Верхний слой океанической тектонической плиты

Введение

Верхний слой океанической части тектонической плиты

Океаническая кора — это верхний слой океанической части тектонических плит. Она состоит из верхней океанической коры, включающей подушечные лавы и комплекс дамб (или диатрем), а также нижней океанической коры, состоящей из троктолита, габбро и ультрамафических кумулятов. Кора перекрывает жесткий верхний слой мантии. Кора и жесткий верхний слой мантии вместе составляют океаническую литосферу. Океаническая кора в основном состоит из мафических пород, или симы, богатых железом и магнием. Она тоньше континентальной коры, или сиаля, обычно менее 10 километров в толщину; однако она плотнее, имея среднюю плотность около 3,0 грамма на кубический сантиметр, в отличие от континентальной коры, плотность которой составляет около 2,7 грамма на кубический сантиметр. Верхняя часть коры образуется в результате охлаждения магмы, происходящей из вещества мантии под плитой. Магма внедряется в срединно-океанический хребет, который в основном состоит из частично затвердевшей кристаллической суспензии, образовавшейся в результате более ранних внедрений, формируя магматические линзы, являющиеся источником слоистых дамб, питающих вышележащие подушечные лавы. При охлаждении лавы в большинстве случаев химически изменяются морской водой. 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 излияния базальтов. Однако большая часть магмы кристаллизуется на глубине, в нижней части океанической коры. Там вновь поступившая магма может смешиваться и взаимодействовать с уже существующей кристаллической суспензией и породами.

Состав

Хотя полный разрез океанической коры ещё не был пробурен, у геологов есть несколько свидетельств, помогающих им понять строение океанского дна. Оценки состава основаны на анализе офиолитов (участков океанической коры, надвинутых и сохранившихся на континентах), сравнении сейсмической структуры океанической коры с лабораторными данными о сейсмических скоростях в известных типах горных пород, а также образцах, извлеченных со дна океана с помощью подводных аппаратов, дноуглубительных работ (особенно в районах срединно-океанических хребтов и зон разломов) и бурения. Океаническая кора значительно проще, чем континентальная, и обычно подразделяется на три слоя. Согласно экспериментам по физике минералов, при давлении нижней мантии океаническая кора становится плотнее окружающей мантии. Толщина первого слоя в среднем составляет 0,4 км. Он состоит из рыхлых или слабосцементированных отложений, как правило, тонких или даже отсутствующих вблизи срединно-океанических хребтов, но увеличивающихся по мере удаления от хребта. Вблизи континентальных окраин отложения терригенные, то есть образованные из продуктов разрушения материковых пород, в отличие от глубоководных отложений, состоящих из мельчайших раковин морских организмов, обычно известковых и кремнистых, или же из вулканического пепла и терригенных отложений, переносимых мутными течениями. Второй слой можно разделить на две части: слой 2А – верхний вулканический слой толщиной 0,5 км, состоящий из стекловидного или мелкозернистого базальта, обычно в форме подушечного базальта, и слой 2B – слой толщиной 1,5 км, сложенный диабазовыми дайками. Третий слой формируется медленным охлаждением магмы под поверхностью и состоит из крупнозернистого габбро и кумулированных ультрамафических пород. Он составляет более двух третей объема океанической коры и имеет толщину около 5 км.

Геохимия

Наиболее объемными вулканическими породами дна океана являются базальты срединно-океанических хребтов, образованные из низкокалийных толеитовых магм. Эти породы характеризуются низким содержанием крупных ионных литофильных элементов (LILE), легких редкоземельных элементов (LREE), летучих элементов и других сильно несовместимых элементов. Базальты, обогащенные несовместимыми элементами, встречаются, но они редки и связаны с горячими точками в срединно-океанических хребтах, такими как районы вокруг Галапагосских, Азорских островов и Исландии. До неопротерозойской эры, 1000 миллионов лет назад, океаническая кора была более мафичной, чем современная. Более мафичный состав коры позволял хранить большее количество молекул воды (OH) в ее измененных частях. В зонах субдукции эта мафичная кора была склонна к метаморфизму в зеленую сланцевую породу, а не в голубую сланцевую породу при обычных условиях голубосланцевого фациаса.

Жизненный цикл

Океанская кора непрерывно создается на срединно-океанических хребтах. По мере расхождения континентальных плит на этих хребтах магма поднимается в верхнюю мантию и кору. Когда континентальные плиты удаляются от хребта, вновь образованные породы охлаждаются и начинают разрушаться, а осадочные отложения постепенно накапливаются на них. Самые молодые океанические породы находятся на срединно-океанических хребтах, и они постепенно становятся старше по мере удаления от хребтов. При подъеме мантия охлаждается и плавится, по мере уменьшения давления и пересечения солидуса. Количество образующегося расплава зависит только от температуры мантии при ее подъеме. Следовательно, большинство океанической коры имеет одинаковую толщину (7±1 км). Очень медленно расходящиеся хребты (<1 см/год полускорость) образуют более тонкую кору (толщиной 4–5 км), поскольку мантия успевает охладиться при подъеме, и поэтому она пересекает солидус и плавится на меньшей глубине, производя меньше расплава и более тонкую кору. Примером этого является хребет Гаккеля под Северным Ледовитым океаном. Кора над мантийными плюмами имеет толщину выше средней, поскольку мантия горячее и, следовательно, пересекает солидус и плавится на большей глубине, создавая больше расплава и более толстую кору. Примером этого является Исландия, кора которой имеет толщину около 20 км. Возраст океанической коры можно использовать для оценки (тепловой) толщины литосферы: молодая океаническая кора не успела охладить мантию под ней, а у более старой океанической коры под ней более толстая мантия литосферы. 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 втором случае океаническая литосфера всегда субдуцирует, поскольку континентальная литосфера менее плотная. Процесс субдукции поглощает старую океаническую литосферу, поэтому возраст океанической коры редко превышает 200 миллионов лет. Процесс формирования и разрушения суперконтинентов посредством повторяющихся циклов создания и разрушения океанической коры известен как цикл Уилсона. 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, возраст которого составляет около 270 и до 340 миллионов лет.

Oceanic crust is continuously being created at mid ocean ridges. As continental plates diverge at these ridges, magma rises into the upper mantle and crust. As the continental plates move away from the ridge, the newly formed rocks cool and start to erode with sediment gradually building up on top of them. The youngest oceanic rocks are at the oceanic ridges, and they get progressively older away from the ridges. As the mantle rises it cools and melts, as the pressure decreases and it crosses the solidus. The amount of melt produced depends only on the temperature of the mantle as it rises. Hence most oceanic crust is the same thickness (7±1 km). Very slow spreading ridges (<1 cm·yr−1 half rate) produce thinner crust (4–5 km thick) as the mantle has a chance to cool on upwelling and so it crosses the solidus and melts at lesser depth, thereby producing less melt and thinner crust. An example of this is the Gakkel Ridge under the Arctic Ocean. Thicker than average crust is found above plumes as the mantle is hotter and hence it crosses the solidus and melts at a greater depth, creating more melt and a thicker crust. An example of this is Iceland which has crust of thickness ~20 km. The age of the oceanic crust can be used to estimate the (thermal) thickness of the lithosphere, where young oceanic crust has not had enough time to cool the mantle beneath it, while older oceanic crust has thicker mantle lithosphere beneath it. The oceanic lithosphere subducts at what are known as convergent boundaries. These boundaries can exist between oceanic lithosphere on one plate and oceanic lithosphere on another, or between oceanic lithosphere on one plate and continental lithosphere on another. In the second situation, the oceanic lithosphere always subducts because the continental lithosphere is less dense. The subduction process consumes older oceanic lithosphere, so oceanic crust is seldom more than 200 million years old. The process of super continent formation and destruction via repeated cycles of creation and destruction of oceanic crust is known as the Wilson Cycle. The oldest large scale oceanic crust is in the west Pacific and north west Atlantic — both are about up to 180 200 million years old. However, parts of the eastern Mediterranean Sea could be remnants of the much older Tethys Ocean, at about 270 and up to 340 million years old.

Магнитные аномалии

Океанская кора демонстрирует рисунок магнитных полос, параллельных срединно-океаническим хребтам, зафиксированных в базальте. Симметричная схема положительной и отрицательной магнитной полярности расходится от срединно-океанического хребта. Новая порода формируется из магмы в срединно-океанических хребтах, и дно океана расширяется от этой точки. Когда магма остывает и затвердевает, её магнитная полярность ориентируется по текущему положению магнитных полюсов Земли. Новая магма вытесняет более старую, остывшую породу от хребта. Этот процесс приводит к образованию параллельных участков океанической коры с чередующейся магнитной полярностью.