Океаническая кора
Океаническая кора — самый верхний слой океанической части тектонических плит . Она сложена верхней океанической корой с подушечными лавами и дайковым комплексом и нижней океанической корой , сложенной троктолитами , габбро и ультраосновными кумулатами . [1] [2] Кора покрывает жесткий верхний слой мантии . Кора и твердый верхний слой мантии вместе составляют океаническую литосферу .
Океаническая кора в основном состоит из основных пород, или сима , богатых железом и магнием. Она тоньше континентальной коры , или сиальной , и обычно имеет толщину менее 10 километров; однако она более плотная, ее средняя плотность составляет около 3,0 граммов на кубический сантиметр, в отличие от континентальной коры, плотность которой составляет около 2,7 граммов на кубический сантиметр. [3]
Самая верхняя часть коры образовалась в результате остывания магмы, образовавшейся из мантийного материала под плитой. Магма инжектируется в центр распространения, который состоит в основном из частично затвердевшей кристаллической массы, полученной в результате более ранних инъекций, образуя магматические линзы, которые являются источником слоистых даек , питающих вышележащие подушечки лавы. [4] По мере остывания лавы в большинстве случаев химически модифицируются морской водой. [5] Эти извержения происходят в основном на срединно-океанических хребтах, но также и в отдельных горячих точках, а также в редких, но мощных явлениях, известных как паводковые базальтовые извержения. Но большая часть магмы кристаллизуется на глубине, в нижней части океанической коры . Там недавно внедрившаяся магма может смешиваться и вступать в реакцию с уже существующей кристаллической кашей и камнями. [6]
Состав
[ редактировать ]Хотя полный разрез океанической коры еще не пробурен, у геологов есть несколько доказательств, которые помогут им понять дно океана. Оценка состава основана на анализе офиолитов (участков океанической коры, надвинутых на континенты и сохранившихся на них), сопоставлении сейсмической структуры океанической коры с лабораторными определениями сейсмических скоростей в известных типах горных пород, а также образцов, извлеченных из дно океана с помощью подводных аппаратов , дноуглубительных работ (особенно с гребней хребтов и зон разломов ) и бурения. [7] Океаническая кора значительно проще континентальной и обычно делится на три слоя. [8] Согласно экспериментам минералогической физики , при более низких мантийных давлениях океаническая кора становится более плотной, чем окружающая мантия. [9]
- Мощность слоя 1 составляет в среднем 0,4 км. Он состоит из рыхлых или полуконсолидированных отложений , обычно тонких или даже отсутствующих вблизи срединно-океанических хребтов , но утолщающихся по мере удаления от хребтов. [10] Вблизи континентальных окраин осадки терригенные , то есть происходящие из суши, в отличие от глубоководных отложений, которые состоят из крошечных раковин морских организмов, обычно известковых и кремнистых, или могут состоять из вулканического пепла и терригенных отложений, переносимых течениями мутными . [11]
- Слой 2 можно разделить на две части: слой 2А — верхний вулканический слой от стекловидного до мелкокристаллического базальта толщиной 0,5 км, обычно в виде подушечного базальта , и слой 2В — слой толщиной 1,5 км, состоящий из диабаза даек . [12]
- Слой 3 образуется в результате медленного остывания магмы под поверхностью и состоит из крупнозернистых габбро и кумулятивных ультраосновных пород . [13] Она составляет более двух третей объема океанической коры толщиной почти 5 км. [14]
Геохимия
[ редактировать ]Наиболее объемными вулканическими породами дна океана являются базальты срединно-океанических хребтов, образующиеся из малокалиевых толеитовых магм . Эти породы имеют низкие концентрации крупноионных литофильных элементов (LILE), легких редкоземельных элементов (LREE), летучих элементов и других крайне несовместимых элементов . Могут быть обнаружены базальты, обогащенные несовместимыми элементами, но они редки и связаны с горячими точками срединно-океанических хребтов, такими как окрестности Галапагосских островов , Азорских островов и Исландии . [15]
До неопротерозойской эры , 1000 млн лет назад, океаническая кора мира была более основной, чем сегодняшняя. Более основная природа коры означала, что большее количество молекул воды ( OH ) могло храниться в измененных частях коры. В зонах субдукции эта основная кора была склонна к метаморфизации в зеленые сланцы вместо голубых сланцев обычной голубосланцевой фации . [16]
Жизненный цикл
[ редактировать ]Океаническая кора постоянно формируется на срединно-океанических хребтах. Когда континентальные плиты расходятся в этих хребтах, магма поднимается в верхнюю мантию и кору. По мере того как континентальные плиты отходят от хребта, вновь образовавшиеся породы остывают и начинают разрушаться, а на их поверхности постепенно накапливаются осадки. Самые молодые океанические породы находятся на океанических хребтах и постепенно стареют по мере удаления от хребтов. [17]
По мере поднятия мантии она охлаждается и плавится, по мере уменьшения давления она пересекает солидус . Количество образующегося расплава зависит только от температуры мантии по мере ее подъема. Следовательно, большая часть океанической коры имеет одинаковую толщину (7±1 км). Очень медленно спрединговые хребты (<1 см·год −1 половинная скорость) образуют более тонкую кору (толщиной 4–5 км), поскольку мантия имеет возможность остыть при апвеллинге, поэтому она пересекает солидус и плавится на меньшей глубине, тем самым производя меньше расплава и более тонкую кору. Примером тому является хребет Гаккеля под Северным Ледовитым океаном . находится более толстая, чем в среднем, кора, Над плюмами поскольку мантия более горячая и, следовательно, она пересекает солидус и плавится на большей глубине, создавая больше расплава и более толстую корку. Примером тому является Исландия , толщина коры которой составляет около 20 км. [18]
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 под собой более толстую мантийную литосферу. [19] Океаническая литосфера погружается 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 погружается, поскольку континентальная литосфера менее плотная. Процесс субдукции поглощает более старую океаническую литосферу, поэтому возраст океанической коры редко превышает 200 миллионов лет. [20] Процесс формирования и разрушения суперконтинентов посредством повторяющихся циклов создания и разрушения океанической коры известен как цикл Вильсона .
Самая старая крупномасштабная океаническая кора находится в западной части Тихого океана и северо-западной Атлантике — возраст обеих корок составляет около 180–200 миллионов лет. Однако части восточной части Средиземного моря могут быть остатками гораздо более древнего океана Тетис , возрастом от 270 до 340 миллионов лет. [21] [22] [23]
Магнитные аномалии
[ редактировать ]Океаническая кора представляет собой узор из магнитных линий, параллельных океанским хребтам, застывшим в базальте . Симметричная картина положительных и отрицательных магнитных линий исходит от срединно-океанического хребта. [24] Новая порода образуется магмой на срединно-океанических хребтах, и от этой точки дно океана расширяется. Когда магма остывает, образуя горную породу, ее магнитная полярность совпадает с текущим положением магнитных полюсов Земли. Затем новая магма вытесняет старую остывшую магму от хребта. В результате этого процесса образуются параллельные участки океанической коры с переменной магнитной полярностью.
См. также
[ редактировать ]
- Континентальная кора
- Литосфера
- Разрыв Мохоровичича
- Тектоника плит
- Морское дно 2030
- Глубина морского дна в зависимости от возраста
Примечания
[ редактировать ]- ^ Гиллис и др. (2014). Примитивные слоистые габбро из быстро распространяющейся нижней океанической коры. Природа 505, 204-208
- ^ Пирайно Ф. (2013). Рудные месторождения и мантийные плюмы . Спрингер. п. 11. ISBN 9789401725026 .
- ^ Роджерс, Н., изд. (2008). Введение в нашу динамическую планету . Издательство Кембриджского университета и Открытый университет . п. 19. ISBN 978-0-521-49424-3 .
- ^ Синтон Дж.М.; Детрик Р.С. (1992). «Магматические очаги срединно-океанических хребтов» . Журнал геофизических исследований . 97 (Б1): 197–216. Бибкод : 1992JGR....97..197S . дои : 10.1029/91JB02508 .
- ^ Х. Элдерфилд (2006). Океаны и морская геохимия. Эльзевир. стр. 182–. ISBN 978-0-08-045101-5 .
- ^ Лиссенберг, CJ, Маклауд, CJ, Хорвард, К.А., и Годар, М. (2013). Повсеместная реактивная миграция расплава через быстро распространяющуюся нижнюю океаническую кору.(Гессенская глубина, экваториальный Тихий океан). Планета Земля. наук. Летт. 361, 436–447. дои : 10.1016/j.epsl.2012.11.012
- ^ Кодайра С., Ногучи Н., Такахаши Н., Ишизука О. и Канеда Ю. (2010). Эволюция от преддуговой океанической коры до коры островной дуги: сейсмическое исследование вдоль преддуговой дуги Идзу-Бонин. Журнал геофизических исследований: Solid Earth, 115 (B9), н/д.
- ^ Ханстин, Тор Х; Тролль, Валентин Р. (14 февраля 2003 г.). «Изотопный состав кислорода ксенолитов океанической коры и вулканической постройки под Гран-Канарией (Канарские острова): последствия корового загрязнения восходящей магмой» . Химическая геология . 193 (3): 181–193. Бибкод : 2003ЧГео.193..181Х . дои : 10.1016/S0009-2541(02)00325-X . ISSN 0009-2541 .
- ^ Ли, М., и Макнамара, А. (2013). Трудность накопления субдуцированной океанической коры на границе ядра и мантии Земли. Журнал геофизических исследований: Solid Earth, 118 (4), 1807–1816 гг.
- ↑ Питер Лазницка (2 сентября 2010 г.). Гигантские месторождения металлов: будущие источники промышленных металлов. Springer Science & Business Media. стр. 82–. ISBN 978-3-642-12405-1 .
- ^ Д. Р. Боуз (1989) Энциклопедия магматической и метаморфической петрологии , Ван Ностранд Рейнхольд ISBN 0-442-20623-2
- ^ Йилдирим Дилек (1 января 2000 г.). Офиолиты и океаническая кора: новые данные полевых исследований и программы океанского бурения. Геологическое общество Америки. стр. 506–. ISBN 978-0-8137-2349-5 .
- ^ Гиллис и др. (2014). Примитивные слоистые габбро из быстро распространяющейся нижней океанической коры. Природа 505, 204-208
- ↑ Джон Эриксон (14 мая 2014 г.). Тектоника плит: разгадка тайн Земли. Издательство информационной базы. стр. 83–. ISBN 978-1-4381-0968-8 .
- ^ Клэр П. Маршалл, Родс В. Фэйрбридж (1999) Энциклопедия геохимии , Kluwer Academic Publishers ISBN 0-412-75500-9
- ^ Пэйлин, Ричард М.; Уайт, Ричард В. (2016). «Появление голубых сланцев на Земле связано с вековыми изменениями в составе океанической коры» . Природа Геонауки . 9 (1): 60. Бибкод : 2016NatGe...9...60P . дои : 10.1038/ngeo2605 . S2CID 130847333 .
- ^ «Понимание движения плит [Эта динамическая Земля, Геологическая служба США]» . pubs.usgs.gov . Проверено 16 апреля 2017 г.
- ^ CMR Фаулер (2005) Твердая Земля (2-е изд.) , Издательство Кембриджского университета ISBN 0-521-89307-0
- ^ Маккензи, Дэн; Джексон, Джеймс; Пристли, Кейт (май 2005 г.). «Термическая структура океанической и континентальной литосферы». Письма о Земле и планетологии . 233 (3–4): 337–349. дои : 10.1016/j.epsl.2005.02.005 .
- ^ Конди, KC 1997. Тектоника плит и эволюция земной коры (4-е издание). 288 страница, Butterworth-Heinemann Ltd.
- ^ Мюллер, Р. Дитмар (апрель 2008 г.). «Возраст, скорость распространения и асимметрия распространения коры мирового океана» . Геохимия, геофизика, геосистемы . 9 (4): Q04006. Бибкод : 2008GGG.....9.4006M . дои : 10.1029/2007GC001743 . S2CID 15960331 .
- ^ Бенсон, Эмили (15 августа 2016 г.). «Самая старая океанская кора в мире восходит к древнему суперконтиненту» . www.newscientist.com . Новый учёный . Проверено 11 сентября 2016 г.
- ^ «Исследователь с помощью магнитных данных обнаружил океаническую кору возрастом 340 миллионов лет в Средиземном море» . www.sciencedaily.com . Наука Дейли . 15 августа 2016 года . Проверено 11 сентября 2016 г.
- ^ Питман, туалет; Херрон, EM; Хайрцлер, младший (15 марта 1968 г.). «Магнитные аномалии в Тихом океане и распространение морского дна». Журнал геофизических исследований . 73 (6): 2069–2085. Бибкод : 1968JGR....73.2069P . дои : 10.1029/JB073i006p02069 . ISSN 2156-2202 .
Ссылки
[ редактировать ]- Маршак, Стивен (2005). Земля: Портрет планеты . стр. 41–87.
- Макдафф, Рассел Э.; Хит, Дж. Росс. «Океан 540: океаническая литосфера; тектоника плит; топография морского дна» . Школа океанографии Вашингтонского университета . Проверено 9 августа 2009 г.
| Базы данных органов управления : Национальные |
|---|
