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]
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 случаях, 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]
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 по минералогической физике , при более низких мантийных давлениях океаническая кора становится более плотной, чем окружающая мантия. [9]
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]
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). Хребты очень медленного спрединга (<1 см·год -1 половинной скорости) образуют более тонкую кору (толщиной 4–5 км), поскольку мантия имеет возможность остыть при апвеллинге, поэтому она пересекает солидус и тает на меньшей глубине, тем самым создавая меньше плавится и тоньше корочка. Примером тому является хребет Гаккеля под Северным Ледовитым океаном . Над плюмами находится более толстая, чем в среднем, кора, 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]
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] Новые породы образуются из магмы на срединно-океанических хребтах, и дно океана распространяется от этой точки. 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.