Океанические базальты

Гидротермальные реакции как источники главных ионов. Химия гидротермальных флюидов показывает, что взаимодействия базальт—морская вода являются источником некоторых элементов, которые отрываются от океанической коры и впрыскиваются в морскую воду. Данные по горячим источникам Галапагоса говорят о том, что как Са +, так и растворенные силикаты находятся в больших концентрациях в гидротермальных водах по сравнению с морской водой (табл. 4.4). Кальций выщелачивается, по-видимому, из кальциевых полевых шпатов (анортита), тогда как силикаты могут выщелачиваться из любого разрушающегося силиката, входящего в состав базальта, включая стекловидную цементирующую среду пород. Если значения по Галапагосу являются образцом средних гидротермальных потоков элементов, то в глобальном масштабе взаимодействия базальт—морская вода обеспечивают дополнительные 35% поступления к речному потоку Са и силикатов в океаны. [c.188]

Выполненный в последние годы анализ лунного грунта, доставленного на Землю американскими космическими кораблями Аполлон , обнаружил поразительное сходство состав земной коры и лунной поверхности. В то же время, отмечают и некоторые расхождения, которые могут соответствовать действительности или являться результатом того, что исследованию подвергалось ограниченное количество образцов лунного вещества. Ниже приводятся сравнительные данные о процентном содержании различных оксидов в базальтовых породах, взятых из четырех лунных морей, и в океанических базальтах, образующих наиболее распрост- [c.443]

Несмотря на то, что трудно точно определить количество которое удаляется из морской воды в этом процессе, он, вероятно, является важнейшим механизмом осаждения в современных океанах. Не определена также судьба в измененном базальте [сепиолите в уравнении (4.12)] по мере его движения от оси хребта в процессе растекания по морскому ложу. Существуют свидетельства того, что выщелачивается из измененного базальта холодной морской водой. Если большие количества возвращаются в морскую воду в результате низкотемпературных взаимодействий базальт— морская вода, то процессы в срединных океанических хребтах могут не приводить к полному удалению из морской воды. [c.187]

КО-глины — это катионный обмен на глинистых минералах дельт СОХ -срединные океанические хребты и другие взаимодействия базальт—морская вода- [c.166]

Базальтовая океаническая кора возникает на срединных океанических хребтах в процессе кристаллизации магмы, поднимающейся из магматических камер, находящихся на небольшой глубине (около 2 км) под хребтом. Магматическую камеру и вновь образованные базальты можно рассматривать как источник тепла, локализованный под хребтом (рис. 1). В процессе последовательного замещения новой океанической корой более старая постепенно смещается вбок от оси хребта со скоростью несколько миллиметров в год. Эта стареющая кора остывает и оседает по мере движения от оси хребта. Образующаяся в результате термальная структура, т. е. локализованный источник тепла, подстилающий хребет с более холодными боковыми областями, способствует конвекции морской воды через трещины и разломы в коре. [c.183]

Гидротермальные реакции как сток главных ионов. Для основных ионов случай выноса магния из морской воды в процессе гидротермальной циркуляции на срединных океанических хребтах наиболее убедителен. На основе экспериментальной работы и данных по горячим источникам Галапагоса (см. рис. 4.11) предполагается, что гидротермальные потоки, поступающие из земной коры, имеют в основном нулевые концентрации магния. Следовательно, магний удаляется из морской воды в результате протекания реакции с базальтом при высокой [c.185]

НЫХ реакций между базальтом и морской водой в дополнение к ионообменным реакциям, в результате которых может удаляться до 17 % от современного потока с реками (см. табл. 4.3). Дисбаланс в запасах К" , а также небольшие дисбалансы в запасах других элементов можно свести к нулю с помощью набора реакций, вероятно, протекающих между морской водой и океаническими отложениями. [c.190]

Слои океанической коры условно делятся на первично-магнитные и первично-немагнитные. К первой группе относят слой 2А (экструзивные базальты), слой 2Б (дайковый комплекс) и слой ЗА (интрузивное изотропное габбро). Ко второй группе относят слой ЗБ (кумулятивное габбро и расслоенный комплекс) [36]. Такое деление пород происходит в процессе дифференциации магмы и кристаллизации остаточного расплава. Степень дифференциации остаточного расплава определяет количество и состояние титаномагнетита - основного ферромагнитного минерала в экструзивных породах. Первичные титаномагнетиты образуются в осевой части рифтовой зоны СОХ при кристаллизации базальтовых расплавов и приобретают намагниченность при охлаждении этих базальтов до температуры Кюри. [c.68]

Эти отличия выражаются в повышенном по сравнению с нормальной океанической корой содержании окислов железа и титана в базальтах [292]. [c.239]

Следовательно, шовные зоны, или псевдо-разломы этого типа, помимо того, что они разделяют разновозрастные блоки, имеют еще существенные геохимические различия в составе базальтов, слагающих океаническую кору. [c.239]

Нами были проделаны расчеты для земной коры как континентального (10 км гранита, 20 км базальта), так и океанического 0 км базальта) типа, при этом предполагалось, что кора этих типов выделилась из первоначально однородного субстрата. При расчетах были учтены современные данные об изменении теплопроводности [7, 8, 9] и экситонная составляющая. [c.16]

Хотя ценность метода Холмса — Хоутерманса кажется несомненной, получаемый результат может меняться в зависимости от того, какие величины принимают в качестве исходных. Тилтон и Стейгер [17], используя свинец гранитов и свинцовых руд возрастом 2700 млн. лет, в котором должно быть много загрязнений, оценили возраст Земли в 4750 млн. лет. Ульрих [18], используя океанические базальты, получил даже цифру 5430 40 млн. лет правда, она еп] е нуждается в подтверждении. Таким образом, не исключено, что возраст Земли превышает 4,5 млрд. лет. Это избавило бы нас от очевидного парадокса возраст пород мантии также составляет около 4,5 млрд. лет, а ведь этим породам требовалось какое-то время для кристаллизации. Так или иначе, согласно современным данным, возраст Земли не превышает 5 млрд. лет. [c.65]

Естественная остаточная намагниченность (/ ) свежеизлившихся толеитовых базальтов слоя 2А варьирует от 0,1 до 100 А/м при средних обобщенных значениях 10 А/м. По мере его удаления от оси СОХ отмечается быстрое уменьшение интенсивности намагниченности слоя 2А в результате низкотемпературного окисления титаномагнетита под воздействием термальных вод океанской воды. Эта интенсивность уменьшается в е раз всего за 0,6 млн лет. Для океанических базальтов, отобранных на удалении от рифтовой зоны, величина / также сильно изменяется от 0,01 до 20 А/м при средних значениях 3,5 А/м [101]. Этот факт вместе с резуль- [c.68]

При расчете химического состава всей земной коры обычно принимают- определенную пропорцию кислого (гранитного) и основного (базальтового) материала. Состав этого материала в отношении главных компонентов хорошо известен. А. П. Виноградов в 1962 г. считал, что вероятнее всего земная кора представляет собой смесь кислых и основных пород в пропорции 2 1. А. Полдерварт в 1954 г. допускал, что 40,8 % земной коры составляет гранодиорит, 10,3%—диорит и андезит и 48,9% — базальт и тллеит. Согласно расчетам А. Б. Ронова и А. А. Яро-шевского, около 64 % объема земной коры сосредоточено на континентах, а с учетом субконтинентального типа эта величина возрастает до 79 %. Поэтому континентальному блоку отводится только 21 % объема океанической коры. Из приведенных данных видно, что расчеты состава земной коры носят несколько приближенный характер, несмотря на хорошую информацию о среднем химическом составе горных пород различного типа. [c.15]

Океан служит областью седиментации карбонатов. В осадках развивается микрофлора донных отложений, образующая восстановленные газы (газогенерирующий этап), прежде всего НзЗ с доминированием сульфатредукции как заключительного этапа анаэробной деградации мортмассы и развитием на поверхности ила организмов, окисляющих соединения серы (сообщество сульфуреты), и даже придонные воды обычно оксигенированы. Благодаря высокому слою оксигенированной воды донные выделения из океана не достигают поверхности, даже в случае Черного моря - модели состояния древнего стратифицированного океана. Особый случай представляет локальное просачивание метана, наподобие грязевого вулканизма на суше (холодные метановые сипы ). Источником этого метана, помимо деятельности метаногенов, может служить разложение газогидратов метана. На дне океана в области спрединга на выходе эндогенных газов, образующихся при контакте морской воды с перегретыми породами базальтов океанической коры, развиваются особые микробные сообщества подводных гидротерм (термальные глубоководные оазисы ), в которых продукция органического вещества осуществляется за счет хемосинтеза и окисления газов кислородом фотосинтетического происхождения, приносимого в глубину холодными океаническими водами. [c.104]

Второй слой океанической коры - базальтовый, в верхней своей части сложен подушечными лавами толеитовых базальтов океанского типа (слой 2А). Ниже располагаются долеритовые дайки того же состава (слой 2Б) (рис. 1.2). Общая мощность базальтового слоя океанической коры, по сейсмическим данным, достигает 1,4-1,5, иногда 2 км. [c.18]

Океаническая кора формируется в рифтовых зонах СОХ за счет происходящего под ними выделения базальтовых расплавов из астеносферного слоя Земли и излияния толеитовых базальтов иа океанское дно (см. рис. 1.2). Ежегодно в этих зонах поднимается из астеносферы, кристаллизуется и изливается на океанское дно не менее 12 км базальтовых расплавов, которые формируют весь второй и часть третьего слоя океанической коры. Эти грандиозные тектоно-магматические процессы, постоянно развивающиеся под гребнями СОХ, не имеют себе равных на суше и сопровождаются повышенной сейсмичностью. [c.19]

Океанская кора резко отличается от континентальной однородностью своего состава. Под тонким слоем осадков она представлена толеитовыми базальтами практически неизменного химического состава (см. табл. 1.2) в любой точке Мирового океана. Можно говорить о постоянстве состава океанической коры так же, как мы говорим о постоянстве состава морской воды или атмосферы. Это - одна из глобальных констант, свидетельствующая вместе с постоянной мощностью океанической коры об едином механизме ее формирования. В коре отмечаются повышенные содержания главных долгоживущих радиоактивных изотопов -урана ( U), тория ( Th) и калия ( К). Наибольшая концентрация радиоактивных элементов характерна для гранитного слоя континентальной коры. Содержание радиоактивных элементов в океанской коре ничтожно мало. [c.20]

К дивергентным границам плит в океанах приурочены мощнейший базальтовый вулканизм, формирующий океаническую кору в рифтовых зонах СОХ, и мелкофокусная сейсмичность. В рифтовых зонах океанов базальтовые расплавы, выплавляющиеся из разогретого и пластичного материала магматических очагов, расположенных под осевой зоной СОХ, оказываются существенно легче базальтов, слагающих океаническую кору, и в следствие этого, они достаточно быстро поднимаются к поверхности. Поэтому в пределах океанических рифтовых зон извергаются недифференцированные базальтовые расплавы, В осевой части СОХ, где глубина отделения расплавов всего 3-10 км, состав лав - преимущественно толеитовые базальты. На континентах дивергентные границы плит отмечаются излияниями трапповых базальтов и контрастным базальтово-сиалическим и щелочным магматизмом и несколько более глубокофокусными землетрясениями (до 200 км). В континентальных рифтах процесс рифтогенеза сопровождается утонением литосферы и подъемом высокотемпературных мантийных расплавов. Мантийные расплавы, поднявшись в зону более легких пород континентальной коры, задерживаются в них, формируя промежуточные очаги на глубинах порядка первых десятков километров. Здесь происходят процессы дифференциации расплавов и взаимодействия их с контрастными по составу [c.30]

Данные бурения подтвердили справедливость применения палеомагнитаой шкалы инверсии для определения возраста океанической коры в мезо-кайнозойское время. Об этом свидетельствует удовлетворительное совпадение возраста дна, предсказанного по магнитным данным, т.е. по полю АГа океана, с возрастом древнейших осадков и базальтов океанической коры, полученных в результате биостратиграфических и радиохимических определений керна и скважин, пробуренных в Атлантическом, Тихом и Индийском океанах. Необходимо отметить, что в некоторых скважинах не наблюдается явной корреляции возраста океанической коры, полученного по результатам бурения и определенного по магнитным аномалиям. По исследованиям А.П. Лисицына, из 100 скважин, пробуренных через всю толщу осадков, в 90 возраст коры, предсказанный по магнитным аномалиям, получил подтверждение и лишь 10% скважин дали расхождение. В большинстве случаев результаты определения возраста, полученные на основании бурения, дают меньшие значения, чем определения, сделанные по магнитным аномалиям. Такое расхождение можно объяснить либо перерывом в осадконакоплении, либо сносом осадков придон- [c.32]

Тихого океана (возле острова Пасхи). В этом месте ежегодно наращивается до 18 см новой океанической коры. По геологическим масштабам это очень много, так как только за один миллион лет таким путем формируется полоса молодого дна шириной до 180 км, при этом на каждом погонном километре рифтовой зоны за то же время изливается примерно 360 км базальтовых лав. По этим же расчетам Австралия удаляется от Антарктиды со скоростью около 7 см/год, а Южная Америка от Африки со скоростью около 4 см/год. Отодвигание Северной Америки от Европы происходит существенно медленнее - на 2-2,3 см/год. Еще медленнее расширяется Красное море - на 1,5 см в год (соответственно здесь меньше изливается и базальтов -всего 30 км на каждый погонный километр Крас-номорского рифта за 1 млн лет). Зато скорость столкновения Индии с Азией достигает 5 см/год, чем, кстати, и объясняются развивающиеся буквально на наших глазах интенсивные неотектони-ческие деформации Гиндукуша, Памира и Гимала-ев. Эти деформации и создают исключительно высокий уровень сейсмической активности всего региона (тектоническое влияние столкновения Индии с Азией сказывается и далеко за пределами самой зоны столкновения плит, распространяясь вплоть до Байкала). Деформации Большого и Малого Кавказа вызываются давлением Аравийской плиты на этот район Евразии, однако скорость сближения плит здесь существенно меньше - всего [c.34]

Эти экспериментальные данные подтвервдают-ся и теоретическими геодинамическими моделями формирования океанической коры, согласно которым серпентинитовый слой формируется в районе флангов СОХ в областях пересечения подошвы слоя ЗБ (границы Мохо) и изотермической поверхности 350-400 °С и далее может нарасти до 2 км за 30-40 млн лет [73]. Магнитоактивные свойства серпентинитов в значительной степени зависят от стадийности процесса серпентинизации. В анти-горитовую стадию, происходящую при Г = 250 460 °С, образуются более крупные зерна магнетита, и концентрация ферромагнетика увеличивается до 3-4% [99]. При этом, если направление поля во время формирования серпентинитов будет совпадать со знаком намагниченности вышележащей толщи базальтов, то суммарная аномалия будет возрастать, если же будет наблюдаться обратная картина, суммарное поле будет существенно уменьшаться [34]. Таким образом, вклад серпенти-нитового слоя океанической коры (слоя 4) в интегральное магнитные аномалии может быть значительным в случае медленно раздвигающихся хребтов и эффективно проявляться на некотором расстоянии от оси рифтовой долины (см. рис. 2.7), [c.69]

Глубинное строение литосферы в окрестности разломной зоны Вима, построенное на основании интерпретации наблюдаемого гравитационного поля, сейсмических данных и рассмотренных выше теоретических предпосылок, представлено на рис. 3.18, в. В этой модели северный блок имеет строение, близкое к нормальной океанической коре. В то же время южный блок нарушен древними разломами, создающими депрессии в рельефе фундамента на месте обширного гравитационного минимума. Непосредственно под разломной долиной, ниже километровой толщи осадков, в области интенсивных деформаций располагается низкоплотный, трещиноватый материал, сложенный милонитами, базальтом, габбро и серпентинитами. Стенки долины и приразломный южный хребет также сложены этими породами. На глубине около 8-9 км скорости сейсмических волн, а, следовательно, и плотности пород довольно резко увеличиваются, что, видимо, соответствует блоку габброидных и перидотитовых пород с малой степенью серпентинизации. Сейсмическая граница на глубине 11 км может представлять глубину кровли высокотемпературной мантийной интрузии. Гравитационное поле, рассчитанное от такой гео- [c.108]

Значения скоростей продольных волн внутри большей части ЗПС понижены, по сравнению с нормальными скоростями для слоя 3 океанической коры на 1 км/с. Самые низкие значения скоростей (7 5км/с) приурочены к узкой (<2 км ширины), относительно тонкой ( 1 км толщины) области ЗПС, расположенной в ее верхней части иепосредствен-но под осью спрединга [493]. Экспериментальные данные указывают на то, что значения продольных волн в базальтовых расплавах уменьшаются до V-3 км/с, по сравнению с нормальными значениями для базальтов У 6 км/с при температуре О С и давлении 1 атм. [390]. Причем понижение скоростей сейсмических олн происходит уже при температурах 200-400 С. [c.140]

Предполагалось, что моделируемые механизмы миграции расплава должны отвечать двум основным условиям [504] 1) миграция расплава должна быть достаточно бьютрой, чтобы удалять образующийся расплав из мантии, так как нет геофизических доказательств присутствия на глубинах в мантии более 25% расплава 2) должна существовать заметная горизонтальная компонента миграции, концентрирующая расплав в осевой зоне, так как чисто вертикальная миграция не может обеспечить генерацию всей мощности океанической коры. Что касается самих путей миграции, то предполагалось, что связанная сеть каналов для миграции жидкого базальта образуется вдоль фаней кристаллов и способна переносить жидкий расплав даже при 1 %-ном содержании расплава [507, 503, 504, 505]. [c.156]

Обогащение термальных вод железом, медью, цинком и другими рудными компонентами обусловлено образованием анионных комплексов типа [СиСЦ] , [2пС14] и других, константы устойчивости которых при температурах 300-700° С настолько высоки, что рассеянные в базальтах и осадочных породах океанической коры сульфиды железа, меди, цинка и других металлов растворяются в термальных водах, циркулирующих в этих породах [c.180]

Кроме того, как отмечено выше и как показывают уравнение (9.12) и данные рис. 9.3, низкотемпературное взаимодействие может привести к обогащению Ю, даже если сама вода не обогащена Низкотемпературное изменение ( 4°С) базальтов дна океана под действием морской воды (б Юс О) приводит к значительному обогащению от - +6%о для свел<его базальта до +177оо и выше [267]. Данные, полученные при глубоководном бурении океанического дна, показывают, что холодная вода может проникать в океаническую кору и взаимодействовать с ее веществом до глубины по крайней мере 600 м 268]. Сходным образом в некоторых офиолитовых комплексах, которые рассматриваются как фрагменты океанической коры и верхней мантии, обнаружено обогащение 0 за счет низкотемпературного взаимодействия исходного базальтового вещества с морской водой [375]1 Значение этих явлений для химической океанографии обсуждается в гл. И. [c.249]

Впрочем, каких-либо прямых доказательств протекания реакции (11,8) в океанической системе, по-видимому, нет. Вероятно, необходимо учитывать роль НСОз в образовании монтмориллонита при изменении базальтов океанического дна, а также при образовании аутигенных щелочных полевых шпатов 209] по реакции типа [c.288]

Характер взаимодействия морской воды с океаническими изверженными породами зависит от температуры. При низких температурах ( 25°С) изменение раскристаллизованных или стекловатых базальтов морской водой приводит к изменениям, перечисленным в табл. 11.8. Скорость изменения, по-видимому, мала, и суммарные изменения зависят от интенсивности развития различных вторичных минералов. Особенно интересная черта низкотемпературных изменений — вынос магния в мор-скую воду. [c.289]

Смотреть страницы где упоминается термин Океанические базальты: [c.238] [c.301] [c.312] [c.384] [c.81] [c.495] [c.187] [c.229] [c.240] [c.115] [c.586] [c.24] [c.32] [c.38] [c.69] [c.107] [c.494] [c.80] [c.236] [c.288] [c.290]

Справочник химика 21

Химия и химическая технология