Кора океана - Википедия - Oceanic crust

Цвета указывают на возраст океанической коры, причем более красный цвет указывает на более молодой возраст, а более синий - на более старый возраст. Линии обозначают границы тектонических плит.
Континентальная и океаническая кора на верхней мантии Земли

В Океаническая кора самый верхний слой океанической части тектоническая плита. Он состоит из верхней океанической коры с подушка лава и дамба комплекс, и нижняя океаническая кора, состоящий из троктолит, габбро и ультраосновной накапливает.[1][2] Корка покрывает затвердевший и самый верхний слой пласта. мантия. Кора и твердый слой мантии вместе составляют океанический литосфера.

Океаническая кора в основном состоит из мафический скалы, или сима, который богат железом и магнием. Это тоньше чем Континентальный разлом, или же сиал, как правило, толщиной менее 10 километров; однако он более плотный, имея среднюю плотность около 3,0 граммы на кубический сантиметр, в отличие от континентальной коры, которая имеет плотность около 2,7 грамма на кубический сантиметр.[3][4]

Верхняя кора является результатом охлаждения магмы, происходящей из мантия материал под пластиной. Магма закачивается в центр спрединга, который состоит в основном из частично затвердевшего хрустальная каша возникшие в результате более ранних инъекций, образуя линзы магмы, которые являются источником обшитые дамбами которые питают вышележащие подушки лавы.[5] Поскольку лава остывает, она в большинстве случаев химически модифицирована морской водой.[6] 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 паводковый базальт высыпания. Но большинство магма кристаллизуется на глубине, в пределах нижняя океаническая кора. Здесь недавно вторгшаяся магма может смешиваться и реагировать с уже существующей кристаллической массой и горными породами.[7]

Сочинение

Хотя полный разрез океанической коры еще не пробурен, у геологов есть несколько свидетельств, которые помогают им понять дно океана. Оценки состава основаны на анализе офиолиты (участки океанической коры, надвинутые и сохранившиеся на континентах), сравнения сейсмическая структура океанической коры с лабораторными определениями сейсмических скоростей в известных типах горных пород, а также образцы, извлеченные со дна океана подводные аппараты, дноуглубительные работы (особенно из гребень гребни и зоны разлома ) и бурение.[8] Океаническая кора значительно проще континентальной и обычно может быть разделена на три слоя.[9] В соответствии с физика минералов По экспериментам, при более низких мантийных давлениях океаническая кора становится плотнее окружающей мантии.[10]

  • Слой 1 в среднем имеет толщину 0,4 км. Он состоит из неконсолидированных или полуконсолидированных отложения, обычно тонкие или даже не присутствующие рядом с срединно-океанические хребты но дальше от гребня утолщается.[11] Вблизи континентальной окраины отложения терригенный, то есть получено с суши, в отличие от глубоководных отложений, которые снаряды морских организмов, обычно известковых и кремнистых, или он может состоять из вулканического пепла и терригенного переносимые отложения к токи мутности.[12]
  • Слой 2 можно разделить на две части: слой 2А - верхний вулканический слой толщиной 0,5 км от стеклообразного до мелкокристаллического базальт обычно в виде подушка базальтовая, а слой 2Б - толщиной 1,5 км, сложенный диабаз дамбы.[13]
  • Слой 3 образуется при медленном охлаждении магма под поверхностью и состоит из крупнозернистых габбро и накапливать ультраосновной горные породы.[14] Он составляет более двух третей объема океанической коры с толщиной почти 5 км.[15]

Геохимия

Самый объемный вулканические породы дна океана - базальты срединно-океанических хребтов, образованные из низко-калий толеитовые магмы. Эти породы имеют низкие концентрации крупных ионов. литофил элементы (LILE), легкие редкоземельные элементы (LREE), летучие элементы и другие высокоэффективные несовместимые элементы. Встречаются базальты, обогащенные несовместимыми элементами, но они редки и связаны со срединно-океаническим хребтом. горячие точки например, окружение Галапагосские острова, то Азорские острова и Исландия.[16]

До Неопротерозойская эра 1000 Ма назад, когда земная кора была более мафический чем сегодня ». Более мафический характер коры означал, что большее количество молекул воды (ОЙ ) может храниться изменен части корочки. В субдукция зоны, эта основная кора была склонна к превращению в зелень вместо синий сланец в обычном фация голубого сланца.[17]

Жизненный цикл

Океаническая кора постоянно создается на срединно-океанических хребтах. В качестве тарелки на этих хребтах расходятся, магма поднимается в верхнюю мантию и кору. По мере удаления от хребта литосфера становится холоднее и плотнее, а на ее поверхности постепенно накапливается осадок. Самая молодая океаническая литосфера находится у океанических хребтов, и она постепенно стареет по мере удаления от хребтов.[18]

По мере того, как мантия поднимается, она охлаждается и тает, когда давление понижается, и она пересекает солидус. Количество производимого расплава зависит только от температуры мантии при ее повышении. Следовательно, большая часть океанической коры имеет одинаковую толщину (7 ± 1 км). Очень медленно распространяющиеся гребни (<1 см · год−1 половинная скорость) образуют более тонкую кору (толщиной 4–5 км), так как мантия имеет шанс остыть при апвеллинге, и поэтому она пересекает солидус и тает на меньшей глубине, тем самым образуя меньше расплава и более тонкую кору. Примером этого является Гаккель Ридж под Арктический океан. Толстая корка выше среднего - выше перья поскольку мантия более горячая и, следовательно, она пересекает солидус и тает на большей глубине, создавая больше плавления и более толстую кору. Примером этого является Исландия имеющий толщину коры ~ 20 км.[19]

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 более толстую мантийную литосферу под собой.[20] Океаническая литосфера подчиняет в том, что известно как сходящиеся границы. 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 подчиняет потому что континентальная литосфера менее плотная. Процесс субдукции поглощает более древнюю океаническую литосферу, поэтому возраст океанической коры редко превышает 200 миллионов лет.[21]Процесс формирования и разрушения суперконтинента посредством повторяющихся циклов создания и разрушения океанической коры известен как Цикл Вильсона.

Самая старая крупномасштабная океаническая кора находится на западе Тихоокеанский регион и северо-запад Атлантический - оба примерно 180-200 миллионов лет. Однако части восточного Средиземное море являются остатками гораздо более старых Океан Тетис возрастом от 270 до 340 миллионов лет.[22][23][24]

Магнитные аномалии

Основная статья: Распространение морского дна

Океаническая кора показывает узор магнитных линий, параллельных океанским хребтам, застывшим в базальт. Симметричный узор из положительных и отрицательных магнитных линий исходит от срединно-океанического хребта.[25] Новая порода образована магмой в срединно-океанических хребтах, и дно океана простирается от этой точки. Когда магма остывает, образуя скалу, его магнитная полярность совпадает с текущим положением магнитных полюсов Земли. Затем новая магма вытесняет старую остывшую магму с гребня. 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 быстрорастущей нижней океанической коры. Природа 505, 204-208
  2. ^ Пирайно Ф. (2013). Рудные месторождения и мантийные плюмы. Springer. п. 11. ISBN  9789401725026.
  3. ^ Когли 1984
  4. ^ Роджерс, Н., изд. (2008). Знакомство с нашей динамичной планетой. Издательство Кембриджского университета и Открытый университет. п. 19. ISBN  978-0-521-49424-3.
  5. ^ Sinton J.M .; Детрик Р.С. (1992). «Магматические очаги срединно-океанического хребта». Журнал геофизических исследований. 97 (B1): 197–216. Bibcode:1992JGR .... 97..197S. Дои:10.1029 / 91JB02508.
  6. ^ Х. Элдерфилд (2006). Океаны и морская геохимия. Эльзевир. С. 182–. ISBN  978-0-08-045101-5.
  7. ^ Лиссенберг, К. Дж., МакЛауд, К. Дж., Хорвард, К. А. и Годар, М. (2013). Повсеместная миграция реактивного расплава через быстро распространяющуюся нижнюю океаническую кору (Гесс-Пад, экваториальная часть Тихого океана). Планета Земля. Sci. Lett. 361, 436–447. DOI: 10.1016 / j.epsl.2012.11.012
  8. ^ Кодаира, С., Ногучи, Н., Такахаши, Н., Исидзука, О., и Канеда, Ю. (2010). Эволюция от океанической коры перед дугой к коре островной дуги: сейсмическое исследование вдоль передней дуги Идзу-Бонин. Журнал геофизических исследований: твердая Земля, 115(B9), н / д.
  9. ^ Hansteen, Thor H; Тролль, Валентин Р (14 февраля 2003 г.). «Изотопный состав кислорода ксенолитов из океанической коры и вулканических построек под Гран-Канарией (Канарские острова): последствия для корового загрязнения восходящей магмы». Химическая геология. 193 (3): 181–193. Дои:10.1016 / S0009-2541 (02) 00325-X. ISSN  0009-2541.
  10. ^ 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.
  11. ^ Петр Лазницка (2 сентября 2010 г.). Гигантские металлические месторождения: будущие источники промышленных металлов. Springer Science & Business Media. С. 82–. ISBN  978-3-642-12405-1.
  12. ^ Д. Р. Боуз (1989) Энциклопедия магматической и метаморфической петрологии, Ван Ностранд Райнхольд ISBN  0-442-20623-2
  13. ^ Йилдирим Дилек (1 января 2000 г.). Офиолиты и океаническая кора: новые выводы из полевых исследований и программы океанического бурения. Геологическое общество Америки. С. 506–. ISBN  978-0-8137-2349-5.
  14. ^ Гиллис и др. (2014). Примитивные слоистые габбро из быстрорастущей нижней океанической коры. Природа 505, 204-208
  15. ^ Джон Эриксон (14 мая 2014 г.). Тектоника плит: разгадывая тайны Земли. Публикация информационной базы. С. 83–. ISBN  978-1-4381-0968-8.
  16. ^ Клэр П. Маршалл, Родс В. Фэйрбридж (1999) Энциклопедия геохимии, Kluwer Academic Publishers ISBN  0-412-75500-9
  17. ^ Пэйлин, Ричард М .; Белый, Ричард В. (2016). «Появление голубых сланцев на Земле связано со вековыми изменениями в составе океанической коры». Природа Геонауки. 9 (1): 60. Bibcode:2016НатГе ... 9 ... 60С. Дои:10.1038 / ngeo2605.
  18. ^ «Понимание движений плит [Эта динамическая Земля, Геологическая служба США]». pubs.usgs.gov. Получено 2017-04-16.
  19. ^ C.M.R. Фаулер (2005) Твердая Земля (2-е изд.), Издательство Кембриджского университета ISBN  0-521-89307-0
  20. ^ Маккензи, Дэн; Джексон, Джеймс; Пристли, Кит (май 2005 г.). «Термическое строение океанической и континентальной литосферы». Письма по науке о Земле и планетах. 233 (3–4): 337–349. Дои:10.1016 / j.epsl.2005.02.005.
  21. ^ Конди, К. 1997. Тектоника плит и эволюция земной коры (4-е издание). 288 стр., Butterworth-Heinemann Ltd.
  22. ^ Мюллер, Р. Дитмар (апрель 2008 г.). «Возраст, скорость распространения и асимметрия распространения мировой океанской коры». Геохимия, геофизика, геосистемы. 9 (4): Q04006. Bibcode:2008GGG ..... 9.4006M. Дои:10.1029 / 2007GC001743.
  23. ^ Бенсон, Эмили (15 августа 2016 г.). «Самая старая океаническая кора в мире восходит к древнему суперконтиненту». www.newscientist.com. Новый ученый. Получено 11 сентября 2016.
  24. ^ «С помощью магнитных данных исследователь обнаружил океаническую кору возрастом 340 миллионов лет в Средиземном море». www.sciencedaily.com. Science Daily. 15 августа 2016 г.. Получено 11 сентября 2016.
  25. ^ Pitman, W. C .; Herron, E.M .; Хейрцлер, Дж. Р. (1968-03-15). «Магнитные аномалии в Тихом океане и распространение морского дна». Журнал геофизических исследований. 73 (6): 2069–2085. Bibcode:1968JGR .... 73.2069P. Дои:10.1029 / JB073i006p02069. ISSN  2156-2202.

Рекомендации