Океанска кора

Од Википедија — слободната енциклопедија
Боите ја означуваат возраста на океанската кора, каде што поцрвеното означува помлада возраст, а посиното означува постара возраст. Линиите ги претставуваат границите на тектонските плочи.
Континентална и океанска кора на горната обвивка на Земјата

Океанската кора — најгорниот слој на океанскиот дел од тектонските плочи. Таа е составена од горната океанска кора, со перничеста лава и комплекс на насипи, и долната океанска кора, составена од троктолит, габро и ултрамафични карпи.[1][2] Кората се покрива над зацврстениот и најгорниот слој на плаштот. Кората и цврстиот слој на обвивката заедно ја сочинуваат океанската литосфера.

Океанската кора е првенствено составена од мафични карпи, или сима, која е богата со железо и магнезиум. Таа е потенка од континенталната кора, генерално дебела помала од 10 километри; сепак, таа е погуста, имајќи средна густина од околу 3,0 грама на кубен сантиметар за разлика од континенталната кора која има густина од околу 2,7 грама на кубен сантиметар.[3][4]

Најгорната кора е резултат на ладењето на магмата добиена од материјалот на плаштот под плочата. Магмата се вбризгува во центарот за ширење, кој главно се состои од делумно зацврстена кристална каша, формирајќи леќи од магма кои се извор на обложените насипи кои ги хранат лавата на прекриените перници.[5] Како што лавата се лади, тие, во повеќето случаи, се хемиски модифицирани со морска вода.[6] Овие ерупции се случуваат најмногу на сртовите на средината на океанот, но исто така и на расфрлани жаришта, а исто така и во ретки, но моќни појави познати како ерупции на поплавен балзат. Но, повеќето магми се кристализираат на длабочина, во долната океанска кора. Таму, новонападната магма може да се меша и да реагира со претходно постоечка кристална каша и карпи.[7]

Состав[уреди | уреди извор]

Иако целосен дел од океанската кора сè уште не е пробиен, геолозите имаат неколку докази кои им помагаат да го разберат океанското дно. Проценките на составот се засноваат на анализи на офиолит (делови од океанската кора што се зачувани на континентите), споредби на сеизмичката структура на океанската кора со лабораториски определби на сеизмичките брзини кај познати типови карпи и примероци добиени од океанското дно.[8] Океанската кора е значително поедноставна од континенталната кора и генерално може да се подели на три слоја.[9] Според експериментите со минерална физика, при пониски притисоци на обвивката, океанската кора станува погуста од околната обвивка.[10]

  • Слој 1 е во просек 0,4 км дебелина. Се состои од неконсолидирани или полуконсолидирани седименти, обично тенки или дури не присутни во близина на средноокеанските гребени, но се згуснуваат подалеку од гребенот.[11] Во близина на континенталните рабови седиментот е териген, што значи дека потекнува од копно, за разлика од длабокоморските седименти кои се направени од ситни лушпи од морски организми, обично варовнички и силикозни, или може да бидат направени од вулканска пепел и теригени седименти транспортирани со заматени струји.[12]
  • Слој 2 може да се подели на два дела: слој 2А – 0,5 км дебел најгорниот вулкански слој од стаклен до ситно кристален базалт обично во форма на перничеста лава и слој 2B – 1,5 km дебел слој составен од дијабазни насипи.[13]
  • Слој 3 се формира со бавно ладење на магмата под површината и се состои од крупно зрнести габроси и кумулирани ултрамафни карпи.[1] Сочинува над две третини од волуменот на океанската кора со речиси 5 км дебелина.[14]

Геохемија[уреди | уреди извор]

Најобемните вулкански карпи на океанското дно се базалтите од средноокеански гребени, кои потекнуваат од толеитски магми со ниска содржина на калиум. Овие карпи имаат ниски концентрации на големи јонски литофилни елементи, лесни ретки земјени елементи, испарливи елементи и други многу некомпатибилни елементи. Може да се најдат базалти збогатени со некомпатибилни елементи, но тие се ретки и се поврзани со жариштата на средишниот океански гребен, како што се околината на островите Галапагос, Азорските Острови и Исланд.[15]

Пред ерата на неопротерозоикот, пред 1000 Ма, светската океанска кора била помафична отколку денешнава. Помафичната природа на кората значело дека поголеми количини на молекули на вода (OH) може да се складираат во изменетите делови од кората. Во зоните на субдукција, оваа мафична кора била склона да се метаморфозира во зелени шкрилци.[16]

Животен циклус[уреди | уреди извор]

Океанската кора континуирано се создава на средноокеанските сртови. Како што континенталните плочи се разминуваат на овие гребени, магмата се издигнува во горната обвивка и кората. Како што континенталните плочи се оддалечуваат од гребенот, новосоздадените карпи се ладат и почнуваат да еродираат со седимент кој постепено се собира врз нив. Најмладите океански карпи се наоѓаат во океанските гребени и тие постепено стареат далеку од гребените.[17]

Како што наметката се крева, таа се лади и се топи, додека притисокот се намалува и го преминува солидусот. Количината на произведеното топење зависи само од температурата на обвивката додека се зголемува. Оттука, поголемиот дел од океанската кора е со иста дебелина (7±1 км). Сртови со многу бавно ширење (<1 см·год. −1 полустапка) произведуваат потенка кора (4–5 км дебелина) бидејќи обвивката има можност да се олади при издигнување и така поминува низ цврстината и се топи на помала длабочина, а со тоа создава помалку топење и потенка кора. Пример за ова е гребенот Гакел под Северноледениот Океан. Подебела од просечната кора се наоѓа над облаците бидејќи обвивката е потопла и оттаму ја преминува цврстината и се топи на поголема длабочина, создавајќи повеќе топење и подебела кора. Пример за ова е Исланд кој има кора со дебелина ~20 км.

Староста на океанската кора може да се користи за да се процени топлинската дебелина на литосферата, каде што младата океанска кора немала доволно време да ја олади плаштот под неа, додека постарата океанска кора има подебела литосфера на плаштот под неа.[18] Океанската литосфера се спушта на она што е познато како конвергентни граници. Овие граници може да постојат помеѓу океанската литосфера на една плоча и океанската литосфера на друга, или помеѓу океанската литосфера на една плоча и континенталната литосфера на друга. Во втората ситуација, океанската литосфера секогаш се спушта бидејќи континенталната литосфера е помалку густа. Процесот на субдукција троши постара океанска литосфера, така што океанската кора ретко е стара повеќе од 200 милиони години.[19] Процесот на формирање и уништување на супер-континент преку повторени циклуси на создавање и уништување на океанската кора е познат како Вилсоновиот циклус.

Најстарата океанска кора од големи размери е во западниот Пацифик и северозападниот Атлантик - и двете се стари околу 180-200 милиони години. Сепак, делови од источното Средоземно Море би можеле да бидат остатоци од многу постариот океан Тетис, стар околу 270 и до 340 милиони години.[20][21][22]

Магнетни аномалии[уреди | уреди извор]

Океанската кора прикажува шема на магнетни линии, паралелни со океанските гребени, замрзнати во базалтот. Симетрична шема на позитивни и негативни магнетни линии произлегува од средноокеанскиот гребен.[23] Новата карпа е формирана од магмата на сртовите на средината на океанот, а океанското дно се шири од оваа точка. Кога магмата се лади за да формира карпа, нејзиниот магнетен поларитет е усогласен со тогашните сегашни позиции на магнетните полови на Земјата. Новата магма потоа ја принудува постарата оладена магма да се оддалечи од гребенот. Овој процес резултира со паралелни делови од океанската кора со наизменичен магнетен поларитет.

Наводи[уреди | уреди извор]

  1. ↑ 1,0 1,1 Gillis et al (2014). Primitive layered gabbros from fast-spreading lower oceanic crust. Nature 505, 204-208
  2. ↑ Pirajno F. (2013). Ore Deposits and Mantle Plumes. Springer. стр. 11. ISBN 9789401725026.
  3. ↑ Cogley 1984
  4. ↑ Rogers, N., уред. (2008). An Introduction to Our Dynamic Planet. Cambridge University Press and The Open University. стр. 19. ISBN 978-0-521-49424-3.
  5. ↑ Sinton J.M.; Detrick R.S. (1992). „Mid‐ocean ridge magma chambers“. Journal of Geophysical Research. 97 (B1): 197–216. Bibcode:1992JGR....97..197S. doi:10.1029/91JB02508.
  6. ↑ H. Elderfield (2006). The Oceans and Marine Geochemistry. Elsevier. pp. 182–. ISBN 978-0-08-045101-5.
  7. ↑ Lissenberg, C. J., MacLeod, C. J., Horward, K. A., and Godard, M. (2013). Pervasive reactive melt migration through fast-spreading lower oceanic crust (Hess Deep, equatorial Pacific Ocean). Earth Planet. Sci. Lett. 361, 436–447. doi:10.1016/j.epsl.2012.11.012
  8. ↑ Kodaira, S., Noguchi, N., Takahashi, N., Ishizuka, O., & Kaneda, Y. (2010). Evolution from fore‐arc oceanic crust to island arc crust: A seismic study along the Izu‐Bonin fore arc. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 115(B9), N/a.
  9. ↑ Hansteen, Thor H; Troll, Valentin R (2003-02-14). „Oxygen isotope composition of xenoliths from the oceanic crust and volcanic edifice beneath Gran Canaria (Canary Islands): consequences for crustal contamination of ascending magmas“. Chemical Geology (англиски). 193 (3): 181–193. Bibcode:2003ChGeo.193..181H. doi:10.1016/S0009-2541(02)00325-X. ISSN 0009-2541.
  10. ↑ Li, M., & McNamara, A. (2013). The difficulty for subducted oceanic crust to accumulate at the Earth's core‐mantle boundary. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 118(4), 1807-1816.
  11. ↑ Peter Laznicka (2 September 2010). Giant Metallic Deposits: Future Sources of Industrial Metals. Springer Science & Business Media. pp. 82–. ISBN 978-3-642-12405-1.
  12. ↑ D. R. Bowes (1989) The Encyclopedia of Igneous and Metamorphic Petrology, Van Nostrand Reinhold ISBN 0-442-20623-2
  13. ↑ Yildirim Dilek (1 January 2000). Ophiolites and Oceanic Crust: New Insights from Field Studies and the Ocean Drilling Program. Geological Society of America. pp. 506–. ISBN 978-0-8137-2349-5.
  14. ↑ Jon Erickson (14 May 2014). Plate Tectonics: Unraveling the Mysteries of the Earth. Infobase Publishing. pp. 83–. ISBN 978-1-4381-0968-8.
  15. ↑ Clare P. Marshall, Rhodes W. Fairbridge (1999) Encyclopedia of Geochemistry, Kluwer Academic Publishers ISBN 0-412-75500-9
  16. ↑ Palin, Richard M.; White, Richard W. (2016). „Emergence of blueschists on Earth linked to secular changes in oceanic crust composition“. Nature Geoscience. 9 (1): 60. Bibcode:2016NatGe...9...60P. doi:10.1038/ngeo2605.
  17. ↑ „Understanding plate motions [This Dynamic Earth, USGS]“. pubs.usgs.gov. Посетено на 2017-04-16.
  18. ↑ McKenzie, Dan; Jackson, James; Priestley, Keith (May 2005). „Thermal structure of oceanic and continental lithosphere“. Earth and Planetary Science Letters. 233 (3–4): 337–349. doi:10.1016/j.epsl.2005.02.005.
  19. ↑ Condie, K.C. 1997. Plate Tectonics and Crustal Evolution (4th Edition). 288 page, Butterworth-Heinemann Ltd.
  20. ↑ Müller, R. Dietmar (April 2008). „Age, spreading rates, and spreading asymmetry of the world's ocean crust“. Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 9 (4): Q04006. Bibcode:2008GGG.....9.4006M. doi:10.1029/2007GC001743.
  21. ↑ Benson, Emily (15 August 2016). „World's oldest ocean crust dates back to ancient supercontinent“. www.newscientist.com. New Scientist. Посетено на 11 September 2016.
  22. ↑ „Researcher uncovers 340 million year-old oceanic crust in the Mediterranean Sea using magnetic data“. www.sciencedaily.com. Science Daily. 15 August 2016. Посетено на 11 September 2016.
  23. ↑ Pitman, W. C.; Herron, E. M.; Heirtzler, J. R. (1968-03-15). „Magnetic anomalies in the Pacific and sea floor spreading“. Journal of Geophysical Research (англиски). 73 (6): 2069–2085. Bibcode:1968JGR....73.2069P. doi:10.1029/JB073i006p02069. ISSN 2156-2202.

Надворешни врски[уреди | уреди извор]

Бранови
Кружење
Плима и осека
Земјишни облици
Тектоника на плочите
Океански зони
Морско ниво
Звук
Останато
Преземено од „https://mk.wikipedia.org/w/index.php?title=Океанска_кора&oldid=4944086“