stringtranslate.com

Oceanic crust

The colours indicate the age of oceanic crust, wherein lighter indicates younger age, and darker indicates older age. The lines represent tectonic plate boundaries.
Continental and oceanic crust on the Earth's upper mantle

Oceanic crust is the uppermost layer of the oceanic portion of the tectonic plates. It is composed of the upper oceanic crust, with pillow lavas and a dike complex, and the lower oceanic crust, composed of troctolite, gabbro and ultramafic cumulates.[1][2] The crust overlies the rigid uppermost layer of the mantle. The crust and the rigid upper mantle layer together constitute oceanic lithosphere.

Oceanic crust is primarily composed of mafic rocks, or sima, which is rich in iron and magnesium. It is thinner than continental crust, or sial, generally less than 10 kilometers thick; however, it is denser, having a mean density of about 3.0 grams per cubic centimeter as opposed to continental crust which has a density of about 2.7 grams per cubic centimeter.[3]

The crust uppermost is the result of the cooling of magma derived from mantle material below the plate. The magma is injected into the spreading center, which consists mainly of a partly solidified crystal mush derived from earlier injections, forming magma lenses that are the source of the sheeted dikes that feed the overlying pillow lavas.[4] As the lavas cool they are, in most instances, modified chemically by seawater.[5] These eruptions occur mostly at mid-ocean ridges, but also at scattered hotspots, and also in rare but powerful occurrences known as flood basalt eruptions. But most magma crystallises at depth, within the lower oceanic crust. There, newly intruded magma can mix and react with pre-existing crystal mush and rocks.[6]

Composition

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]

Геохимия

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

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]

Магнитные аномалии

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.

Смотрите также

Примечания

  1. ^ Гиллис и др. (2014). Примитивные слоистые габбро из быстро распространяющейся нижней океанической коры. Природа 505, 204-208
  2. ^ Пирайно Ф. (2013). Рудные месторождения и мантийные плюмы. Спрингер. п. 11. ISBN 9789401725026.
  3. ^ Роджерс, Н., изд. (2008). Введение в нашу динамическую планету. Издательство Кембриджского университета и Открытый университет . п. 19. ISBN 978-0-521-49424-3.
  4. ^ 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.
  5. ^ Х. Элдерфилд (2006). Океаны и морская геохимия. Эльзевир. стр. 182–. ISBN 978-0-08-045101-5 . 
  6. ^ Лиссенберг, CJ, Маклауд, CJ, Хорвард, К.А., и Годар, М. (2013). Повсеместная реактивная миграция расплава через быстро распространяющуюся нижнюю океаническую кору (глубина Гесса, экваториальный Тихий океан). Планета Земля. наук. Летт. 361, 436–447. дои :10.1016/j.epsl.2012.11.012
  7. ^ 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.
  8. ^ 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. 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: Solid Earth, 118 (4), 1807–1816 гг.
  10. ↑ 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 . 
  11. ^ Д. Р. Боуз (1989) Энциклопедия магматической и метаморфической петрологии , Ван Ностранд Рейнхольд ISBN 0-442-20623-2 
  12. ^ Йилдирим Дилек (1 января 2000 г.). Офиолиты и океаническая кора: новые результаты полевых исследований и программы океанского бурения. Геологическое общество Америки. стр. 506–. ISBN 978-0-8137-2349-5 . 
  13. ^ Гиллис и др. (2014). Примитивные слоистые габбро из быстро распространяющейся нижней океанической коры. Природа 505, 204-208
  14. ↑ Джон Эриксон (14 мая 2014 г.). Тектоника плит: разгадка тайн Земли. Издательство информационной базы. стр. 83–. ISBN 978-1-4381-0968-8 . 
  15. ^ Клэр П. Маршалл, Родс В. Фэйрбридж (1999) Энциклопедия геохимии , ISBN Kluwer Academic Publishers 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». Природа Геонауки . 9 (1): 60. Бибкод : 2016NatGe...9...60P. дои : 10.1038/ngeo2605. S2CID  130847333.
  17. ^ «Понимание движения плит [Эта динамическая Земля, Геологическая служба США]» . pubs.usgs.gov . Проверено 16 апреля 2017 г.
  18. ^ CMR Фаулер (2005) Твердая Земля (2-е изд.) , ISBN издательства Кембриджского университета 0-521-89307-0 
  19. ^ 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.
  20. ^ Конди, KC 1997. Тектоника плит и эволюция земной коры (4-е издание). 288 страница, Butterworth-Heinemann Ltd.
  21. ^ 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.
  22. ↑ 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.
  23. ^ «Исследователь обнаружил в Средиземном море океаническую кору возрастом 340 миллионов лет, используя магнитные данные» . www.sciencedaily.com . Наука Дейли . 15 августа 2016 года . Проверено 11 сентября 2016 г.
  24. ^ 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.

Рекомендации