stringtranslate.com

Океаническая кора

Цвета указывают на возраст океанической коры, где более светлые указывают на более молодой возраст, а более темные указывают на более старый возраст. Линии представляют границы тектонических плит.
Континентальная и океаническая кора в верхней мантии Земли

Океаническая кора — самый верхний слой океанической части тектонических плит . Она состоит из верхней океанической коры с подушечными лавами и комплексом даек , а также нижней океанической коры , состоящей из троктолита , габбро и ультраосновных кумулятов . [1] [2] Кора залегает над жестким верхним слоем мантии . Кора и жесткий верхний слой мантии вместе составляют океаническую литосферу .

Океаническая кора в основном состоит из основных пород, или сима , которые богаты железом и магнием. Она тоньше, чем континентальная кора , или сиал , обычно менее 10 километров толщиной; однако она плотнее, имея среднюю плотность около 3,0 граммов на кубический сантиметр в отличие от континентальной коры, которая имеет плотность около 2,7 граммов на кубический сантиметр. [3]

Верхняя кора является результатом охлаждения магмы, полученной из мантийного материала под плитой. Магма впрыскивается в центр спрединга, который в основном состоит из частично затвердевшей кристаллической каши, полученной из более ранних инъекций, образуя магматические линзы, которые являются источником пластовых даек , питающих вышележащие подушечные лавы. [4] По мере того, как лавы остывают, они, в большинстве случаев, химически модифицируются морской водой. [5] Эти извержения происходят в основном на срединно-океанических хребтах, но также и в разбросанных горячих точках, а также в редких, но мощных случаях, известных как извержения базальтовых потоков . Но большая часть магмы кристаллизуется на глубине, в нижней части океанической коры . Там недавно внедрившаяся магма может смешиваться и реагировать с уже существующей кристаллической кашей и горными породами. [6]

Состав

Хотя полный разрез океанической коры еще не был пробурен, у геологов есть несколько доказательств, которые помогают им понять дно океана. Оценки состава основаны на анализе офиолитов (участков океанической коры, которые надвинуты на континенты и сохранились на них), сравнении сейсмической структуры океанической коры с лабораторными определениями сейсмических скоростей в известных типах горных пород и образцах, извлеченных со дна океана с помощью подводных аппаратов , драгирования (особенно с гребней хребтов и зон разломов ) и бурения. [7] Океаническая кора значительно проще континентальной и, как правило, может быть разделена на три слоя. [8] Согласно экспериментам по физике минералов , при более низких давлениях в мантии океаническая кора становится плотнее окружающей мантии. [9]

Геохимия

Наиболее объемными вулканическими породами океанического дна являются базальты срединно-океанического хребта, которые образовались из толеитовых магм с низким содержанием калия . Эти породы имеют низкие концентрации крупных ионных литофильных элементов (LILE), легких редкоземельных элементов (LREE), летучих элементов и других крайне несовместимых элементов . Могут быть найдены базальты, обогащенные несовместимыми элементами, но они редки и связаны с горячими точками срединно-океанического хребта, такими как окрестности Галапагосских островов , Азорских островов и Исландии . [15]

До неопротерозойской эры 1000 млн лет назад океаническая кора мира была более мафической , чем современная. Более мафическая природа коры означала, что большее количество молекул воды ( ОН ) могло храниться в измененных частях коры. В зонах субдукции эта мафическая кора была склонна метаморфизоваться в зеленый сланец вместо голубого сланца в обычных фациях голубого сланца . [16]

Жизненный цикл

Океаническая кора непрерывно создается в срединно-океанических хребтах. Поскольку континентальные плиты расходятся в этих хребтах, магма поднимается в верхнюю мантию и кору. По мере того, как континентальные плиты отходят от хребта, новообразованные породы остывают и начинают разрушаться, а осадок постепенно накапливается на них сверху. Самые молодые океанические породы находятся в океанических хребтах, и они постепенно становятся старше по мере удаления от хребтов. [17]

По мере того, как мантия поднимается, она охлаждается и плавится, поскольку давление уменьшается, и 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 распространяющиеся хребты (<1 см·год −1 полускорости) производят более тонкую кору (толщиной 4–5 км), поскольку мантия имеет возможность остыть при подъеме, и поэтому она пересекает солидус и плавится на меньшей глубине, тем самым производя меньше расплава и более тонкую кору. Примером этого является хребет Гаккеля под Северным Ледовитым океаном . Более толстая, чем в среднем, кора находится над плюмами, поскольку мантия горячее, и поэтому она пересекает солидус и плавится на большей глубине, создавая больше расплава и более толстую кору. Примером этого является Исландия , у которой толщина коры составляет ~20 км. [18]

Возраст океанической коры можно использовать для оценки (термической) толщины литосферы, где молодая океаническая кора не имела достаточно времени, чтобы охладить мантию под ней, в то время как более старая океаническая кора имеет более толстую мантийную литосферу под собой. [19] 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 субдуцирует, потому что континентальная литосфера менее плотная. Процесс субдукции поглощает более старую океаническую литосферу, поэтому океаническая кора редко бывает старше 200 миллионов лет. [20] Процесс образования 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 северо-западной части Атлантики  — обеим около 180-200 миллионов лет. Однако части восточного Средиземного моря могут быть остатками гораздо более древнего океана Тетис , возрастом около 270 и до 340 миллионов лет. [21] [22] [23]

Магнитные аномалии

Океаническая кора демонстрирует рисунок магнитных линий, параллельных океаническим хребтам, застывшим в базальте . Симметричный рисунок положительных и отрицательных магнитных линий исходит из срединно-океанического хребта. [24] Новая порода образуется магмой в срединно-океанических хребтах, и океанское дно распространяется от этой точки. Когда магма остывает, образуя породу, ее магнитная полярность выравнивается с текущим положением магнитных полюсов Земли. Затем новая магма вытесняет старую охлажденную магму от хребта. Этот процесс приводит к параллельным участкам океанической коры с чередующейся магнитной полярностью.

Смотрите также

Примечания

  1. ^ Gillis et al. (2014). Примитивные слоистые габбро из быстрораспространяющейся нижней океанической коры. Nature 505, 204-208
  2. ^ Пираджно Ф. (2013). Рудные месторождения и мантийные плюмы. Springer. стр. 11. ISBN 9789401725026.
  3. ^ Роджерс, Н., ред. (2008). Введение в нашу динамическую планету. Cambridge University Press и The Open University . стр. 19. ISBN 978-0-521-49424-3.
  4. ^ Синтон Дж. М.; Детрик Р. С. (1992). «Магматические камеры срединно-океанического хребта». Журнал геофизических исследований . 97 (B1): 197–216. Bibcode : 1992JGR....97..197S. doi : 10.1029/91JB02508.
  5. ^ Х. Элдерфилд (2006). Океаны и морская геохимия. Elsevier. стр. 182–. ISBN 978-0-08-045101-5 . 
  6. ^ Lissenberg, CJ, MacLeod, CJ, Horward, KA, и Godard, M. (2013). Всепроникающая реактивная миграция расплава через быстрораспространяющуюся нижнюю океаническую кору (Hess Deep, экваториальная часть Тихого океана). Earth Planet. Sci. Lett. 361, 436–447. doi :10.1016/j.epsl.2012.11.012
  7. ^ Кодайра С., Ногучи Н., Такахаши Н., Исидзука 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.
  8. ^ Ханстин, Тор Х; Тролль, Валентин Р (2003-02-14). "Состав изотопов кислорода ксенолитов из океанической коры и вулканической постройки под Гран-Канарией (Канарские острова): последствия для загрязнения коры восходящими магмами". Химическая геология . 193 (3): 181–193. Bibcode :2003ChGeo.193..181H. doi :10.1016/S0009-2541(02)00325-X. ISSN  0009-2541.
  9. ^ Ли, М. и Макнамара, А. (2013). Трудность накопления субдуцированной океанической коры на границе ядра и мантии Земли. Журнал геофизических исследований: Твердая Земля, 118 (4), 1807-1816.
  10. ^ Питер Лазницка (2 сентября 2010 г.). Гигантские металлические месторождения: будущие источники промышленных металлов. Springer Science & Business Media. стр. 82–. ISBN 978-3-642-12405-1 . 
  11. ^ DR Bowes (1989) Энциклопедия магматической и метаморфической петрологии , Van Nostrand Reinhold ISBN 0-442-20623-2 
  12. ^ Йилдирим Дилек (1 января 2000 г.). Офиолиты и океаническая кора: новые знания из полевых исследований и программы океанического бурения. Геологическое общество Америки. стр. 506–. ISBN 978-0-8137-2349-5 . 
  13. ^ Gillis et al (2014). Примитивные слоистые габбро из быстрораспространяющейся нижней океанической коры. Nature 505, 204-208
  14. ^ Джон Эриксон (14 мая 2014 г.). Тектоника плит: раскрытие тайн Земли. Infobase Publishing. стр. 83–. ISBN 978-1-4381-0968-8 . 
  15. ^ Клэр П. Маршалл, Родс В. Фейрбридж (1999) Энциклопедия геохимии , Kluwer Academic Publishers ISBN 0-412-75500-9 
  16. ^ Пэйлин, Ричард М.; Уайт, Ричард В. (2016). «Появление голубых сланцев на Земле связано с вековыми изменениями в составе океанической коры». Nature Geoscience . 9 (1): 60. Bibcode :2016NatGe...9...60P. doi :10.1038/ngeo2605. S2CID  130847333.
  17. ^ "Понимание движения плит [Эта динамическая Земля, USGS]". pubs.usgs.gov . Получено 2017-04-16 .
  18. ^ CMR Fowler (2005) Твердая Земля (2-е изд.) , Cambridge University Press ISBN 0-521-89307-0 
  19. ^ Маккензи, Дэн; Джексон, Джеймс; Пристли, Кейт (май 2005 г.). «Термическая структура океанической и континентальной литосферы». Earth and Planetary Science Letters . 233 (3–4): 337–349. doi :10.1016/j.epsl.2005.02.005.
  20. ^ Condie, KC 1997. Тектоника плит и эволюция земной коры (4-е издание). 288 страниц, Butterworth-Heinemann Ltd.
  21. ^ Мюллер, Р. Дитмар (апрель 2008 г.). «Возраст, скорости спрединга и асимметрия спрединга коры мирового океана». Геохимия, геофизика, геосистемы . 9 (4): Q04006. Bibcode :2008GGG.....9.4006M. doi : 10.1029/2007GC001743 . S2CID  15960331.
  22. ^ Бенсон, Эмили (15 августа 2016 г.). «Самая старая океаническая кора в мире восходит к древнему суперконтиненту». www.newscientist.com . New Scientist . Получено 11 сентября 2016 г.
  23. ^ «Исследователь обнаружил океаническую кору возрастом 340 миллионов лет в Средиземном море с помощью магнитных данных». www.sciencedaily.com . Science Daily . 15 августа 2016 г. . Получено 11 сентября 2016 г. .
  24. ^ Pitman, WC; Herron, EM; Heirtzler, JR (1968-03-15). «Магнитные аномалии в Тихом океане и спрединг морского дна». Журнал геофизических исследований . 73 (6): 2069–2085. Bibcode : 1968JGR....73.2069P. doi : 10.1029/JB073i006p02069. ISSN  2156-2202.

Ссылки