Базальтовая океаническая кора

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]

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]

Океаническая кора тоньше материковой и имеет двухслойное строение (осадочный и базальтовый слои). Осадочный слой обычно рыхлый толщиной несколько сотен метров, базальтовый — от 4 до 10 км. [c.30]

Поверхность земной коры формируется благодаря трем разнонаправленным воздействиям 1) эндогенным, включающим тектонические и магматические процессы, создающие неровности рельефа 2) экзогенным, вызывающим денудацию (выравнивание) этого рельефа за счет разрушения и выветривания слагающих его горных пород и 3) осадко-накоплению, скрывающему неровности рельефа фундамента и формирующего самый верхний слой земной коры. Выделяют два основных типа земной коры базальтовая океаническая и гранитная континентальная. [c.18]

В таких расчетах ранее была сделана попытка учесть, конечную толщину литосферы (а точнее, океанической коры) в рифтовых зонах при I = О [29, 135]. Однако сейсмические наблюдения показывают, что начальная толщина литосферы (над центральным очагом базальтовых расплавов) невелика и обычно не превосходит 2-2,5 км. Кроме того, сбросовые деформации в рифтовых зонах частично компенсируют эффект введения в расчет такой поправки. Поэтому здесь мы будем пользоваться ничем не осложненной зависимостью (1.3), считая, что она наилучшим образом позволяет рассчитывать суммарную мощность океанической литосферы Я/ с включением в нее и океанической коры. [c.39]

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]

Если процесс запруживания будет действовать в течение достаточно длительного времени, то вдоль трансформного разлома (обычно на более молодой его тороне) будут образовываться вулканические хребты. Они образуются только в периоды активного излияния базальтового вещества в рифтовой зоне СОХ и имеют возраст, близкий (или немного меньший) возраста океанической коры, на которой они располагаются. Одновременно с проплавлением молодой литосферы происходят проплавление и сглаживание запруды , т.е. подошвы более старой литосферы по другую сторону разлома. [c.119]

Вследствие особых термических условий и характера дифференциации магмы в головной части оси спрединга, продвигающейся в пределы старой, мощной, холодной литосферы, создаются существенные отличия в химическом составе генерируемого здесь базальтового вещества от пород, слагающих океаническую кору, сформированную на обычном, не продвигающемся центре спрединга. [c.239]

Океанический тип земной коры, кроме верхнего слоя рыхлых, глинистых и илистых пород, состоит в основном из базальтовой оболочки толщиной до 5 км. Базальтовый слой является непрерывной горной породой, простирающейся и под континентами и под океаном. Гранитный слой в океаническом типе отсутствует, а слой осадочных пород имеет толщину от 300 до 1000 м. Например, в Тихом океане наряду с океаническим име- [c.36]

Гранитный слой континентальной коры подстилается базальтовым со скоростями 6,2-7,0 км/с. Почти повсеместно континентальная кора, как и океаническая, подстилается высокоскоростными породами верхней мантии со скоростями сейсмических волн от 8,0 до 8,2 км/с, залегающими ниже границы Мохоровичича. [c.20]

Между крайними типами земной коры — океаническим и континентальным с максимальной мощностью имеется много переходных, однако эта последовательность не является непрерывной. Обособляется третий тип земной коры, свойственный как стабильным массивам континентов, гак и внутриконтинентальным морским бассейнам. Поверхность М здесь залегает на умеренной глубине (30—35 км), соотношение между мощностями гранитного и базальтового слоев изменяется не столь значительно, как в горных областях. [c.7]

Кора океанического типа состоит из маломощной осадочной толщи (менее 1 км) и базальтового слоя (5—10 км). Ее толщина— 12—18 км, включая толщу воды (более 5 км). [c.40]

Одним из валсных процессов, играющих существенную роль в формировании и эволюции литосферы почти всех типов палеограниц плит является эффект термической спайки . Этот эффект предполагает припаивание вновь образующейся в рифтовых зонах СОХ горячей базальтовой океанической коры к более древнему и остывшему блоку литосферы. Дальнейший теплообмен между молодым и старым блоками в значительной степени изменяет термическую структуру шовной зоны. Со временем (первые десятки миллионов лет) под действием латерального теплообмена региональный рельеф дна и распределение аномальных геофизических полей существенно сглаживаются. После полной релаксации термического рельефа такие структуры могут обнаруживаться лишь по смещениям в распределении линейных магнитных аномалий. [c.241]

Под влиянием конвективных течений в перегретом веществе верхней мантии молодая и тонкая базальтовая литосфера вскоре оказалась разбитой на множество движущихся относительно друг друга мелких пластин. Следовательно, возможно, что около 3,8-10 лет назад уже появились первые пологие срединно-океанические хребты и рифтовые зоны, в которых начала формироваться базальтовая океаническая кора. В связи со сравнительной легкостью базальтовых пластин они не могли тогда глубоко погрулсаться (до уровня эклогитового перехода) в более плотную ультраосновную мантию, поэтому в архее зоны субдукции формировались в [c.259]

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]

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]

Снизу океаническая кора подстилается породами верхней мантии, слагающими подкоровые участки литосферных плит. Граница между корой и подкоровой верхней мантией называется границей Мохоровичича (сокращенно Мохо) по имени югославского геофизика впервые ее обнаружившего. Под гребнями СОХ океаническая кора залегает непосредственно над очагами базальтовых расплавов, выделившихся из вещества астеносферы. Средняя плотность океанической коры (без осадков) близка к 2,9 г/см следовательно, массу консолидирован- [c.19]

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]

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]

В процессе разрастания морского дна магма, поднимаясь по рифтовой трещине, изливаясь на поверхность дна и застывая, образует новые порции океанической коры. Поднявшийся к поверхности базальтовый расплав по мере остывания проходит через изотерму Кюри и после этого новорожденные участки океанической коры намагничи- [c.31]

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]

С точки зрения тектоники это является свидетельством некоторой обособленности аккреционных процессов, формирующих преимущественно нижнюю часть разреза океанической коры (габбро-вый слой) от эруптивных излияний базальтовых магм, приводящих к образованию слоя 2А [33]. В дополнение к изменению толщины из-за сокращения снабжения расплавом на удалении от локализованной зоны мантийного апвеллинга структура океанической коры под нетрансформными нарушениями может существенно отличаться от структуры коры под срединными частями сегментов. [c.138]

Можно ожидать, что в центре спрединговых сегментов, над зоной максимального образования расплава, океаническая кора будет отражать присутствие неустановившихся магматических камер и будет демонстрировать четкую структуру слоев коры. Около окончаний сегментов, где образование расплава наименьшее, океаническая кора может быть высоко гетерогенной, отраж аюи ей прошлое присутствие недолговечных магматических тел, или может состоять только из тонкого базальтового слоя, перекрывающего мантийные перидотиты. В последнем случае отсутствие слоя габбро будет отражать отсутствие магматического очага и подразумевать латеральное перемещение базальтового расплава от середины сегмента к его фаницам [487]. [c.138]

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]

При длительном растяжении континенталыюй литосферы происходит ее утонение и разрыв сплошности, сопровождаемый переходом от континентального рифтогенеза к океаническому спредингу. На этой стадии расплавленная магма преимущественно базальтового состава, поднимающаяся по рифтовой трещине, припаивается к краям утоненной континентальной литосферы. Процесс раскола континента, формирование молодой океанической коры и пассивной континентальной окраины подробно изучены на примерах Атлантического океана [269, 299, 542, 234, 107], Красного моря [234] и Индийского океана [206]. [c.233]

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]

В упрощенном виде образование бассейна седиментации в ге логическом масштабе связано с расхождением континентальнс коры (рифтингом) и выходом океанических базальтовых подстил, ющих пород на краю континента. Время процесса составляет пе] вые сотни миллионов лет. В образовавшейся депрессии происходЕ развитие глубокого осадочного бассейна с последовательно раст ложенными нефтематеринскими, пористыми нефтегазосодержащ ми, запечатывающими осадочными толщами. [c.216]

На дне океанов и морей встречаются два типа земной коры континентальный и океанический (рис. 5). Континентальный тип отличается от океанического более сложной структурой и большей толщиной слоев. При полном его строении от поверхности вглубь располагается слой осадочных пород, затем гранитный и глубже базальтовый, подстилаемый перндотитовым слоем (мантия). В некоторых районах эта кора бывает двухслойной, так как верхний слой осадочных пород может отсутствовать и гранитный появляется вблизи поверхности, как, например, под материком Африки, некоторыми островами Индонезийского архипелага. Толщина континентальной коры на равнинах колеблется от 25 до 45 км, в горных областях — от 50 до 80 км. [c.36]

К коре океаиичеокого типа в области океанического нлато. На этом участке имеет место как бы (выклинивание надбазальтовой толгц и довольно резкий подъем поверхности базальтового слоя и поверхности М. [c.41]

Справочник химика 21

Химия и химическая технология