Из Википедии, бесплатной энциклопедии
Перейти к навигации Перейти к поиску
Цвета указывают возраст океанической коры, причем более красный цвет указывает на более молодой возраст, а более синий - на более старый возраст. Линии обозначают границы тектонических плит.
Континентальная и океаническая кора на верхней мантии Земли

Океанической коры является самым верхним слоем океанической части тектонической плиты . Он состоит из верхней океанической коры с подушечными лавами и дайковым комплексом, а также нижней океанической коры , состоящей из троктолита , габбро и ультраосновных кумулятов . [1] [2] Кора покрывает затвердевший и самый верхний слой мантии . Кора и твердый слой мантии вместе составляют океаническую литосферу .

Океаническая кора в основном состоит из основных пород, или сима , богатых железом и магнием. Он тоньше континентальной коры или сиала , обычно менее 10 километров; однако она более плотная, имея среднюю плотность около 3,0 грамма на кубический сантиметр, в отличие от континентальной коры, которая имеет плотность около 2,7 грамма на кубический сантиметр. [3] [4]

Верхняя кора является результатом охлаждения магмы, происходящей из материала мантии под плитой. Магма нагнетается в центр спрединга, который состоит в основном из частично затвердевшей кристаллической массы, полученной в результате более ранних нагнетаний, образуя линзы магмы, которые являются источником покрытых пластами даек , питающих лежащие выше подушечные лавы. [5] Поскольку лава остывает, в большинстве случаев она химически модифицирована морской водой. [6] Эти извержения происходят в основном в срединно-океанических хребтах, но также и в отдельных горячих точках, а также в редких, но мощных явлениях, известных как извержения базальтов при наводнении . Но большая часть магмы кристаллизуется на глубине, в пределахнижняя океаническая кора . Там недавно вторгшаяся магма может смешиваться и реагировать с уже существующей кристаллической массой и породами. [7]

Состав [ править ]

Хотя полный разрез океанической коры еще не пробурен, у геологов есть несколько свидетельств, которые помогают им понять дно океана. Оценки состава основаны на анализе офиолитов (разрезы океанической коры, надвинутые на континенты и сохранившиеся на них), сравнении сейсмической структуры океанической коры с лабораторными определениями сейсмических скоростей в известных типах горных пород и образцами, извлеченными из дна океана с помощью погружных , дноуглубительного (особенно от хребта гребней и зон разрушения ) и бурения. [8] Океаническая кора значительно проще континентальной и обычно может быть разделена на три слоя.[9] Согласноэкспериментам по физике минералов , при более низком мантийном давлении океаническая кора становится более плотной, чем окружающая мантия. [10]

  • Слой 1 в среднем имеет толщину 0,4 км. Он состоит из рыхлых или полуконсолидированных отложений , обычно тонких или даже отсутствующих вблизи срединно-океанических хребтов, но утолщающихся дальше от хребта. [11] Вблизи континентальные поля осадки терригенные , а это означают , полученные из земли, в отличии от глубоководных отложений , которые сделаны из крошечных раковин морских организмов, как правило , известковых и кремнистых, или она может быть выполнена из вулканического пепла и терригенных отложений , транспортируемого по мутности токи . [12]
  • Слой 2 можно разделить на две части: слой 2А - верхний вулканический слой от стеклянного до мелкокристаллического базальта толщиной 0,5 км, обычно представляющий собой подушкообразный базальт , и слой 2В - слой толщиной 1,5 км, сложенный дайками диабазов . [13]
  • Слой 3 образован медленным охлаждением магмы под поверхностью и состоит из крупнозернистых габбро и кумулированных ультраосновных пород. [14] Он составляет более двух третей объема океанической коры с толщиной почти 5 км. [15]

Геохимия [ править ]

Самыми объемными вулканическими породами дна океана являются базальты срединно-океанических хребтов, образованные толеитовой магмой с низким содержанием калия . Эти породы имеют низкие концентрации крупных ионных литофильных элементов (LILE), легких редкоземельных элементов (LREE), летучих элементов и других элементов с высокой степенью несовместимости . Можно найти базальты, обогащенные несовместимыми элементами, но они редки и связаны с горячими точками срединно-океанических хребтов, такими как окрестности Галапагосских островов , Азорских островов и Исландии . [16]

До неопротерозойской эры 1000 млн лет назад, поскольку мировая океаническая кора была более мафической, чем в настоящее время ». Более мафический характер коры означал, что большее количество молекул воды ( ОН ) могло быть сохранено в измененных частях корки. В субдукционных зонах эта мафит кора была склонна к превращаюсь в зеленосланцевый вместо blueschist при обычных blueschist фаций . [17]

Жизненный цикл [ править ]

Океаническая кора постоянно создается на срединно-океанических хребтах. Когда плиты расходятся на этих хребтах, магма поднимается в верхнюю мантию и кору. По мере удаления от хребта литосфера становится холоднее и плотнее, а на ее поверхности постепенно накапливается осадок. Самая молодая океаническая литосфера находится у океанических хребтов и постепенно стареет по мере удаления от хребтов. [18]

По мере того, как мантия поднимается, она охлаждается и тает, когда давление понижается, и она пересекает солидус . Количество производимого расплава зависит только от температуры мантии при ее повышении. Следовательно, большая часть океанической коры имеет одинаковую толщину (7 ± 1 км). Очень медленные спрединговые хребты (<1 см · год -1 половинной скорости) образуют более тонкую кору (4-5 км толщиной), так как мантия имеет шанс остыть при апвеллинге, и поэтому она пересекает солидус и тает на меньшей глубине, тем самым производя меньше тает и тоньше корочка. Примером этого является хребет Гаккеля под Северным Ледовитым океаном . Над шлейфами обнаруживается корка толще средней.поскольку мантия более горячая и, следовательно, она пересекает солидус и тает на большей глубине, создавая больше плавления и более толстую кору. Примером этого является Исландия , толщина коры которой составляет ~ 20 км. [19]

Возраст океанической коры можно использовать для оценки (термической) толщины литосферы, где молодая океаническая кора не успела охладить мантию под ней, в то время как более старая океаническая кора имеет более толстую мантийную литосферу под собой. [20] Океаническая литосфера субдуцирует на так называемых конвергентных границах . Эти границы могут существовать между океанической литосферой на одной плите и океанической литосферой на другой или между океанической литосферой на одной плите и континентальной литосферой на другой. Во второй ситуации океаническая литосфера всегда субдуцируетпотому что континентальная литосфера менее плотная. Процесс субдукции поглощает более древнюю океаническую литосферу, поэтому возраст океанической коры редко превышает 200 миллионов лет. [21] Процесс формирования и разрушения суперконтинента посредством повторяющихся циклов создания и разрушения океанической коры известен как цикл Вильсона .

Самая старая крупномасштабная океаническая кора находится в западной части Тихого океана и в северо-западной Атлантике  - обеим возрастом примерно 180-200 миллионов лет. Однако части восточной части Средиземного моря являются остатками гораздо более древнего океана Тетис, возрастом от 270 до 340 миллионов лет. [22] [23] [24]

Магнитные аномалии [ править ]

Основная статья: Распространение морского дна

Океаническая кора показывает узор магнитных линий, параллельных океанским хребтам, вмерзшим в базальт . Симметричный узор из положительных и отрицательных магнитных линий исходит от срединно-океанического хребта. [25] Новая порода образована магмой в срединно-океанических хребтах, и дно океана простирается от этой точки. Когда магма охлаждается, образуя горную породу, ее магнитная полярность совпадает с текущим положением магнитных полюсов Земли. Затем новая магма вытесняет старую остывшую магму с хребта. В результате этого процесса образуются параллельные участки океанической коры с переменной магнитной полярностью.

См. Также [ править ]

  • Разрыв Мохоровича
  • Тектоника плит

Заметки [ править ]

  1. ^ Гиллис и др. (2014). Примитивные слоистые габбро из быстрорастущей нижней океанической коры. Природа 505, 204-208
  2. ^ Pirajno F. (2013). Рудные месторождения и мантийные плюмы . Springer. п. 11. ISBN 9789401725026.
  3. ^ Когли 1984
  4. ^ Роджерс, Н., изд. (2008). Знакомство с нашей динамичной планетой . Издательство Кембриджского университета и Открытый университет . п. 19. ISBN 978-0-521-49424-3.
  5. ^ Синтон JM; Детрик Р.С. (1992). «Магматические очаги срединно-океанического хребта» . Журнал геофизических исследований . 97 (B1): 197–216. Bibcode : 1992JGR .... 97..197S . DOI : 10.1029 / 91JB02508 .
  6. ^ Х. Элдерфилд (2006). Океаны и морская геохимия. Эльзевир. С. 182–. ISBN 978-0-08-045101-5 . 
  7. ^ Lissenberg, CJ, Маклеод, CJ, Horward, К. А. и Годар, М. (2013). Повсеместная миграция реактивного расплава через быстро распространяющуюся нижнюю океаническую кору (Гессенская глубина, экваториальный Тихий океан). Планета Земля. Sci. Lett. 361, 436–447. DOI: 10.1016 / j.epsl.2012.11.012
  8. Перейти ↑ Kodaira, S., Noguchi, N., Takahashi, N., Ishizuka, O., & Kaneda, Y. (2010). Эволюция от океанической коры перед дугой к коре островной дуги: сейсмическое исследование вдоль передней дуги Идзу-Бонин. Журнал геофизических исследований: Solid Earth, 115 (B9), N / a.
  9. ^ Hansteen, Thor H; Тролль, Валентин Р (14.02.2003). «Изотопный состав кислорода ксенолитов из океанической коры и вулканических построек под Гран-Канарией (Канарские острова): последствия для корового загрязнения восходящей магмы» . Химическая геология . 193 (3): 181–193. Bibcode : 2003ChGeo.193..181H . DOI : 10.1016 / S0009-2541 (02) 00325-X . ISSN 0009-2541 . 
  10. Перейти ↑ Li, M., & McNamara, A. (2013). Трудность накопления субдуцированной океанической коры на границе ядра и мантии Земли. Журнал геофизических исследований: Твердая Земля, 118 (4), 1807-1816.
  11. ^ Питер Лазничка (2 сентября 2010). Гигантские металлические месторождения: будущие источники промышленных металлов. Springer Science & Business Media. С. 82–. ISBN 978-3-642-12405-1 . 
  12. ^ DR Bowes (1989) Энциклопедия магматической и метаморфической петрологии , Van Nostrand Reinhold ISBN 0-442-20623-2 
  13. ↑ Yildirim Dilek (1 января 2000 г.). Офиолиты и океаническая кора: новые выводы из полевых исследований и программы океанического бурения. Геологическое общество Америки. С. 506–. ISBN 978-0-8137-2349-5 . 
  14. ^ Гиллис и др. (2014). Примитивные слоистые габбро из быстрорастущей нижней океанической коры. Природа 505, 204-208
  15. ↑ Джон Эриксон (14 мая 2014 г.). Тектоника плит: разгадывая тайны Земли. Издание информационной базы. С. 83–. ISBN 978-1-4381-0968-8 . 
  16. ^ Clare П. Маршалл, Rhodes W. Fairbridge (1999) Энциклопедия геохимии , Kluwer Academic Publishers ISBN 0-412-75500-9 
  17. ^ Пэйлин, Ричард М .; Белый, Ричард В. (2016). «Появление голубых сланцев на Земле связано с вековыми изменениями в составе океанической коры» . Природа Геонауки . 9 (1): 60. Bibcode : 2016NatGe ... 9 ... 60P . DOI : 10.1038 / ngeo2605 .
  18. ^ «Понимание движений плит [Эта динамическая Земля, USGS]» . pubs.usgs.gov . Проверено 16 апреля 2017 .
  19. ^ CMR Fowler (2005) Твердая Земля (2-е изд.) , Cambridge University Press ISBN 0-521-89307-0 
  20. ^ Маккензи, Дэн; Джексон, Джеймс; Пристли, Кит (май 2005 г.). «Термическое строение океанической и континентальной литосферы». Письма о Земле и планетах . 233 (3–4): 337–349. DOI : 10.1016 / j.epsl.2005.02.005 .
  21. ^ Конди, KC 1997. Тектоника плит и эволюция земной коры (4-е издание). 288 стр., Butterworth-Heinemann Ltd.
  22. ^ Мюллер, Р. Дитмар (апрель 2008 г.). «Возраст, скорость распространения и асимметрия распространения мировой океанской коры» . Геохимия, геофизика, геосистемы . 9 (4): Q04006. Bibcode : 2008GGG ..... 9.4006M . DOI : 10.1029 / 2007GC001743 .
  23. ↑ Бенсон, Эмили (15 августа 2016 г.). «Самая старая океаническая кора в мире восходит к древнему суперконтиненту» . www.newscientist.com . Новый ученый . Проверено 11 сентября +2016 .
  24. ^ "Исследователь обнаруживает океаническую кору возрастом 340 миллионов лет в Средиземном море, используя магнитные данные" . www.sciencedaily.com . Science Daily . 15 августа 2016 . Проверено 11 сентября +2016 .
  25. ^ Питман, WC; Herron, EM; Heirtzler, JR (1968-03-15). «Магнитные аномалии в Тихом океане и распространение морского дна». Журнал геофизических исследований . 73 (6): 2069–2085. Bibcode : 1968JGR .... 73.2069P . DOI : 10.1029 / JB073i006p02069 . ISSN 2156-2202 . 

Ссылки [ править ]

  • Маршак, Стивен (2005). Земля: портрет планеты . С. 41–87.
  • McDuff, Russell E .; Хит, Дж. Росс. «Океан 540: океаническая литосфера; тектоника плит; топография морского дна» . Школа океанографии Вашингтонского университета . Проверено 9 августа 2009 года .