✖


Jump to content

Океанский остров из базальта

Рисунок 1. Изменение возраста вулканических островов и подводных гор в горячей точке Гавайских островов.
Базальтовые образования океанских островов у Рочестерского водопада на Маврикии

Базальт океанских островов (OIB) — вулканическая порода , обычно базальтового состава, извергающаяся в океанах вдали от границ тектонических плит . океанских островов Хотя базальтовая магма в основном извергается в виде базальтовой лавы , базальтовая магма иногда модифицируется в результате магматической дифференциации с образованием ряда других типов вулканических пород, например, риолита в Исландии , а также фонолита и трахита во внутриплитном вулкане Фернандо-де-Норонья . [1] В отличие от базальтов срединно-океанических хребтов (MORB), которые извергаются в центрах спрединга ( границы расходящихся плит ), и лав вулканических дуг , которые извергаются в зонах субдукции ( границы конвергентных плит ), базальты океанских островов являются результатом внутриплитного вулканизма . Однако некоторые места расположения базальтов на океанских островах совпадают с границами плит, например, Исландия, расположенная на вершине срединно-океанического хребта, и Самоа , расположенное недалеко от зоны субдукции. [2]

В океанских котловинах базальты океанических островов образуют подводные горы , [3] а в некоторых случаях извергается достаточно материала, что скала выступает из океана и образует остров, как на Гавайях , Самоа и Исландии. Однако со временем термическое опускание и потеря массы из-за субаэральной эрозии приводят к тому, что острова полностью превращаются в подводные горы или гайоты . Многие базальты океанских островов извергаются в горячих точках вулканов , которые, как полагают, являются поверхностными проявлениями плавления термически плавучих, поднимающихся каналов горячих пород в мантии Земли , называемых мантийными плюмами . [4] Считается, что некоторые из таких горячих вулканических цепей возникли с образованием крупных магматических провинций . Проводники мантийных плюмов могут дрейфовать медленно, но тектонические плиты Земли дрейфуют быстрее по сравнению с мантийными плюмами. В результате относительное движение тектонических плит Земли над мантийными плюмами приводит к образованию прогрессирующих с возрастом цепочек вулканических островов и подводных гор, причем самые молодые действующие вулканы располагаются над осью мантийного плюма, тогда как более старые неактивные вулканы располагаются все дальше от поверхности мантийного плюма. шлейфовый канал ( см. рисунок 1 ). [2] Цепи горячих точек могут записывать десятки миллионов лет непрерывной вулканической истории; например, возраст самых старых подводных гор в цепи подводных гор Гавайско-Императорская превышает 80 миллионов лет.

Не все базальты океанских островов являются продуктом мантийных плюмов. Существуют тысячи подводных гор, которые явно не связаны с поднимающимися мантийными плюмами, а также существуют цепочки подводных гор, возраст которых не меняется. Подводные горы, которые явно не связаны с мантийным плюмом, указывают на то, что региональный состав мантии и тектоническая активность также могут играть важную роль в возникновении внутриплитного вулканизма.

Мантийные источники

[ редактировать ]

Существуют различные источники базальтовой магмы океанских островов в мантии Земли, но основным компонентом является древняя переработанная базальтовая океаническая кора, унаследовавшая микроэлементы и изотопные признаки процесса дегидратации в зоне субдукции с обогащением элементами с высокой напряженностью поля. [5] Об этих мантийных источниках можно судить по различиям в соотношениях радиогенных изотопов , которые магмы наследуют от своих материнских пород. Источники были определены на основе комбинированного анализа изотопов стронция (Sr), неодима (Nd) и свинца (Pb), но теперь можно с пользой и удобством классифицировать только микроэлементы с высокой напряженностью поля, такие как барий (Ba), цезий. (Ce), рубидий (Rb), ниобий (Nb) и тербий (Tb выбран примерно постоянным во всех ИОБ). [6] [А]  :

Имя Полное имя Источник Микроэлементный состав [5]
Обогащенные источники
ЕМ1 (ЭМИ) Обогащенная мантия 1 [7] Значительное загрязнение континентальной корой, обычно нижней корой. [5] Вероятно, мантия загрязнена материалом, полученным из субдуцированных пелагических отложений . Альтернативное объяснение состоит в том, что этот источник происходит из субконтинентальной литосферы , которая также может быть загрязнена субдуцированными пелагическими отложениями. [8] Умеренный Nb, Ce, Ba, La, Nb. Обогащение Ба [6]
ЕМ2 (ЭМИИ) Обогащенная мантия 2 Значительное загрязнение континентальной корой, обычно верхней корой. [5] Вероятно, мантия загрязнена материалом, полученным в результате переработки. [Б] терригенных из осадков континентальной коры в мантию. [8] Меньшее обогащение Nb, Ba, La и Ce по сравнению с EMI или HIMU, но относительное обогащение Ba по сравнению с HIMU или DMM. [6]
ХИМУ Высокое соотношение U/Pb Незначительное загрязнение земной коры. [5] Вероятно, образовалась из субдуцированной океанической коры , которая не гомогенизировалась с остальной мантией. Отсутствие гомогенизации может быть связано с накоплением субдуцированной океанической коры в крупномасштабных «мегалитах» на сейсмическом разрыве 670 км или вблизи границы ядро-мантия. [9] Низкий Ba, высокий Ce и La [6]
Истощенные источники
В СООТВЕТСТВИИ С Распространенная мантия Возможно, образовался в результате смешения всех других мантийных источников или источник образовался в начале истории Земли. [7]
Цифровой ммм Истощенная мантия MORB Имеет срединно-океанического хребта характеристики базальта (MORB) с низким 87 старший/ 86 старший и высокий 143 Нд/ 144 Nd и εHf по сравнению с MORB Низкий Ba, Ce/Rb от высокого до умеренного (т.е. низкий Rb) и низкий La [6]
ФОЗО Зона фокусировки Источник, связанный с мантийными плюмами. Он имеет промежуточный состав между DMM и HIMU. Название «Зона фокуса» происходит от очевидного разветвления составов этой зоны при отображении данных изотопного состава на диаграмме тетраэдра. ФОЗО содержит высокое содержание гелия-3 . Источник FOZO связан с глубокими мантийными плюмами. Было предложено, что FOZO представляет собой либо материал плюма, который поднимается от границы ядро-мантия, либо материал, который прикрепляется к плюму в виде листа, когда плюм поднимается от границы ядро-мантия. [10]

Изотопная геохимия

[ редактировать ]

Геохимия базальтов океанских островов полезна для изучения химического и физического строения мантии Земли. Считается, что некоторые мантийные плюмы, питающие лавы горячих точек вулканизма, зарождаются на глубине границы ядро-мантия (глубина ~ 2900 км). Состав базальтов океанских островов в горячих точках дает представление о составе мантийных доменов в канале плюма, которые плавились с образованием базальтов, что дает ключ к пониманию того, как и когда образовались различные резервуары в мантии.

Ранние концептуальные модели геохимической структуры мантии утверждали, что мантия была разделена на два резервуара: верхнюю мантию и нижнюю мантию. Считалось, что верхняя мантия геохимически истощена из-за извлечения расплава, из которого образовались континенты Земли. Нижнюю мантию считали однородной и « примитивной ». (Примитивный в данном случае относится к силикатному материалу, который представляет собой строительные блоки планеты, который не был модифицирован экстракцией расплава или смешан с субдуцированными материалами с момента аккреции Земли и формирования ядра.) Сейсмическая томография показала субдуцированные плиты, проходящие через верхнюю мантию и вхождение в нижнюю мантию, что указывает на невозможность выделения нижней мантии. [11] Кроме того, изотопная неоднородность, наблюдаемая в базальтах океанских островов, образовавшихся из плюмов, свидетельствует против однородности нижней мантии. Тяжелые радиогенные изотопы являются особенно полезным инструментом для изучения состава мантийных источников, поскольку изотопные соотношения не чувствительны к плавлению мантии. Согласно традиции при подклассификации использовались изотопные отношения Sr-Nd-Pb-Hf-He. [12] Это означает, что тяжелое радиогенное изотопное соотношение расплава, который поднимается вверх и становится вулканической породой на поверхности Земли, отражает изотопное соотношение мантийного источника на момент плавления. Наиболее изученными тяжелыми радиогенными изотопными системами в базальтах океанических островов являются 87 старший/ 86 Сэр, 143 Нд/ 144 Нд, 206 Пб/ 204 Пб, 207 Пб/ 204 Пб, 208 Пб/ 204 Пб, 176 Hf/ 177 Hf и, совсем недавно, 187 Ты/ 188 Ос. В каждой из этих систем радиоактивный родительский изотоп с длительным периодом полураспада (т.е. более 704 миллионов лет) распадается на «радиогенный» дочерний изотоп. Изменения в соотношении родительских и дочерних элементов, например, в результате плавления мантии, приводят к изменениям в соотношениях радиогенных изотопов. Таким образом, эти радиогенные изотопные системы чувствительны к времени и степени изменения (или фракционирования) соотношения родительских и дочерних элементов, которое затем определяет процесс(ы), ответственный за создание наблюдаемой радиогенной изотопной гетерогенности в базальтах океанских островов. В мантийной геохимии любой состав с относительно низким содержанием 87 старший/ 86 Сэр, и высокий 143 Нд/ 144 Нд и 176 Hf/ 177 Hf называют «геохимически обедненным». Высокий 87 старший/ 86 Сэр, и низкий 143 Нд/ 144 Нд и 176 Hf/ 177 Hf называют «геохимически обогащенным». Относительно низкие изотопные отношения Pb в породах мантийного происхождения описываются как нерадиогенные ; относительно высокие соотношения описываются как радиогенные .

Эти изотопные системы предоставили доказательства гетерогенности нижней мантии. Есть несколько отдельных «мантийных доменов» или конечных членов, которые появляются в базальтовой летописи океанских островов. При нанесении на карту в мультиизотопном пространстве базальты океанских островов имеют тенденцию образовывать массивы, простирающиеся от центрального состава к конечному члену с крайним составом. Обедненная мантия, или DM, является одним из конечных членов и характеризуется низким содержанием 87 старший/ 86 Сэр, 206 Пб/ 204 Пб, 207 Пб/ 204 Пб, 208 Пб/ 204 Pb и высокий 143 Нд/ 144 Нд и 176 Hf/ 177 Хф. Таким образом, DM геохимически обеднен и относительно нерадиогенен. Срединно-океанические хребты пассивно отбирают образцы верхней мантии, а MORB обычно геохимически истощены, поэтому широко распространено мнение, что верхняя мантия состоит в основном из истощенной мантии. Таким образом, термин «истощенная мантия MORB» (DMM) часто используется для описания верхней мантии, которая является источником вулканизма срединно-океанических хребтов. Базальты океанских островов также представляют собой образцы геохимически истощенных мантийных доменов. Фактически, большинство базальтов океанских островов геохимически истощены, и <10% базальтов океанских островов содержат лавы, которые простираются до геохимически обогащенных (т.е. 143 Нд/ 144 Nd ниже, чем у строительных блоков Земли).

Есть два геохимически обогащенных домена, названных обогащенной мантией 1 (EM1) и обогащенной мантией 2 (EM2). Несмотря на общее сходство, между EM1 и EM2 есть некоторые важные различия. ЕМ1 обладает нерадиогенным 206 Пб/ 204 Pb, умеренно высокий 87 старший/ 86 Sr, и распространяется на нижнюю 143 Нд/ 144 Нд и 176 Hf/ 177 Хф, чем ЕМ2. [13] Питкэрн , Кергелен - Херд и Тристан - Гоф являются типовыми населенными пунктами EM1. EM2 определяется более высоким 87 старший/ 86 Sr, чем EM1 и выше 143 Нд/ 144 Нд и 176 Hf/ 177 Hf при заданном 87 старший/ 86 Значение Sr и промежуточное 206 Пб/ 204 Пб. [13] Самоа и Общество являются архетипическими местами EM2.

Еще один отдельный мантийный домен — мантия HIMU. В изотопной геохимии греческая буква μ (или мю) используется для описания 238 В/ 204 Pb, такой, что «высокий μ» (сокращенно HIMU) описывает высокий 238 В/ 204 Соотношение Pb. Со временем, как 238 U распадается на 206 Pb, HIMU Земные материалы обладают особенно радиогенностью (высокой) 206 Пб/ 204 Пб. Если материал Земли поднялся 238 В/ 204 Pb (HIMU), то он также будет иметь повышенное 235 В/ 204 Pb и, следовательно, будет производить радиогенные композиции Pb как для 206 Пб/ 204 Pb и 207 Пб/ 204 Изотопные системы Pb ( 238 U распадается 206 Пб, 235 U распадается на 207 Пб). Аналогичным образом, земные материалы с высоким содержанием U/Pb также имеют тенденцию иметь высокое значение Th/Pb и, таким образом, эволюционируют, чтобы иметь высокий уровень Th/Pb. 208 Пб/ 204 Пб ( 232 Th распадается на 208 Пб). Базальты океанических островов с высокой радиогенностью. 206 Пб/ 204 Пб, 207 Пб/ 204 Пб, 208 Пб/ 204 Pb являются продуктами мантийных доменов HIMU. Св. Елены и несколько островов вулканического линеамента Кука - Австрал (например, Мангайя ) являются типичными местами для базальтов океанских островов HIMU.

Последняя обсуждаемая здесь мантийная область представляет собой общий состав, к которому стремятся базальты океанских островов в радиогенном изотопном мультипространстве. Это также наиболее распространенный источник мантии в базальтах океанских островов, имеющий среднюю или геохимически истощенную структуру. 87 старший/ 86 Сэр, 143 Нд/ 144 Нд и 176 Hf/ 177 Hf, а также промежуточные 206 Пб/ 204 Пб, 207 Пб/ 204 Пб, 208 Пб/ 204 Пб. Этот центральный домен мантии имеет несколько названий, каждое из которых имеет несколько разное значение. PREMA, или «Распространенная мантия», был первым термином, придуманным Зиндлером и Хартом (1986) для описания наиболее распространенного состава базальтов океанских островов. [14] Харт и др. (1992) позже назвали место пересечения базальтовых составов океанских островов в радиогенном изотопном мультипространстве «зоной фокуса» или FOZO. [15] Фарли и др. (1992) в том же году описали высокий 3 Он/ 4 Он (примитивный геохимический признак) входит в состав шлейфов как «Примитивная гелиевая мантия» или PHEM. [16] Наконец, Ханан и Грэм (1996) использовали термин «C» (для общего компонента) для описания общего компонента смешивания в породах мантийного происхождения. [17]

Присутствие определенного мантийного домена в базальтах океанских островов из двух горячих точек, о чем свидетельствует определенный радиогенный изотопный состав, не обязательно указывает на то, что мантийные плюмы со схожим изотопным составом происходят из одного и того же физического резервуара в глубокой мантии. Вместо этого считается, что мантийные домены со схожим радиогенным изотопным составом, отобранные в разных местах горячих точек, имеют схожую геологическую историю. [18] Например, считается, что горячие точки EM2 на Самоа и в Сообществе имеют мантийный источник, содержащий переработанную верхнюю континентальную кору, [19] идея, которая подтверждается наблюдениями за стабильными изотопами, включая δ 18 О и δ 7 Ли. Изотопное сходство не означает, что Самоа и Общество имеют один и тот же физический источник мантии, о чем свидетельствуют их слегка различающиеся массивы в радиогенном изотопном мультипространстве. Таким образом, горячие точки, которые классифицируются как «EM1», «EM2», «HIMU» или «FOZO», могут образовывать физически разные, но схожие по составу части мантии. Более того, в некоторых цепочках горячих точек присутствуют лавы с широким диапазоном изотопного состава, так что источник шлейфа, по-видимому, либо отбирает образцы из нескольких доменов, которые могут быть отобраны в разное время в вулканической эволюции горячей точки.

Изотопные системы помогают раскрыть геологические процессы, которые способствовали, а в некоторых случаях и времени формирования этих мантийных доменов. Некоторые важные примеры включают наличие отпечатков коры в обогащенных мантийных источниках, которые указывают на то, что материал с континентов и океанов Земли может погружаться в мантию и подниматься обратно на поверхность в виде плавучих поднимающихся мантийных шлейфов. Изотопный анализ серы показал массово-независимое фракционирование (MIF) изотопов серы в некоторых лавах, полученных из шлейфов. [20] MIF изотопов серы - это явление, которое произошло в атмосфере Земли только до Великого события окисления ~ 2,3 млрд лет. Присутствие переработанного материала с сигнатурами MIF указывает на то, что часть принесенного переработанного материала старше 2,3 млрд лет назад и сформировалась до Великого окисления. Событие и вновь всплыло на поверхность в результате вулканизма мантийного плюма. Изотопные системы благородных газов , такие как 3 Он/ 4 Он, 20 Ne/ 22 Не, и 129 Машина/ 130 Xe были использованы для демонстрации того, что части нижней мантии относительно менее дегазированы и не гомогенизированы, несмотря на миллиарды лет мантийного конвективного перемешивания. [21] Некоторые крупные горячие мантийные плюмы имеют аномально высокую 3 Он/ 4 Он. С 4 Он постоянно производится внутри Земли посредством альфа-распада (из 235,238 В, 232 эт, и 147 см), но 3 Он не генерируется в заметных количествах в недрах Земли, соотношение 3 Он, чтобы 4 Он уменьшается в недрах Земли с течением времени. Ранняя Солнечная система началась с высоких 3 Он/ 4 Он и, следовательно, Земля сначала аккрецировались с высокими 3 Он/ 4 Он. Таким образом, в лавах плюмового происхождения высокие 3 Он/ 4 Он представляет собой «древнюю» геохимическую подпись, указывающую на существование хорошо сохранившегося резервуара гелия в глубокой мантии. Сроки формирования этого резервуара ограничены наблюдаемыми аномалиями 129 Машина/ 130 Xe в базальтах океанских островов, т.к. 129 Xe образовался только в результате распада 129 Я в течение первых ~100 лет истории Земли. [22] Вместе, высоко 3 Он/ 4 Он и 129 Машина/ 130 Xe указывает на относительно менее дегазированную, примитивную область благородного газа, которая относительно хорошо сохранилась со времен раннего Гадея .

Сноски

[ редактировать ]
  1. ^ Преждевременно говорить о том, что этот новый чистый метод классификации также будет полезен для внутриплитных континентальных базальтов, и FOZO, похоже, все еще нуждается в определении гелия-3.
  2. ^ Субдукция, субдукционная эрозия и т. Д.

Ссылки

[ редактировать ]
Примечания
  1. ^ Уивер, Барри Л. (октябрь 1990 г.). «Геохимия сильно недонасыщенных базальтовых свит океанических островов южной части Атлантического океана: острова Фернандо-де-Норонья и Триндади». Вклад в минералогию и петрологию . 105 (5): 502–515. Бибкод : 1990CoMP..105..502W . дои : 10.1007/BF00302491 . S2CID   128694689 .
  2. ^ Jump up to: а б Джексон, Мэтью Джерард (2016). «Базальты океанических островов». Энциклопедия геохимии . Серия Энциклопедия наук о Земле. стр. 1–5. дои : 10.1007/978-3-319-39193-9_248-1 . ISBN  978-3-319-12127-7 .
  3. ^ Штаудигель, Хуберт; Копперс, Энтони АП (2015). «Подводные горы и островостроение». Энциклопедия вулканов . стр. 405–421. дои : 10.1016/b978-0-12-385938-9.00022-5 . ISBN  9780123859389 .
  4. ^ Френч, Скотт В.; Романович, Барбара (2 сентября 2015 г.). «Широкие шлейфы уходят корнями в основание мантии Земли под основными горячими точками». Природа . 525 (7567): 95–99. Бибкод : 2015Natur.525...95F . дои : 10.1038/nature14876 . ПМИД   26333468 . S2CID   205245093 .
  5. ^ Jump up to: а б с д и Акбари и др. 2023 , Раздел:Введение
  6. ^ Jump up to: а б с д и Акбари и др. 2023 , Раздел:Происхождение и генезис магм типа OIB
  7. ^ Jump up to: а б Дикин 2005, с. 157
  8. ^ Jump up to: а б Диккин 2005, стр. 161–162.
  9. ^ Дикин 2005, с. 151
  10. ^ Дикин 2005, с. 164
  11. ^ Гранд, Стивен П.; Ван дер Хильст, Роб Д.; Видиянторо, Шри (1997). «Глобальная сейсмическая томография: снимок конвекции в Земле» (PDF) . ГСА сегодня . 7 (4): 1–7. S2CID   73626357 . Архивировано из оригинала (PDF) 9 июля 2019 г.
  12. ^ Акбари и др. 2023 , Раздел:Аннотация
  13. ^ Jump up to: а б Джексон, Мэтью Г.; Дасгупта, Радждип (ноябрь 2008 г.). «Состав HIMU, EM1 и EM2 на основе глобальных тенденций между радиогенными изотопами и основными элементами в базальтах океанских островов». Письма о Земле и планетологии . 276 (1–2): 175–186. Бибкод : 2008E&PSL.276..175J . дои : 10.1016/j.epsl.2008.09.023 .
  14. ^ Зиндлер, А. (1 января 1986 г.). «Химическая геодинамика». Ежегодный обзор наук о Земле и планетах . 14 (1): 493–571. дои : 10.1146/annurev.earth.14.1.493 .
  15. ^ Харт, СР; Хаури, Э.Х.; Ошманн, Луизиана; Уайтхед, Дж. А. (24 апреля 1992 г.). «Мантийные плюмы и унос: изотопные данные». Наука . 256 (5056): 517–520. Бибкод : 1992Sci...256..517H . дои : 10.1126/science.256.5056.517 . ПМИД   17787949 . S2CID   29042856 .
  16. ^ Фарли, Калифорния; Натланд, Дж. Х.; Крейг, Х. (июнь 1992 г.). «Двойное смешение обогащенных и негазированных (примитивных?) компонентов мантии (He, Sr, Nd, Pb) в самоанских лавах». Письма о Земле и планетологии . 111 (1): 183–199. Бибкод : 1992E&PSL.111..183F . дои : 10.1016/0012-821X(92)90178-X .
  17. ^ Ханан, BB; Грэм, DW (17 мая 1996 г.). «Свидетельства об изотопах свинца и гелия из океанических базальтов в качестве общего глубокого источника мантийных плюмов». Наука . 272 (5264): 991–995. Бибкод : 1996Sci...272..991H . дои : 10.1126/science.272.5264.991 . ПМИД   8662585 . S2CID   29813558 .
  18. ^ Уайт, Уильям М. (декабрь 2015 г.). «Изотопы, DUPAL, LLSVP и Анекантавада». Химическая геология . 419 : 10–28. Бибкод : 2015ЧГео.419...10Вт . doi : 10.1016/j.chemgeo.2015.09.026 .
  19. ^ Джексон, Мэтью Г.; Харт, Стэнли Р.; Копперс, Энтони АП; Штаудигель, Хуберт; Контер, Джаспер; Блюштайн, Ежи; Курц, Марк; Рассел, Джейми А. (август 2007 г.). «Возвращение субдуцированной континентальной коры в самоанских лавах». Природа . 448 (7154): 684–687. Бибкод : 2007Natur.448..684J . дои : 10.1038/nature06048 . HDL : 1912/2075 . ПМИД   17687322 . S2CID   4381042 .
  20. ^ Кабрал, Рита А.; Джексон, Мэтью Г.; Роуз-Кога, Эстель Ф.; Кога, Кеннет Т.; Уайтхаус, Мартин Дж.; Антонелли, Майкл А.; Фаркуар, Джеймс; Дэй, Джеймс, доктор медицины; Хаури, Эрик Х. (24 апреля 2013 г.). «Аномальные изотопы серы в плюмовых лавах свидетельствуют о глубоких мантийных хранилищах архейской коры». Природа . 496 (7446): 490–493. Бибкод : 2013Natur.496..490C . дои : 10.1038/nature12020 . ПМИД   23619695 . S2CID   205233273 .
  21. ^ Грэм, Дэвид В. (2002). «Геохимия изотопов благородных газов срединно-океанических хребтов и базальтов океанских островов: характеристика мантийных резервуаров-источников». Благородные газы . стр. 247–318. дои : 10.1515/9781501509056-010 . ISBN  978-1-5015-0905-6 .
  22. ^ Мукхопадьяй, Суджой (6 июня 2012 г.). «Ранняя дифференциация и летучая аккреция, зафиксированная в глубокомантийном неоне и ксеноне». Природа . 486 (7401): 101–104. Бибкод : 2012Natur.486..101M . дои : 10.1038/nature11141 . ПМИД   22678288 . S2CID   8566845 .
Источники
Retrieved from "https://en.wikipedia.org/w/index.php?title=Ocean_island_basalt&oldid=1224318081"
Arc.Ask3.Ru: конец переведенного документа.
Arc.Ask3.Ru
Номер скриншота №: a44ee25b07b1773eb578037e06a07c6c__1715954760
URL1:https://arc.ask3.ru/arc/aa/a4/6c/a44ee25b07b1773eb578037e06a07c6c.html
Заголовок, (Title) документа по адресу, URL1:
Ocean island basalt - Wikipedia
Данный printscreen веб страницы (снимок веб страницы, скриншот веб страницы), визуально-программная копия документа расположенного по адресу URL1 и сохраненная в файл, имеет: квалифицированную, усовершенствованную (подтверждены: метки времени, валидность сертификата), открепленную ЭЦП (приложена к данному файлу), что может быть использовано для подтверждения содержания и факта существования документа в этот момент времени. Права на данный скриншот принадлежат администрации Ask3.ru, использование в качестве доказательства только с письменного разрешения правообладателя скриншота. Администрация Ask3.ru не несет ответственности за информацию размещенную на данном скриншоте. Права на прочие зарегистрированные элементы любого права, изображенные на снимках принадлежат их владельцам. Качество перевода предоставляется как есть. Любые претензии, иски не могут быть предъявлены. Если вы не согласны с любым пунктом перечисленным выше, вы не можете использовать данный сайт и информация размещенную на нем (сайте/странице), немедленно покиньте данный сайт. В случае нарушения любого пункта перечисленного выше, штраф 55! (Пятьдесят пять факториал, Денежную единицу (имеющую самостоятельную стоимость) можете выбрать самостоятельно, выплаичвается товарами в течение 7 дней с момента нарушения.)