (1.0 bt2) dasar laut baharu terbentuk melalui proses ini[46] Dengan ketebalan kerak 7 km (4.3 bt), ini berjumlah kira-kira 19 km3 (4.6 bt3) kerak lautan baharu yang terbentuk setiap tahun.[46]

  • Permatang lautan dan kimia bolong laut dalam
    Permatang lautan dan kimia bolong laut dalam
  • Plat dalam kerak bumi, mengikut teori plat tektonik
    Plat dalam kerak bumi, mengikut teori plat tektonik
  • Jalur magnet dasar laut
    Jalur magnet dasar laut
  • Satu demonstrasi jalur magneti
    Satu demonstrasi jalur magneti

Rujukan

[sunting | sunting sumber]
  1. ^ "What is the longest mountain range on earth?". Ocean Facts. NOAA. Dicapai pada 17 October 2014.
  2. ^ a b c d e f Searle, Roger (2013-09-19). Mid-ocean ridges. New York. ISBN 9781107017528. OCLC 842323181.
  3. ^ Vine, F. J.; Matthews, D. H. (1963). "Magnetic Anomalies Over Oceanic Ridges". Nature (dalam bahasa Inggeris). 199 (4897): 947–949. Bibcode:1963Natur.199..947V. doi:10.1038/199947a0. ISSN 0028-0836. S2CID 4296143.
  4. ^ Vine, F. J. (1966-12-16). "Spreading of the Ocean Floor: New Evidence". Science (dalam bahasa Inggeris). 154 (3755): 1405–1415. Bibcode:1966Sci...154.1405V. doi:10.1126/science.154.3755.1405. ISSN 0036-8075. PMID 17821553. S2CID 44362406.
  5. ^ Macdonald, Ken C. (1977). "Near-bottom magnetic anomalies, asymmetric spreading, oblique spreading, and tectonics of the Mid-Atlantic Ridge near lat 37°N". Geological Society of America Bulletin (dalam bahasa Inggeris). 88 (4): 541. Bibcode:1977GSAB...88..541M. doi:10.1130/0016-7606(1977)88<541:NMAASO>2.0.CO;2. ISSN 0016-7606.
  6. ^ Macdonald, K. C. (1982). "Mid-Ocean Ridges: Fine Scale Tectonic, Volcanic and Hydrothermal Processes Within the Plate Boundary Zone". Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 10 (1): 155–190. Bibcode:1982AREPS..10..155M. doi:10.1146/annurev.ea.10.050182.001103.
  7. ^ Argus, Donald F.; Gordon, Richard G.; DeMets, Charles (2010-04-01). "Geologically current plate motions". Geophysical Journal International (dalam bahasa Inggeris). 181 (1): 1–80. Bibcode:2010GeoJI.181....1D. doi:10.1111/j.1365-246X.2009.04491.x. ISSN 0956-540X.
  8. ^ Wilson, Douglas S. (1996). "Fastest known spreading on the Miocene Cocos-Pacific Plate Boundary". Geophysical Research Letters (dalam bahasa Inggeris). 23 (21): 3003–3006. Bibcode:1996GeoRL..23.3003W. doi:10.1029/96GL02893. ISSN 1944-8007.
  9. ^ a b Dick, Henry J. B.; Lin, Jian; Schouten, Hans (November 2003). "An ultraslow-spreading class of ocean ridge". Nature. 426 (6965): 405–412. Bibcode:2003Natur.426..405D. doi:10.1038/nature02128. ISSN 1476-4687. PMID 14647373. S2CID 4376557.
  10. ^ Macdonald, Ken C.; Fox, P. J. (1983). "Overlapping spreading centres: new accretion geometry on the East Pacific Rise". Nature. 302 (5903): 55–58. Bibcode:1983Natur.302...55M. doi:10.1038/302055a0. ISSN 1476-4687. S2CID 4358534.
  11. ^ Marjorie Wilson (1993). Igneous petrogenesis. London: Chapman & Hall. ISBN 978-0-412-53310-5.
  12. ^ Michael, Peter; Cheadle, Michael (February 20, 2009). "Making a Crust". Science. 323 (5917): 1017–18. doi:10.1126/science.1169556. PMID 19229024. S2CID 43281390.
  13. ^ Hyndman, Donald W. (1985). Petrology of igneous and metamorphic rocks (ed. 2nd). McGraw-Hill. ISBN 978-0-07-031658-4.
  14. ^ Blatt, Harvey & Robert Tracy (1996). Petrology (ed. 2nd). Freeman. ISBN 978-0-7167-2438-4.
  15. ^ Spiess, F. N.; Macdonald, K. C.; Atwater, T.; Ballard, R.; Carranza, A.; Cordoba, D.; Cox, C.; Garcia, V. M. D.; Francheteau, J. (1980-03-28). "East Pacific Rise: Hot Springs and Geophysical Experiments". Science (dalam bahasa Inggeris). 207 (4438): 1421–1433. Bibcode:1980Sci...207.1421S. doi:10.1126/science.207.4438.1421. ISSN 0036-8075. PMID 17779602. S2CID 28363398.
  16. ^ Martin, William; Baross, John; Kelley, Deborah; Russell, Michael J. (2008-11-01). "Hydrothermal vents and the origin of life". Nature Reviews Microbiology. 6 (11): 805–814. doi:10.1038/nrmicro1991. ISSN 1740-1526. PMID 18820700. S2CID 1709272.
  17. ^ Hekinian, R., penyunting (1982-01-01), "Chapter 2 The World's Oceanic Ridge System", Elsevier Oceanography Series, Petrology of the Ocean Floor (dalam bahasa Inggeris), Elsevier, 33, m/s. 51–139, doi:10.1016/S0422-9894(08)70944-9, ISBN 9780444419675, dicapai pada 2020-10-27
  18. ^ Larson, R.L., W.C. Pitman, X. Golovchenko, S.D. Cande, JF. Dewey, W.F. Haxby, and J.L. La Brecque, Bedrock Geology of the World, W.H. Freeman, New York, 1985.
  19. ^ Müller, R. Dietmar; Roest, Walter R.; Royer, Jean-Yves; Gahagan, Lisa M.; Sclater, John G. (1997-02-10). "Digital isochrons of the world's ocean floor". Journal of Geophysical Research: Solid Earth (dalam bahasa Inggeris). 102 (B2): 3211–3214. Bibcode:1997JGR...102.3211M. doi:10.1029/96JB01781.
  20. ^ a b Forsyth, D.; Uyeda, S. (1975-10-01). "On the Relative Importance of the Driving Forces of Plate Motion". Geophysical Journal International (dalam bahasa Inggeris). 43 (1): 163–200. Bibcode:1975GeoJ...43..163F. doi:10.1111/j.1365-246X.1975.tb00631.x. ISSN 0956-540X.
  21. ^ Turcotte, Donald Lawson; Schubert, Gerald (2002). Geodynamics (ed. 2nd). Cambridge. m/s. 1–21. ISBN 0521661862. OCLC 48194722.
  22. ^ Harff, Jan; Meschede, Martin; Petersen, Sven; Thiede, Jörn (2014). "Driving Forces: Slab Pull, Ridge Push". Encyclopedia of Marine Geosciences (ed. 2014). Springer Netherlands. m/s. 1–6. doi:10.1007/978-94-007-6644-0_105-1. ISBN 978-94-007-6644-0.
  23. ^ Holmes, A. (1 Januari 1931), Radioactivity and Earth Movements (dalam bahasa Inggeris dan Inggeris), 18, m/s. 559–606, doi:10.1144/TRANSGLAS.18.3.559, S2CID 122872384, Wikidata Q61783012
  24. ^ Hess, H. H. (1962), "History of Ocean Basins", dalam Engel, A. E. J.; James, Harold L.; Leonard, B. F. (penyunting), Petrologic Studies (dalam bahasa Inggeris), Geological Society of America, m/s. 599–620, doi:10.1130/petrologic.1962.599, ISBN 9780813770161, dicapai pada 2019-09-11
  25. ^ Richter, Frank M. (1973). "Dynamical models for sea floor spreading". Reviews of Geophysics (dalam bahasa Inggeris). 11 (2): 223–287. Bibcode:1973RvGSP..11..223R. doi:10.1029/RG011i002p00223. ISSN 1944-9208.
  26. ^ Richter, Frank M. (1973). "Convection and the large-scale circulation of the mantle". Journal of Geophysical Research (dalam bahasa Inggeris). 78 (35): 8735–8745. Bibcode:1973JGR....78.8735R. doi:10.1029/JB078i035p08735. ISSN 2156-2202.
  27. ^ Coltice, Nicolas; Husson, Laurent; Faccenna, Claudio; Arnould, Maëlis (2019). "What drives tectonic plates?". Science Advances (dalam bahasa Inggeris). 5 (10): eaax4295. Bibcode:2019SciA....5.4295C. doi:10.1126/sciadv.aax4295. ISSN 2375-2548. PMC 6821462. PMID 31693727.
  28. ^ Pitman, Walter C. (1978-09-01). "Relationship between eustacy and stratigraphic sequences of passive margins". GSA Bulletin (dalam bahasa Inggeris). 89 (9): 1389–1403. Bibcode:1978GSAB...89.1389P. doi:10.1130/0016-7606(1978)89<1389:RBEASS>2.0.CO;2. ISSN 0016-7606.
  29. ^ Church, J.A.; Gregory, J.M. (2001). Encyclopedia of Ocean Sciences. m/s. 2599–2604. doi:10.1006/rwos.2001.0268. ISBN 9780122274305. S2CID 129689280.
  30. ^ a b Miller, Kenneth G. (2009). "Sea Level Change, Last 250 Million Years". Encyclopedia of Paleoclimatology and Ancient Environments. Encyclopedia of Earth Sciences Series. Springer, Dordrecht. m/s. 879–887. doi:10.1007/978-1-4020-4411-3_206. ISBN 978-1-4020-4551-6.
  31. ^ Muller, R. D.; Sdrolias, M.; Gaina, C.; Steinberger, B.; Heine, C. (2008-03-07). "Long-Term Sea-Level Fluctuations Driven by Ocean Basin Dynamics". Science (dalam bahasa Inggeris). 319 (5868): 1357–1362. Bibcode:2008Sci...319.1357M. doi:10.1126/science.1151540. ISSN 0036-8075. PMID 18323446. S2CID 23334128.
  32. ^ Kominz, M.A. (2001). "Sea Level Variations over Geologic Time". Encyclopedia of Ocean Sciences. San Diego : Academic Press. m/s. 2605–2613. doi:10.1006/rwos.2001.0255. ISBN 9780122274305.
  33. ^ Stanley, S.M. and Hardie, L.A., 1999. Hypercalcification: paleontology links plate tectonics and geochemistry to sedimentology. GSA today, 9(2), pp.1–7.
  34. ^ Lupton, J., 1998. Hydrothermal helium plumes in the Pacific Ocean. Journal of Geophysical Research: Oceans, 103(C8), pp.15853-15868.
  35. ^ a b Coggon, R. M.; Teagle, D. A. H.; Smith-Duque, C. E.; Alt, J. C.; Cooper, M. J. (2010-02-26). "Reconstructing Past Seawater Mg/Ca and Sr/Ca from Mid-Ocean Ridge Flank Calcium Carbonate Veins". Science (dalam bahasa Inggeris). 327 (5969): 1114–1117. Bibcode:2010Sci...327.1114C. doi:10.1126/science.1182252. ISSN 0036-8075. PMID 20133522. S2CID 22739139.
  36. ^ Morse, John W.; Wang, Qiwei; Tsio, Mai Yin (1997). "Influences of temperature and Mg:Ca ratio on CaCO3 precipitates from seawater". Geology (dalam bahasa Inggeris). 25 (1): 85. Bibcode:1997Geo....25...85M. doi:10.1130/0091-7613(1997)025<0085:IOTAMC>2.3.CO;2. ISSN 0091-7613.
  37. ^ a b Hardie, Lawrence; Stanley, Steven (February 1999). "Hypercalcification: Paleontology Links Plate Tectonics and Geochemistry to Sedimentology" (PDF). GSA Today. 9 (2): 1–7.
  38. ^ a b Ries, Justin B. (2004-11-01). "Effect of ambient Mg/Ca ratio on Mg fractionation in calcareous marine invertebrates: A record of the oceanic Mg/Ca ratio over the Phanerozoic". Geology. 32 (11): 981. Bibcode:2004Geo....32..981R. doi:10.1130/g20851.1. ISSN 0091-7613.
  39. ^ Hsü, Kenneth J. (2014-07-14). Challenger at sea : a ship that revolutionized earth science. Princeton, New Jersey. ISBN 9781400863020. OCLC 889252330.
  40. ^ Bunch, Bryan H. (2004). 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. Hellemans, Alexander, 1946–. Boston: Houghton Mifflin. ISBN 0618221239. OCLC 54024134.
  41. ^ Gutenberg, B.; Richter, C. F. (1954). Seismicity of the Earth and Associated Phenomena. Princeton Univ. Press. m/s. 309.
  42. ^ Shand, S. J. (1949-01-01). "Rocks of the Mid-Atlantic Ridge". The Journal of Geology. 57 (1): 89–92. Bibcode:1949JG.....57...89S. doi:10.1086/625580. ISSN 0022-1376. S2CID 131014204.
  43. ^ Day, A.; Bullard, E. C. (1961-12-01). "The Flow of Heat through the Floor of the Atlantic Ocean". Geophysical Journal International (dalam bahasa Inggeris). 4 (Supplement_1): 282–292. Bibcode:1961GeoJ....4..282B. doi:10.1111/j.1365-246X.1961.tb06820.x. ISSN 0956-540X.
  44. ^ Jacoby, W. R. (January 1981). "Modern concepts of earth dynamics anticipated by Alfred Wegener in 1912". Geology. 9 (1): 25–27. Bibcode:1981Geo.....9...25J. doi:10.1130/0091-7613(1981)9<25:MCOEDA>2.0.CO;2.
  45. ^ "seafloor spreading". National Geographic Society. 2015-06-08. Dicapai pada 2017-04-14.
  46. ^ a b Cogné, Jean-Pascal; Humler, Eric (2006). "Trends and rhythms in global seafloor generation rate: SEAFLOOR GENERATION RATE" (PDF). Geochemistry, Geophysics, Geosystems (dalam bahasa Inggeris). 7 (3): n/a. doi:10.1029/2005GC001148. S2CID 128900649.

Pautan luar

[sunting | sunting sumber]


Diambil daripada "https://ms.wikipedia.org/w/index.php?title=Permatang_samudera&oldid=6261695"