GISMETEO: Какова температура земной коры? — События

Земля расположена достаточно близко к Солнцу, чтобы получаемой энергии хватало на поддержание тепла и существования воды в жидком виде. В основном благодаря этому наша планета пригодна для жизни.

Как мы помним из уроков географии, Земля состоит из различных слоев. Чем дальше к центру планеты, тем обстановка все больше накаляется. К счастью для нас, на коре, самом верхнем геологическом слое, температура относительно стабильная и комфортная. Однако ее значения могут сильно меняться в зависимости от места и времени.

© Johan Swanepoel | shutterstock.com

Структура Земли

Как и другие планеты земной группы, наша планета состоит из силикатных пород и металлов, которые дифференцируются между твердым металлическим ядром, расплавленным внешним ядром, силикатной мантией и корой. Внутреннее ядро имеет примерный радиус 1220 км, а внешнее — около 3400 км.

Затем следуют мантия и земная кора. Толщина мантии составляет 2890 км. Это самый толстый слой Земли. Она состоит из силикатных пород, богатых железом и магнием. Высокие температуры внутри мантии делают твердый силикатный материал достаточно пластичным.

Верхний слой мантии разделен на литосферу и астеносферу. Первая состоит из коры и холодной жесткой верхней части мантии, в то время как астеносфера обладает некоторой пластичностью, из-за чего покрывающая ее литосфера неустойчива и подвижна.

Земная кора

Кора является внешней оболочкой Земли и составляет лишь 1 % от ее общей массы. Толщина коры меняется в зависимости от места. На континентах она может достигать 30 км, а под океанами — всего 5 км.

Оболочка состоит из множества магматических, метаморфических и осадочных пород и представлена системой тектонических плит. Эти плиты плавают над мантией Земли, и, предположительно, конвекция в мантии приводит к тому, что они находятся в постоянном движении.

Иногда тектонические плиты сталкиваются, расходятся или скользят друг о друга. Все три типа тектонической активности лежат в основе формирования земной коры и приводят к периодическому обновлению ее поверхности в течение миллионов лет.

Диапазон температуры

На внешнем слое коры, где она соприкасается с атмосферой, ее температура совпадает с температурой воздуха. Таким образом, она может нагреваться до 35 °C в пустыне и быть ниже нуля в Антарктиде. В среднем температура поверхности коры составляет около 14 °C.

Как видно, диапазон значений довольно широк. Но стоит учесть тот факт, что большая часть земной коры лежит под океанами. Вдали от солнца, где она встречается с водой, температура может составлять лишь 0…+3 °C.

Если же начать копать яму в континентальной коре, то температура будет заметно возрастать. Например, внизу самой глубокой в мире шахты «Тау-Тона» (3,9 км) в Южной Африке она достигает 55 °C. Шахтерам, работающим там весь день, не обойтись без кондиционера.

Таким образом, средняя температура поверхности может варьироваться от изнуряющей знойной до люто морозной в зависимости от местоположения (на суше или под водой), времен года и времени суток.

И все же земная кора остается единственным местом в Солнечной системе, где температура достаточно стабильна, чтобы жизнь на ней продолжала процветать. Добавьте к этому нашу жизнеспособную атмосферу и защитную магнитосферу, и вы поймете, что нам действительно крупно повезло!

Исследование опубликовано в издании Universe Today.

Континентальная кора толще океанической. Океаническая и континентальная кора. Что представляет собой океаническая земная кора

– ограничена поверхностью суши или дном Мирового океана. Имеет она и геофизическую границу, которой является раздел Мохо . Граница характеризуется тем, что здесь резко нарастают скорости сейсмических волн. Установил её в $1909$ г. хорватский ученый А. Мохоровичич ($1857$-$1936$).

Земную кору слагают осадочные, магматические и метаморфические горные породы, а по составу в ней выделяется три слоя . Горные породы осадочного происхождения, разрушенный материал которых переотложился в нижние слои и образовал осадочный слой земной коры, покрывает всю поверхность планеты. В некоторых местах он очень тонкий и, возможно, прерывается. В других местах он достигает мощности нескольких километров. Осадочными являются глина, известняк, мел, песчаник и др. Образуются они путем осаждения веществ в воде и на суше, лежат обычно пластами. По осадочным породам можно узнать о существовавших на планете природных условиях, поэтому геологи их называют

страницами истории Земли . Осадочные породы подразделяются на органогенные , которые образуются путем накопления останков животных и растений и неорганогенные , которые в свою очередь подразделяются на обломочные и хемогенные .

Обломочные породы являются продуктом выветривания, а хемогенные – результат осаждения веществ, растворенных в воде морей и озер.

Магматические породы слагают гранитный слой земной коры. Образовались эти породы в результате застывания расплавленной магмы. На континентах мощность этого слоя $15$-$20$ км, он совсем отсутствует или очень сильно сокращается под океанами.

Магматическое вещество, но бедное кремнеземом слагает базальтовый слой, имеющий большой удельный вес. Слой этот хорошо развит в основании земной коры всех областей планеты.

Вертикальная структура и мощность земной коры различны, поэтому выделяют несколько её типов. По простой классификации существует океаническая и материковая земная кора.

Материковая земная кора

Материковая или континентальная кора отличается от океанической коры толщиной и устройством . Континентальная кора расположена под материками, но её край не совпадает с береговой линией. С точки зрения геологии настоящим материком является вся площадь сплошной материковой коры. Тогда получается, что геологические материки больше географических материков. Прибрежные зоны материков, называемые

шельфом – это есть временно залитые морем части материков. Такие моря как Белое, Восточно-Сибирское, Азовское – расположены на материковом шельфе.

В континентальной земной коре выделяются три слоя :

• Верхний слой – осадочный;
• Средний слой – гранитный;
• Нижний слой – базальтовый.

Под молодыми горами такой тип коры имеет толщину$ 75$ км, под равнинами – до $45$ км, а под островными дугами – до $25$ км. Верхний осадочный слой материковой коры формируется глинистыми отложениями и карбонатами мелководных морских бассейнов и грубообломочными фациями в краевых прогибах, а также на пассивных окраинах континентов атлантического типа.

Вторгшаяся в трещины земной коры магма сформировала гранитный слой в составе которого есть кремнезем, алюминий и другие минералы. Толщина гранитного слоя может доходить до $25$ км. Слой этот очень древний и имеет солидный возраст – $3$ млрд. лет. Между гранитным и базальтовым слоем, на глубине до $20$ км, прослеживается граница Конрада . Она характеризуется тем, что скорость распространения продольных сейсмических волн здесь увеличивается, на $0,5$ км/сек.

Формирование базальтового слоя произошло в результате излияния на поверхность суши базальтовых лав в зонах внутриплитного магматизма. Базальты содержат больше железа, магния и кальция, поэтому они тяжелее гранита. В пределах этого слоя скорость распространения продольных сейсмических волн от $6,5$-$7,3$ км/сек. Там, где граница становится размытой, скорость продольных сейсмических волн растет постепенно.

Замечание 2

Общая масса земной коры от массы всей планеты составляет всего $0,473$ %.

Одну из первых задач, связанную с определением состава верхней континентальной

коры, взялась решать молодая наука геохимия . Так как кора состоит из множества самых разнообразных пород, эта задача была весьма сложной. Даже в одном геологическом теле состав пород может сильно варьироваться, а в разных районах могут быть распространены разные типы пород. Исходя из этого, задача заключалась в определении общего, среднего состава той части земной коры, которая на континентах выходит на поверхность. Эту первую оценку состава верхней земной коры сделал Кларк . Он работал сотрудником геологической службы США и занимался химическим анализом горных пород. В ходе многолетних аналитических работ, ему удалось обобщить результаты и рассчитать средний состав пород, который был близок

к граниту . Работа Кларка подверглась жесткой критике и имела противников.

Вторую попытку по определению среднего состава земной коры предпринял В. Гольдшмидт . Он предположил, что двигающийся по континентальной коре ледник , может соскребать и смешивать выходящие на поверхность породы, которые в ходе ледниковой эрозии будут отлагаться. Они то и будут отражать состав средней континентальной коры. Проанализировав состав ленточных глин, которые во время последнего оледенения отлагались в Балтийском море , он получил результат, близкий к результату Кларка. Разные методы дали одинаковые оценки. Геохимические методы подтверждались. Этими вопросами занимались, и широкое признание получили оценки

Виноградова, Ярошевского, Ронова и др .

Океаническая земная кора

Океаническая кора расположена там, где глубина моря больше $ 4$ км, а это значит, что она занимает не все пространство океанов. Остальная площадь покрыта корой промежуточного типа. Кора океанического типа устроена не так, как континентальная кора, хотя тоже разделяется на слои. В ней практически совсем отсутствует гранитный слой , а осадочный очень тонкий и имеет мощность менее $1$ км. Второй слой пока еще

неизвестен , поэтому его называют просто вторым слоем . Нижний, третий слой – базальтовый . Базальтовые слои континентальной и океанической коры похожи скоростями сейсмических волн. Базальтовый слой в океанической коре преобладает. Как говорит теория тектоники плит, океаническая кора постоянно формируется в срединно-океанических хребтах, потом она от них отходит и в областях субдукции поглощается в мантию. Это свидетельствует о том, что океаническая кора является относительно молодой . Наибольшее количество зон субдукции характерно для Тихого океана , где с ними связаны мощные моретрясения.

Определение 1

Субдукция

– это опускание горной породы с края одной тектонической плиты в полурасплавленную астеносферу

В том случае, когда верхней плитой является континентальная плита, а нижней – океаническая – образуются океанические желоба .
Её толщина в разных географических зонах варьируется от $5$-$7$ км. С течением времени толщина океанической коры практически не изменяется. Связано это с количеством расплава, выделяющегося из мантии в срединно-океанических хребтах и толщиной осадочного слоя на дне океанов и морей.

Осадочный слой океанической коры небольшой и редко превышает толщину в $0,5$ км. Состоит он из песка, отложений останков животных и осажденных минералов. Карбонатные породы нижней части на большой глубине не обнаруживаются, а на глубине больше $4,5$ км карбонатные породы замещаются красными глубоководными глинами и кремнистыми илами.

Базальтовые лавы толеитового состава сформировали в верхней части базальтовый слой , а ниже лежит дайковый комплекс .

Определение 2

Дайки – это каналы, по которым базальтовая лава изливается на поверхность

Базальтовый слой в зонах субдукции превращается в экголиты , которые погружаются в глубину, потому что имеют большую плотность окружающих мантийных пород.

Их масса составляет около $7$ % от массы всей мантии Земли. В пределах базальтового слоя скорость продольных сейсмических волн составляет $6,5$-$7$ км/сек.

Средний возраст океанической коры составляет $100$ млн. лет, в то время как самые старые её участки имеют возраст $156$ млн. лет и располагаются во впадине Пиджафета в Тихом океане. Сосредоточена океаническая кора не только в пределах ложа Мирового океана, она может быть и в закрытых бассейнах, например, северная впадина Каспийского моря. Океаническая земная кора имеет общую площадь $306$ млн. км кв.

Земля состоит из нескольких оболочек: атмосфера, гидросфера, биосфера, литосфера.

Биосфера – особая оболочка земли, область жизнедеятельности живых организмов. Она включает в себя нижнюю часть атмосферы, всю гидросферу и верхнюю часть литосферы. Литосфера – наиболее твердая оболочка земли:

Строение:

земная кора

мантия (Si, Ca, Mg, O, Fe)

внешнее ядро

внутреннее ядро

центр земли – температура 5-6 тыс о С

Состав ядра – Ni\Fe; плотность ядра – 12,5 кг/см 3 ;

Кимберлиты — (от названия г. Кимберли в Южной Африке), магматическая ультраосновная брекчиевидная горная порода эффузивного облика, выполняющая трубки взрыва. Состоит в основном из оливина, пироксенов, граната пироп-альмандинового ряда, пикроильменита, флогопита, реже — циркона, апатита и др. минералов, включенных в мелкозернистую основную массу, обычно измененную поствулканическими процессами до серпентин-карбонатного состава с перовскитом, хлоритом и т.д.

Эклогит — метаморфическая горная порода состоящая из пироксена с высоким содержанием жадеитового минала (омфацита) и граната гроссуляр-пироп-альмандинового состава, кварца и рутила. По химическому составу эклогиты идентичны магматическим породам основного состава — габбро и базальтам.

Строение земной коры

Толщина слоя =5-70 км; высокогорье -70 км, дно моря- 5-20 км, в среднем 40-45 км. Слои: осадочный, гранитно-гнейсовый (в океанической коре нет), гранитно-бозитовый (базальтовый)

Земная кора – это комплекс горных пород, залегающих выше границы Мохоровичича. Горные породы представляют собой закономерные агрегаты минералов. Последние состоят из различных химических элементов. Химический состав и внутренняя структура минералов зависят от условий их образования и определяют свойства. В свою очередь, строение и минеральный состав горных пород указывают на происхождение последних и позволяют определять породы в полевых условиях.

Выделяют два типа земной коры – континентальную и океаническую, резко различающихся составом и строением. Первая, более легкая, формирует возвышенные участки – континенты с их подводными окраинами, вторая занимает дно оеканиеских впадин(2500-3000м). Континентальная кора состоит из трех слоев — осадочного, гранито- гнейсового и гранулито-базитового, мощностью от 30-40 км на равнинах до 70-75 км под молодыми горами. Океанская кора мощностью до 6-7 км имеет трехслойное строение. Под маломощным слоем рыхлых осадков залегает второй океанский слой, состоящий из базальтов, третий слой сложен габбро с подчиненными ультрабазитами. Континентальная кора обогащена кремнеземом и легкими элементами – Al, натрием, калием, С, по сравнению с океаническиой.

Континентальная (материковая) земная кора характеризуется большой мощностью – в среднем 40 км, местами достигая 75 км. Она состоит из трех «слоев». Сверху залегает осадочный слой, образованный осадочными породами различного состава, возраста, генезиса и степени дислоцированности. Мощность его изменяется от нуля (на щитах) до 25 км (в глубоких впадинах, например, Прикаспийской). Ниже залегает «гранитный» (гранитно-метаморфический) слой, состоящий главным образом из кислых пород, по составу близких к граниту. Наибольшая мощность гранитного слоя отмечается под молодыми высокими горами, где она достигает 30 км и более. В пределах равнинных участков материков мощность гранитного слоя уменьшается до 15-20 км. Под гранитным слоем залегает третий, «базальтовый», слой, получивший свое название также условно: сейсмические волны проходят через него с такими же скоростями, с которыми в экспериментальных условиях они проходят через базальты и близкие к ним породы. Третий слой мощностью 10-30 км сложен сильно метаморфизованными породами преимущественно основного состава. Поэтому его еще называют гранулито-базитовым.

Кора океанического типа резко отличается от континентальной. На большей части площади дна океана мощность ее колеблется от 5 до 10 км. Своеобразно и ее строение: под осадочным слоем мощностью от нескольких сотен метров (в глубоководных котловинах) до 15 км (вблизи континентов) залегает второй слой, сложенный подушечными лавами с тонкими прослоями осадочных пород. Нижняя часть второго слоя сложена своеобразным комплексом параллельных даек базальтового состава. Третий слой океанической коры мощностью 4-7 км представлен кристаллическими магматическими породами преимущественно основного состава (габбро). Таким образом, важнейшей специфической особенностью океанической коры являются ее малая мощность и отсутствие гранитного слоя.

В свое время я прочел много книг Уэллса, Дойла, Верна, и у каждого из этих авторов есть произведение, описывающие подводную жизнь. Как правило, там упоминается об особенностях жизни на океанском дне или проникновенное сквозь земную кору. Поэтому мне захотелось разобраться, чем же суша отличается от дна морского.

Материковая кора отличается от океанической

Кончено, главным отличием между ними будет их расположение: первая несет на себе всю сушу и континенты, а вторая — моря, океаны, да и вообще все водоемы. Но они также различаются и по другим параметрам:

• первая состоит из гранулитов, вторая — из базальта;
• материковая кора толще океанической;
• кора суши уступает океанической по площади, но выигрывает по общему объему;
• океаническая кора более подвижна и способна наслаиваться на материковую.

Процесс, описанный в последнем пункте, называется обдукцией и означает наслоение тектонических пластин одной на другую.

Основные характеристики материковой коры

Такую кору еще называют континентальной, и состоит она из 3 слоев.

1. Верхний осадочный — состоит из одноименных пород, разных по происхождению, возрасту, размещению. Обычно его толщина достигает 25 км.
2. Средний гранитно-метафорический — образован из кислых пород, близких по составу к граниту. Мощность слоя варьируется от 15 до 30 км (наибольшая его толщина зафиксирована под самыми высокими горами).
3. Нижний базальтовый — образован метаморфизированными породами. Толщина его достигает 10–30 км.

Примечательно, что третий слой назван «базальтовым» условно: сейсмические волны проходят через него с такой же скоростью, с какой бы проходили через базальт.

Параметры океанической коры

Некоторые ученые выделяют лишь 2 основных, но, по-моему, лучше взять трехуровневую трактовку строения этой коры.

1. Верхний слой представлен осадочными породами, может достигать толщины в 15 км.
2. Средний слой сложен подушечными лавами, его толщина не превышает 20 км.
3. Третий слой состоит из магматических пород основного состава, мощность его — 4–7 км.

Последний слой еще называют «габбро» из-за кристаллического строения породы.

Континентальная кора как по составу, так и по строению резко отличается от океанической. Её мощность меняется от 20-25 км под островными дугами и участками с переходным типом коры до 80 км под молодыми складчатыми поясами Земли, например под Андами или Альпийско-Гималайским поясом. В среднем мощность континентальной коры под древними платформами приблизительно равна 40 км, а её масса, включая субконтинентальную кору, достигает 2,2510× 25 г. Рельеф континентальной коры весьма сложен. Однако в нем выделяются обширные заполненные осадками равнины, обычно расположенные над протерозойскими платформами, выступы наиболее древних (архейских) щитов и горные системы более молодого возраста. Рельефу континентальной коры присущи и максимальные перепады высот, достигающие 16-17 км от подножий континентальных склонов в глубоководных желобах до высочайших горных вершин.

Строение континентальной коры очень неоднородное, однако, как и в океанической коре, в её толще, особенно в древних платформах, иногда выделяются три слоя: верхний осадочный и два нижних, сложенных кристаллическими породами. Под молодыми подвижными поясами строение коры оказывается более сложным, хотя общее её расчленение приближается к двухслойному.

Осадочный слой на континентах изучен достаточно полно как с помощью геофизических методов разведки, так и прямым бурением. Строение поверхности консолидированной коры в местах её обнажения на древних щитах изучалось как прямыми геологическими, так и геофизическими методами, а на континентальных платформах, перекрытых осадками, — в основном геофизическими методами исследования. Так, было установлено, что скорости сейсмических волн в слоях земной коры нарастают сверху вниз от 2-3 до 4,5-5,5 км/с в низах осадочной толщи; до 6-6,5 км/с в верхнем слое кристаллических пород и до 6,6-7,0 км/с в нижнем слое коры. Почти повсеместно континентальная кора, как и океаническая, подстилается высокоскоростными породами границы Мохоровичича со скоростями сейсмических волн от 8,0 до 8,2 км/с, но это уже свойства подкоровой литосферы, сложенной породами мантии.

Мощность верхнего осадочного слоя континентальной коры меняется в широких пределах — от нуля на древних щитах до 10-12 и даже 15 км на пассивных окраинах континентов и в краевых прогибах платформ. Средняя мощность осадков на стабильных протерозойских платформах обычно близка к 2-3 км. Среди осадков на таких платформах преобладают глинистые отложения и карбонаты мелководных морских бассейнов. В краевых прогибах и на пассивных окраинах континентов атлантического типа осадочные разрезы обычно начинаются с грубообломочных фаций, сменяемых выше по разрезу песчано-глинистыми отложениями и карбонатами прибрежных фаций. Как в основании, так и в самых верхних частях разрезов осадочных толщ краевых прогибов иногда встречаются хемогенные осадки — эвапориты, отмечающие собой условия осадконакопления в узких полузамкнутых морских бассейнах с аридным климатом. Обычно такие бассейны возникают только на начальной или конечной стадии развития морских бассейнов и океанов, если, конечно, эти океаны и бассейны в моменты своего образования или закрытия располагались в поясах аридного климата. Примерами отложения таких формаций на ранних стадиях формирования океанических бассейнов могут служить эвапориты в основании осадочных разрезов шельфовых зон Африки в Атлантическом океане и соленосные отложения Красного моря. Примерами отложения соленосных формаций, приуроченных к закрывающимся бассейнам, служат эвапориты реногерцинской зоны в Германии и пермские соленосно-гипсоносные толщи в Предуральском краевом прогибе на востоке Русской платформы.

Верхняя часть разреза консолидированной континентальной коры обычно представлена древними, в основном докембрийскими породами гранитогнейсового состава или чередованием гранитоидов с поясами зеленокаменных пород основного состава. Иногда эту часть разреза жесткой коры называют «гранитным» слоем, подчёркивая тем самым преобладание в нем пород гранитоидного ряда и подчинённость базальтоидов. Породы «гранитного» слоя обычно бывают преобразованы процессами регионального метаморфизма до амфиболитовой фации включительно. Верхняя часть этого слоя всегда представляет собой денудационную поверхность, по которой когда-то происходил размыв тектонических структур и магматических образований древних складчатых (горных) поясов Земли. Поэтому вышележащие осадки на коренных породах континентальной коры всегда залегают со структурным несогласием и обычно с большим временным сдвигом по возрасту.

В более глубоких частях коры (приблизительно на глубинах около 15-20 км) часто прослеживается рассеянная и непостоянная граница, вдоль которой скорость распространения продольных волн возрастает примерно на 0,5 км/с. Это так называемая граница Конрада, оконтуривающая сверху нижний слой континентальной коры, иногда условно называемый «базальтовым», хотя определённых данных о его составе у нас ещё очень мало. Скорее всего нижние части континентальной коры сложены породами среднего и основного состава, метаморфизованными до амфиболитовой или даже до гранулитовой фации (при температурах более 600 °С и давлении выше 3-4 кбар). Не исключено, что в основании тех блоков континентальной коры, которые формировались в своё время за счёт столкновений островных дуг, могут залегать фрагменты древней океанической коры, включающие в себя не только основные, но и серпентинизированные ультраосновные породы.

Гетерогенность континентальной коры особенно ярко видна даже при простом взгляде на геологическую карту материков. Обычно отдельные и тесно переплетённые неоднородные по составу и строению блоки коры представляют собой разновозрастные геологические структуры — остатки древних складчатых поясов Земли, последовательно примыкавших друг к другу в процессе роста континентальных массивов. Иногда такие структуры, наоборот, являются следами бывших расколов древних материков (например, авлакогены). Контактируют между собой такие блоки обычно по шовным зонам, часто называемым не очень удачно глубинными разломами.

Проведённые в последнее десятилетие исследования глубинного строения континентальной коры сейсмическим методом отражённых волн с накапливанием сигналов (проект COCORT) показали, что шовные зоны, разделяющие разновозрастные складчатые пояса, представляют собой, как правило, гигантские надвиги-взбросы. Крутые в верхних частях коры надвиговые поверхности с глубиной быстро выполаживаются. По горизонтали такие надвиговые структуры часто прослеживаются на многие десятки и до сотни километров, тогда как по глубине они иногда подходят к самому основанию континентальной коры, маркируя собой древние и ныне уже отмершие зоны поддвига литосферных плит или сопряжённые с ними вторичные надвиги.

Земная кора — многослойное образование. Верхнюю ее часть — осадочный чехол, или первый слой,— образуют осадочные породы и не уплотненные до состояния пород осадки. Ниже как на континентах, так и в океанах залегает кристаллический фундамент. В его строении и кроются основные различия между континентальным и океаническим типами земной коры. На континентах в составе фундамента выделяются два мощных слоя — «гранитный» и базальтовый. Под абиссальным ложем океанов «гранитный» слой отсутствует. Однако базальтовый фундамент океана отнюдь не однороден в разрезе, он разделяется на второй и третий слои.

До сверхглубокого и глубоководного бурения о структуре земной коры судили главным образом по геофизическим данным, а именно по скоростям продольных и поперечных сейсмических волн. В зависимости от состава и плотности пород, слагающих те или иные слои земной коры, скорости прохождения сейсмических волн значительно изменяются. В верхних горизонтах, где преобладают слабо уплотненные осадочные образования, они относительно невелики, в кристаллических же породах резко возрастают по мере увеличения их плотности.

После того как в 1949 г. впервые были измерены скорости распространения сейсмических волн в породах ложа океана, стало ясно, что скоростные разрезы коры континентов и океанов весьма различны. На небольшой глубине от дна, в фундаменте под абиссальной котловиной, эти скорости достигали величин, которые на материках фиксировались в самых глубоких слоях земной коры. Вскоре выяснилась причина подобного несоответствия. Дело в том, что кора океанов оказалась поразительно тонкой. Если на континентах толщина земной коры составляет в среднем 35 км, а под горно-складчатыми системами даже 60 и 70 км, то в океане она не превышает 5—10, редко 15 км, а в отдельных районах мантия находится почти у самого дна.

Стандартный скоростной разрез континентальной коры включает верхний, осадочный слой со скоростью продольных волн 1—4 км/с, промежуточный, «гранитный» — 5,5—6,2 км/с и нижний, базальтовый — 6,1 — 7,4 км/с. Ниже, как полагают, залегает так называемый перидотитовый слой, входящий уже в состав астеносферы, со скоростями 7,8—8,2 км/с. Названия слоев носят условный характер, так как реальные сплошные разрезы континентальной коры никто до сих пор не видел, хотя Кольская сверхглубокая скважина проникла в глубь Балтийского щита уже на 12 км.

В абиссальных котловинах океана под тонким осадочным плащом (0,5—1,5 км), где скорости сейсмических волн не превышают 2,5 км/с, находится второй слой океанической коры. По данным американского геофизика Дж. Уорзела и других ученых, он отличается удивительно близкими значениями скорости — 4,93—5,23 км/с,

в среднем 5,12 км/с, а средняя мощность под ложем океанов равна 1,68 км (в Атлантическом — 2,28, в Тихом — 1,26 км). Впрочем, в периферийных частях абиссали, ближе к окраинам континентов, мощности второго слоя довольно резко увеличиваются. Под этим слоем выделяется третий слой коры с не менее однородными скоростями распространения продольных сейсмических волн, равными 6,7 км/с. Его толщина колеблется от 4,5 до 5,5 км.

В последние годы выяснилось, что для скоростных разрезов океанической коры характерен больший разброс значений, чем это предполагалось ранее, что, по-видимому, связано с глубинными неоднородностями, существующими в ней.

Как видим, скорости прохождения продольных сейсмических волн в верхних (первом и втором) слоях континентальной и океанической коры существенно различны.

Что касается осадочного чехла, то это обусловлено преобладанием в его составе на континентах древних образований мезозойского, палеозойского и докембрийского возраста, претерпевших довольно сложные преобразования в недрах. Дно же океана, как говорилось выше, относительно молодо, и осадки, лежащие над базальтами фундамента, слабо уплотнены. Это связано с действием целого ряда факторов, определяющих эффект недоуплотнения, который известен как парадокс глубоководного диагенеза.

Сложнее объяснить разницу в скоростях сейсмических волн при их распространении через второй («гранитный») слой континентальной и второй (базальтовый) слой океанической коры. Как ни странно, в базальтовом слое океана эти скорости оказались ниже (4,82— 5,23 км/с), чем в «гранитном» (5,5—6,2 км/с). Дело тут в том, что скорости продольных сейсмических волн в кристаллических породах с плотностью 2,9 г/см3 приближаются к 5,5 км/с. Отсюда вытекает, что если «гранитный» слой на континентах действительно сложен кри-сталлическими породами, среди которых преобладают метаморфические образования нижних ступеней трансформации (по данным сверхглубокого бурения на Кольском полуострове), то в составе второго слоя океанической коры, помимо базальтов, должны участвовать образования с плотностью меньшей, чем у кристаллических пород (2—2,55 г/см3).

Действительно, в 37-м рейсе бурового судна «Гломар Челленджер» были вскрыты породы океанического фундамента. Бур проник сквозь несколько базальтовых покровов, между которыми находились горизонты карбонатных пелагических осадков. В одной из скважин была пройдена 80-метровая толща базальтов с прослоями известняков, в другой — 300-метровая серия пород вулкано-генно-осадочного происхождения. Бурение первой из перечисленных скважин было остановлено в ультраосновных породах — габбро и гипербазитах, которые, вероятно, уже относятся к третьему слою океанической коры.

Глубоководное бурение и исследование рифтовых зон с подводных обитаемых аппаратов (ПОА) позволили выяснить в общих чертах структуру океанической коры. Правда, нельзя с уверенностью утверждать, что нам известен полный и непрерывный ее разрез, не искаженный последующими наложенными процессами. Наиболее детально изучен в настоящее время верхний, осадочный слой, вскрытый частично или полностью почти в 1000 точках дна буром «Гломара Челленджера» и «Джойдес Резо-люшн». Гораздо менее исследован второй слой океанической коры, который вскрыт на ту или иную глубину гораздо меньшим числом скважин (несколькими десятками). Однако сейчас очевидно, что этот слой сформирован, в основном лавовыми покровами базальтов, между которыми заключены разнообразные осадочные образования небольшой мощности. Базальты относятся к толеитовым разностям, возникшим в подводных условиях. Это подушечные лавы, сложенные зачастую пустотелыми лавовыми трубами и подушками. Находящиеся между базальтами осадки в центральных частях океана состоят из остатков мельчайших планктонных организмов с карбонатной или кремнистой функцией.

Наконец, третий слой океанической коры отождествляют с так называемым дайковым поясом — сериями небольших магматических тел (интрузий), тесно пригнанных одно к другому. Состав этих интрузий основной в ультраосновной. Это габбро и гипербазиты, формировавшиеся не при излиянии магм на поверхности дна, как базальты второго слоя, а в недрах самой коры. Иначе говоря, речь идет о магматических расплавах, которые застыли вблизи магматического очага, так и не достигнув поверхности дна. Их более «тяжелый» ультраосновной состав свидетельствует об остаточном характере этих магматических расплавов. Если же вспомнить, что толщина третьего слоя обычно в 3 раза превышает мощность второго слоя океанической коры, то определение ее как базальтовой может показаться большим преувеличением.

Подобно этому и «гранитный» слой континентальной коры, как выяснилось в процессе бурения Кольской сверхглубокой скважины, оказался вовсе не гранитным, по крайней мере в верхней его половине. Как уже говорилось выше, в пройденном здесь разрезе преобладали метаморфические породы низших и средних ступеней преобразования. В большинстве своем они являются измененными при высоких температурах и давлении, существующих в недрах Земли, древними осадочными породами. В этой связи сложилась парадоксальная ситуация, заключающаяся в том, что мы теперь больше знаем о коре океанической, чем о континентальной. И это при том, что первая изучается интенсивно от силы два десятилетия, тогда как вторая — объект исследований по крайней мере полутора столетий.

Обе разновидности земной коры не являются антагонистами. В краевых частях молодых океанов, Атлантического и Индийского, граница между континентальной и океанической корой несколько «размыта» 8а счет постепенного утонения первой из них в области перехода от континента к океану. Эта граница в целом тектонически спокойна, т. е. не проявляет себя ни мощными сейсмическими толчками, которые случаются здесь крайне редко, ни вулканическими извержениями.

Однако такое положение сохраняется не везде. В Тихом океане граница между континентальной и океанической корой относится, пожалуй, к самым драматическим рубежам раздела на нашей планете. Так что же все-таки, эти две разновидности земной коры — антиподы или нет? Думается, что мы можем с полным основанием считать их таковыми. Ведь несмотря на существование целого ряда гипотез, предполагающих океанизацию континентальной коры или, напротив, превращение океанического субстрата в континентальный за счет целого ряда минеральных трансформаций базальтов, на самом деле доказательств непосредственного перехода одного типа коры в другой нет. Как будет показано ниже, континентальная кора формируется в специфических тектонических обстановках в активных зонах перехода между материком и океаном и в основном в результате преобразования другой разновидности земной коры, называемой субокеанической. Океанический субстрат исчезает в зонах Беньофа, либо выдавливается как ласта из тюбика, на край континента, либо превращается в тектонический меланж (крошево из перетертых пород) в областях «захлопывания» океанов.

ОКЕАНИЧЕСКАЯ КОРА, ЛИТОСФЕРА И АСТЕНОСФЕРА

из «Океанический рифтогенез»

В процессе изучения верхней, жесткой каменной оболочки Земли — ее литосферы было установлено, что она состоит из земной коры и подстилающей ее подкоровой части мантии. [c.18]
Земная кора представляет собой самый верхний слой твердой Земли и отличается от нижележащих оболочек строением и химическим составом. Подошва земной коры трассируется сейсмически границей Мохоровичича, на которой скорости распространения сейсмических волн скачком возрастают до 8,0-8,2 км/с. [c.18]
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]
Океаническая кора сравнительно проста по своему составу и, по существу, представляет собой верхний дифференцированный слой мантии, перекрытый сверху тонким слоем пелагических осадков. За последние десятилетия благодаря проведению сейсмических работ в Мировом океане и развитию новых сейсмических методов получены обобщающие модели строения океанической коры и выявлены основные характеристики, составляющих ее слоев, В океанической коре выделяются три основных слоя. [c.18]
Самый верхний — осадочный слой, представлен обычно карбонатными осадками, отложившимися на глубинах менее 4 км или бескарбонатными красными глубоководными глинами. Часто в осадочных разрезах встречаются вулканогенные отложения, а вблизи дельт крупных рек — и терригенные осадки. Средняя мощность океанических осадков невелика — около 0,5 км [71] и только у материковых склонов и в районах крупных речных дельт она возрастает до 10-12 и даже 15 км. Связано это с явлением лавинной седиментации, благодаря которой практически весь терригенный материал, сносимый с суши, отлагается в прибрежных участках океанов и на материковых склонах континентов. [c.18]
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 имеет характерный рельеф. В абиссальных котловинах океанское дно залегает на глубине около 6-6,5 км, тогда как на гребнях СОХ, иногда расчлененных глубокими ущельями (рифтовыми долинами), его уровень приподнят примерно до отметок -2,5 км, а в некоторых местах океанское дно выходит непосредственно на дневную поверхность Земли (например, на о-ве Исландия и в провинции Афар в Северной Эфиопии). Перед островными дугами, окружающими западную периферию Тихого океана, северо-восток Индийского океана, перед дугой малых Антильских и Южно-Сандвичевых островов в Атлантике, а также перед активной окраиной континента в Центральной и Южной Америке океаническая кора прогибается и погружается до глубины 9-10 км, уходя далее под эти структуры и формируя перед ними узкие и протяженные глубоководные желоба. [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]
Континентальная кора как по строению, так и по составу резко отличается от океанической ее мощность меняется от 20-25 км под островными дугами и участками с переходным типом коры до 80 км под молодыми складчатыми поясами Земли, например, под Андами или Альпийско-Гималайским поясом. Мощность континентальной коры под древними платформами в среднем равна 40 км [44], а ее масса составляет около 0,4 % массы Земли. [c.19]
Верхняя часть разреза консолидированной континентальной коры, расположенная под осадочным слоем, представлена древними, по большей части докембрийскими, породами гранито -гнейсового состава, пегматитами, метаморфическими сланцами, кварцитами. Иногда эту часть разреза называют гранитным слоем, подчеркивая тем самьгм преобладание в ней пород гранитоидного ряда. Породы гранитного слоя обычно бывают преобразованы процессами регионального метаморфизма. Скорости продольных сейсмических волн варьируют здесь в диапазоне 5,5-6,2 км/с, а плотности пород меняются от 2,5 до 2,75 г/см . [c.20]
Еще раз повторим, что главными признаками, по которому континентальная кора отличается от океанической, является присутствие в ней гранитного слоя и значительно большая толщина. [c.20]
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]
Литосфера — верхняя каменная (жесткая и прочная) оболочка Земли, все компоненты которой находятся в твердом состоянии. В современном понимании литосфера включает в себя не только земную кору, но и часть верхней мантии, в которой мантийное вещество настолько остыло, что полностью раскристаллизовапось и превратилось в горную породу. [c.20]
Характерными признаками литосферы, как уже упоминалось, являются ее жесткость и прочность, а следовательно, способность при отсутствии внешних воздействий длительное время сохранять неизменными форму и строение. Для того, чтобы литосфер ную плиту разрушить или деформировать, необходимо к ней приложить дополнительные механические напряжения, превышающие предел ее прочности. [c.20]
С увеличением глубины, как известно, температура постепенно возрастает. Под литосферными плитами обычно располагается астеносфера — пластичная оболочка мантии, вещество которой уже частично расплавлено или размягчено и характеризуется относительно пониженной вязкостью П = 10 -10 °П под океанами и т =10 -10 П под континентами (для сравнения отметим, что у воды Г1=10 П, вязкость жидкой базальтовой лавы Т = 10 -Ю П, у льда Т = Ю П, а у каменной соли ri = 10 П). В отличие от литосферы астеносфера не обладает пределом прочности и ее вещество может деформироваться (течь) под действием даже очень малых избыточных давлений. [c.20]
Анализ реологических свойств литосферы невозможен без уточнения понятия толщина литосферы . [c.20]
Распределение температуры в остывающей литосфере можно определить по кельвиновокому решению уравнения теплопроводности где Гг — температура на уровне г Г , — температура горячей мантии а — коэффициент температуропроводности пород литосферы I — возраст плиты. [c.21]

Вернуться к основной статье

Из чего состоит океаническая кора — Разница Между

Из чего состоит океаническая кора — Разница Между

Земная кора состоит из континентальной коры, а также океанической коры, поэтому необходимо знать, из чего состоит океаническая кора, чтобы полностью понять состав земной коры. Корка — это тонкий слой камней, которые составляют поверхность земли. Большинство из нас знает о скалах, которые составляют поверхность земли и земную кору, но мало кто знает об океанической коре. Это связано с тем, что океаны оставались покрытыми водой, в то время как камни можно легко увидеть на поверхности земли. Это дно океанов, где лежит океаническая кора. В этой статье подробно рассматривается земная кора, покрытая океанами.

Из чего сделана океаническая кора — факты

Океаническая кора тонкая и очень плотная

Океаническая кора составляет всего 0,01% массы Земли. Он имеет толщину почти 7 километров и в основном состоит из базальтовых пород. Дно океанов состоит из горных пород, содержащих в основном кремнезем и магний. Вот почему это называется Сима. Океаническая кора не только тоньше и плотнее континентальной, но и намного моложе ее и имеет другой химический состав. Когда магма из мантии Земли находит путь вверх, она вступает в контакт с водой, которая быстро охлаждает ее. Вынужден принимать форму подушек.

Магма быстро остывает, образуя океаническую кору

В отличие от континентальной коры, которая остается на своем месте и довольно старая, океаническая кора непрерывно образуется океаническими хребтами, где тектонические плиты скользят и растираются друг с другом. Это трение позволяет магме снизу двигаться вверх. Быстро остывает и превращается в океаническую кору. Эти океанические хребты составляют очень большую сеть вулканов, которая простирается до 40000 километров. Эта система генерирует новую океаническую кору, которая покрывает дно океана базальтовыми породами.

Процесс субдукции отвечает за создание новой океанической коры

Однако сеть вулканов создает зоны субдукции. Более тяжелая океаническая кора опускается под более легкие камни, чтобы достичь этих зон субдукции, где она снова начинает таять. Эта расплавленная кора снова находит путь к формированию океанской коры. Этот цикл продолжается снова и снова, и поэтому океаны получают новую кору после прохождения почти 200 миллионов лет. Процесс субдукции не позволяет океанской коре становиться старше 200 миллионов лет по мере образования новой коры. С другой стороны, континентальная кора остается там, где она находится в течение миллиардов лет, и она намного старше океанической коры.

Состав океанической коры

Океаническая кора состоит из нескольких слоев, самый верхний из которых имеет толщину всего 500 метров. Это составлено из базальтовых скал в форме подушек и листов. Нижний слой океанической коры состоит из двух подслоев, толщина которых составляет 4,5 километра. Эти слои состоят из габбро, которые представляют собой в основном базальтовые смешанные крупные зерна минералов. Эти габбро содержат карманы или камеры из лавы, которые выходят на дно океана.

Изображения предоставлены:

Земная кора — строение, движение, разломы

Земная кора, или геосфера является наружной твердой оболочкой Земли. Под корой расположена мантия, отличающаяся от нее по составу и физическим свойствам. Структура мантии более плотная, так как содержит, в основном, тугоплавкие компоненты. Разграничивает мантию с корой граница Мохоровичича, или Мохо, на которой скорость сейсмических волн резко повышается. Большая часть коры снаружи покрыта гидросферой, меньшая граничит с атмосферным воздухом. В соответствии с этим, различают земную кору океанического и материкового типов, имеющих разное строение. Общая масса земной коры, по оценкам ученых, составляет всего 0,5% от общей массы планеты. Строение и состав В составе океанической коры преобладает базальтовый слой. По теории тектоники плит, кора этого типа формируется постоянно в срединно-океанических хребтах, затем отходит от них и поглощается в мантию в областях субдукции. Поэтому океаническая кора считается относительно молодой. В разных географических зонах толщина океанической земной коры варьирует от 5 до 7 км. Она состоит из базальтового и осадочного слоев. Толщина ее практически не изменяется с течением времени потому, что зависит от количества расплава, выделившегося из мантии в областях срединно-океанических хребтов. Также частично толщина океанической земной коры определяется толщиной осадочного слоя на дне океанов и морей. Толщина земной коры увеличивается по мере удаления от участков срединно-океанических хребтов.Для материковой (континентальной) коры характерно трехслойное строение. Верхний слой представляет собой покров осадочных пород, местами прерывающийся. Этот покров хорошо развит, однако редко достигает большой мощности. Средний гранитный слой континентальной коры составляет большую часть всей коры. Он состоит из гнейсов и гранита, имеет низкую плотность и древнюю историю образования. Большая доля массы этих пород сформировалась около 3 млрд. лет назад. Нижний базальтовый слой состоит из метаморфических пород – гранулитов и похожих веществ. Средняя мощность континентальной коры составляет около 35 км, максимальная под горными хребтами – 70-75 км. В состав коры данного вида входит множество химических элементов и их соединений. Примерно половина массы приходится на кислород, четверть – на кремний, остальная доля — на Al, Fe, Ca, Na, K, Mg, H, Ti, C, Cl, P, S, N, Mn, F, Ba. В переходной зоне от материков к океанам образовалась кора переходного (промежуточного) типа (субокеаническая или субконтинентальная). Переходная кора характеризуется сложным сочетанием признаков земной коры двух вышеописанных типов. Кора промежуточного типа соответствует таким областям, как шельф, островные дуги, океанические хребты. В подавляющем большинстве областей земная кора находится в состоянии относительного изостатичекого равновесия. Нарушение изостатической компенсации наблюдается на вулканических островах, океанических впадинах, островных дугах. Здесь земная кора постоянно подвержена тектоническим движениям. Крупные разломы земной коры можно рассматривать как итог сдвига тектонических плит в областях их стыков. В строении коры различают сравнительно спокойные области (платформы) и подвижные (складчатые пояса). Похожие материалы:

Земная кора

ЗЕМНАЯ КОРА (а. earth crust; н. Erdkruste; ф. croute terrestre; и. соrteza terrestre) — верхняя твёрдая оболочка Земли, ограниченная снизу Мохоровичича поверхностью. Термин «земная кора» появился в 18 в. в работах М. В. Ломоносова и в 19 в. в трудах английский учёного Ч. Лайеля; с развитием контракционной гипотезы в 19 в. получил определенный смысл, вытекающий из идеи охлаждения Земли до тех пор, пока не образовалась кора (американский геолог Дж. Дана). В основе современных представлений о структуре, составе и других характеристиках Земной коры лежат геофизические данные о скорости распространения упругих волн (в основном продольных, V_p), которые на границе Мохоровичича скачкообразно возрастают с 7,5-7,8 до 8,1-8,2 км/с. Природа нижней границы Земной коры, по-видимому, обусловлена изменением химического состава пород (габбро — перидотит) либо фазовыми переходами (в системе габбро — эклогит).

В целом для Земной коры характерна вертикальная и горизонтальная неоднородность (анизотропия), которая отражает различный характер её эволюции в разных частях планеты, а также её существенную переработку в процессе последнего этапа развития (40-30 млн. лет), когда были сформированы основные черты современного лика Земли. Значительная часть Земной коры находится в состоянии изостатического равновесия (см. Изостазия), которое в случае нарушения достаточно быстро (104 лет) восстанавливается благодаря наличию Астеносферы. Выделяют два главных типа Земной коры: континентальную и океаническую, различающихся по составу, строению, мощности и другим характеристикам (рис.). Мощность континентальной коры в зависимости от тектонических условий меняется в среднем от 25-45 км (на платформах) до 45-75 км (в областях горообразования), однако и в пределах каждой геоструктурной области она не остаётся строго постоянной.

В континентальной коре различают осадочный (V_p до 4,5 км/с), «гранитный» (V_p 5,1-6,4 км/с) и «базальтовый» (V_p 6,1-7,4 км/с) слои. Мощность осадочного слоя достигает 20 км, распространён он не повсеместно. Названия «гранитного» и «базальтового» слоев условны и исторически связаны с выделением разделяющей их границы Конрада (V_p 6,2 км/с), хотя последующие исследования (в том числе сверхглубокое бурение) показали некоторую сомнительность этой границы (а по некоторым данным её отсутствие). Оба эти слоя поэтому иногда объединяют в понятие консолидированной коры. Изучение выходов «гранитного» слоя в пределах щитов показало, что в него входят породы не только собственно гранитного состава, но и разнообразные гнейсы и другие метаморфические образования. Поэтому данный слой часто называют также гранитно-метаморфическим или гранитно-гнейсовым; его средняя плотность 2,6-2,7 т/м³. Прямое изучение «базальтового» слоя на континентах невозможно, и значениям скоростей сейсмических волн, по которым он выделен, могут удовлетворять как магматические породы основного состава (базиты), так и породы, испытавшие высокую степень метаморфизма (гранулиты, отсюда название гранулит-базитовый слой). Средняя плотность базальтового слоя колеблется от 2,7 до 3,0 т/м³.

Основные отличия океанической коры от континентальной — отсутствие «гранитного» слоя, существенно меньшая мощность (2-10 км), более молодой возраст (юра, мел, кайнозой), большая латеральная однородность. Океаническая кора состоит из трёх слоев. Первый слой, или осадочный, характеризуется широким диапазоном скоростей (V от 1,6 до 5,4 км/с) и мощностью до 2 км. Второй слой, или акустический фундамент, имеет в среднем мощность 1,2-1,8 км и Vp 5,1-5,5 км/с. Детальные исследования позволили разделить его на три горизонта (2А, 2В и 2С), причём наибольшей изменчивостью обладает горизонт 2А (V_p 3,33-4,12 км/с). Глубоководным бурением установлено, что горизонт 2А сложен сильнотрещиноватыми и брекчированными базальтами, которые с увеличением возраста океанической коры становятся более консолидированными. Мощность горизонта 2В (V_p 4,9-5,2 км/с) и 2С (V_p 5,9-6,3 км/с) не постоянна в разных океанах. Третий слой океанической коры имеет достаточно близкие значения V_p и мощности, что указывает на его однородность. Однако в его строении также отмечаются вариации как по значениям скорости (6,5-7,7 км/с), так и мощности (от 2 до 5 км). Большинство исследователей считают, что третий слой океанической коры сложен породами в основном габброидного состава, а вариации скоростей в нём обусловлены степенью метаморфизма.

Кроме двух главных типов Земной коры, выделяют подтипы на основе соотношения толщины отдельных слоев и суммарной мощности (например, кора переходного типа — субконтинентальная в островных дугах и субокеанская на континентальных окраинах и т.д.). Земную кору нельзя отождествлять с литосферой, устанавливаемой на основе реологии, свойств вещества.

Возраст древнейших пород Земной коры достигает 4,0-4,1 млрд. лет. Вопрос о том, каков был состав первичной Земной коры и как она формировалась в течение первых сотен млн. лет, не ясен. В течение первых 2 млрд. лет, по-видимому, сформировалось около 50% (по некоторым оценкам, 70-80%) всей современной континентальной коры, следующие 2 млрд. лет — 40%, и лишь около 10% приходится на последние 500 млн. лет, т.е. на фанерозой. По вопросам формирования Земной коры в архее и раннем протерозое и характере её движений среди исследователей нет единого мнения. Одни учёные считают, что формирование Земной коры происходило при отсутствии крупномасштабных горизонтальных перемещений, когда развитие рифтогенных зеленокаменных поясов сочеталось с образованием гранитно-гнейсовых куполов, послуживших ядрами роста древнейшей континентальной коры. Другие учёные считают, что начиная с архея действовала эмбриональная форма тектоники плит, а гранитоиды формировались над зонами Субдукции, хотя ещё не было крупных горизонтальных перемещений континентальной коры. Переломный момент в развитии Земной коры наступает в позднем докембрии, когда в условиях существования крупных плит уже зрелой континентальной коры стали возможны крупномасштабные горизонтальные перемещения, сопровождаемые субдукцией и обдукцией новообразованной литосферы. С этого времени образование и развитие Земной коры происходит в геодинамической обстановке, обусловленной механизмом тектоники плит.

Остров единения в океане есть: под Маскаренскими островами обнаружен континент

Грызть гранит науки о земле с помощью бура необязательно, да и в придачу к нему хорошо бы иметь что-то кроме глаз и датчиков температуры. И тут на помощь часто приходит физика. Один из таких физических методов изучения строения и далекого прошлого нашей планеты – изотопное датирование, за разработку современного способа которого в 1960 году Уилларду Либби дали Нобелевскую премию по химии.

Этот анализ основан на законе радиоактивного распада. Самая распространенный метод изотопного анализа (предназначенного для оценки возраста горных пород) – уран-свинцовый, основанный на использовании двух независимых цепочек распада: изотопа урана-238 на свинец-206 и урана-235 на свинец-207. Период полураспада (времени, за которое половина радиоактивных изотопов должна распасться на более устойчивые)этих элементов известен, а по их количеству можно понять, какая часть этого времени уже прошла. Минерал, образующийся при излиянии магмы, практически не поддается разрушению и называется цирконом. Он уже более 50 исправно дает геологам радиоизотопные «показания».

Древние цирконы возрастом в сотни миллионов и даже миллиарды лет могут содержаться во многих породах в виде чужеродных включений (ксенокристаллов), родом из древней континентальной коры: в базальтах молодой океанической коры циркона гораздо меньше, да и концентрация циркония в таких породах ниже. Найденные в песках острова Маврикий нескольколет назад образцы циркона показали, что под современной океанической корой лежит толстый и более древний литосферный пласт, из которого древние цирконы могли попасть на поверхность – куда уж там мифической Атлантиде, которую покрывает всего лишь вода. Необычная толщина коры в этом месте была ранее предсказана по гравитационным аномалиям – отклонениям ускорения свободного падения от нормального значения (9,8 м/с).

13 цирконовых зернышек

В относительно молодых трахитах (еще одной породы вулканического происхождения) на Маврикии были получены тринадцать зерен циркона, описанных в новом исследовании, опубликованном уже в этом году в Nature Communications. Десять кристаллов оказались почти ровесниками трахитов (возраст которых – 5,7-9 миллионов лет, что соответствует миоценовой эпохе) и происходили из старейшей серии извержений, сформировавших самые древние из базальтов острова.

В трех кристаллах (образцы №3, 5 и 8) были обнаружены включения кварца и других минералов, однако оказались они родом из архея (2,5-3 миллиарда лет), и кристаллизовались, излившись на поверхность тогда, когда на Земле появлялись первые микроорганизмы. По мнению ученых, необычные уровни тория и урана в этих древних кристаллах говорят об их сложной судьбе и образовании из пород, подвергшихся перекристаллизации и прошедших цепь метаморфических событий. А в более молодые лавы, из которых образовались трахиты, они попали из этих древних слоев, пока эти лавы поднимались на поверхность. Миоценовые цирконы, напротив, выгладят как типичные цирконы магматического происхождения.

Океаническая кора: определение, состав и факты — видео и стенограмма урока

Состав океанической коры

Океаническая кора, толщина которой в среднем составляет всего около шести километров, в основном состоит из магматических базальтов. Базальт, как правило, происходит из лавы, которая плавно и тихо вытекает из вулканического жерла, в отличие от вязкой лавы, типичной для сильных извержений многих континентальных вулканов.

Термин, который иногда используется для пород океанической коры, — sima , что является сокращением от силиката магния, обычного компонента этих пород.Другой термин для этих подводных магматических пород — мафический , что связано с высоким содержанием магния и железа. Базальт и габбро являются примерами основных пород.

Не все «мягкие» извержения происходят под водой — знаменитыми исключениями являются гавайские вулканы, — но отчасти из-за невероятного давления, оказываемого тысячами футов воды, извержения на дне океана обычно являются источником гладких «подушек» или «простыней». из темного плотного базальта. Фактически, эти подушки и простыни составляют верхние 500 метров морского дна, не считая тонкого слоя отложений и детрита поверх него.

Далее вниз лежит 1-километровый слой базальтовых даек , остатков каналов, которые когда-то выносили расплавленные породы из глубины литосферы. Наконец, два слоя габбро общей толщиной около четырех с половиной километров представляют собой старый магматический очаг, из которого первоначально вытек весь вышележащий базальт.

Откуда это?

Но откуда взялась океаническая кора? Срединно-океанические хребты — это подводные горные хребты, которые образуются там, где плиты земной коры отрываются друг от друга.Несмотря на то, что океаническая кора очень тяжелая, мощные силы конвекции из горячей мантии под корой достаточно сильны, чтобы вытолкнуть этот плотный основной материал на хребты.

На суше есть несколько мест, где можно увидеть и даже постоять на одном из этих хребтов. Исландия одна. Там европейская и североамериканская плиты отдаляются друг от друга примерно с той же скоростью, с которой растут ваши ногти. Срединно-океанические хребты на самом деле представляют собой один длинный хребет, который продолжается через каждый океан в мире, и в общей сложности 49 700 миль это самый длинный горный хребет на Земле.

Субдукция и вулканы

Поскольку океаническая кора более плотная, чем континентальная, она очень медленно погружается под тектонические плиты континентов по мере того, как отталкивается от срединно-океанических хребтов. Это процесс, известный как субдукция .

На границах плит, где это происходит, которые известны как зоны субдукции , тающая океаническая кора соединяется с морской водой, которая увлекается вместе с ней, образуя взрывоопасные вулканы, подобные которым включают Кракатау и гору Св.Хеленс.

Как мы отмечали ранее, офиолиты, от греческих слов, означающих «змеиный камень», представляют собой куски океанической коры, которые были подняты и оставлены над уровнем моря, когда окружающее морское дно погружалось. Они были названы в честь змей, потому что серпентинит является важной частью этих пород. Поскольку офиолиты забрались на свои континентальные «спасательные плоты», они избежали процесса переработки; таким образом, эти породы намного старше любой другой части современной океанической коры. Офиолиты можно найти, среди прочего, в Ньюфаундленде, Новой Зеландии и Омане.

Магнитные аномалии

Геологи и геофизики многое узнали об океанической коре, изучая офиолиты. Другим важным источником информации являются магнитных аномалий , или вариаций напряженности магнитного поля Земли. Примерно каждые несколько сотен тысяч лет магнитное поле Земли «переворачивается», и любая порода, содержащая магнитный материал, фиксирует направление поля в то время, когда эта порода остыла. После того, как геофизические исследования выявили совпадающие полосы «полос» переменного магнитного поля в океанической коре по обе стороны от срединно-океанических хребтов, ученые поняли, что это подтверждает теорию тектонических плит, и даже рассказали нам, как быстро двигались плиты.

Краткое содержание урока

В самых глубоких и темных частях океанов, местах на Земле, которые до сих пор остаются для нас самыми загадочными, тектонические силы формируют и разрушают океаническую кору. Изучая залежи древних горных пород, магнитные поля и другие методы, ученые Земли дополняют наши знания об этом обширном регионе нашей планеты.

Условия океанической коры

Условия	Определения
Океаническая кора	часть земной коры, образующая морское дно
Офиолиты	фрагменты океанической коры, которые иногда выбрасываются на поверхность континента из-за поднятия
Сима	другой термин для пород океанической коры
Мафик	подводные магматические породы
Дайки	остатки каналов, которые когда-то поднимали расплавленную породу из глубины литосферы
Срединно-океанические хребты	подводные горные хребты, которые образуются там, где плиты земной коры отрываются друг от друга
Субдукция	океаническая кора плотнее континентальной и очень медленно погружается под тектонические плиты континентов
Зоны субдукции	границы плит, где происходит субдукция
Магнитные аномалии	вариации напряженности магнитного поля Земли

Результаты обучения

После просмотра видеоролика об океанической коре вы можете:

• Описать океаническую кору
• Обсудить состав
• Изображение срединно-океанического хребта
• Понять, что такое субдукция и зоны субдукции
• Укажите значение магнитных аномалий

Океаническая кора – обзор

II.

А.2 Изотопный состав кислорода океанической коры

Океаническая кора на основании сейсмологических исследований морского дна, драгирования, бурения и изучения офиолитов на суше слоистая, состоящая из верхнего осадочного слоя, среднего базальтового вулканический слой и нижний третий слой, состоящий из габбровых плутонических пород. На зрелой океанической коре осадочный слой состоит из различных пропорций биогенных и терригенных отложений в зависимости от положения океанической коры по широте и продуктивности поверхностного океана.

На срединно-океаническом хребте срастается начальная океаническая кора с изотопным составом, типичным для базальтов срединно-океанического хребта, т.е. 5,7 промилле. Эта первоначально нетронутая кора немедленно реагирует с морской водой, потому что ось хребта действует как тепловой двигатель, приводящий в движение гидротермальную циркуляцию по всей затвердевшей океанической коре. За очень короткий период времени (< 1 млн лет) магматическая часть океанической коры становится зональной по δ ¹⁸ O, при этом верхняя часть коры обогащается ¹⁸ O, а нижняя часть коры обедняется. в ¹⁸ O по отношению к первозданному базальту срединно-океанического хребта.Эти изменения значений δ ¹⁸ O являются следствием температурной зависимости обмена между базальтом и морской водой.

Гидротермальные изменения, возникающие в результате циркуляции морской воды через океаническую кору, приводят к образованию гидратированной ¹⁸ O-обогащенной фации цеолит-зеленосланцевой фации верхней коры и ¹⁸ O-обедненной амфиболит-гранулитовой фации нижней коры ( Рисунок 1). Граница между двумя зонами примерно соответствует границам океанических слоев 2 и 3 или контакту между расслоенными дайковыми комплексами и габбро в офиолитовых комплексах.Эта зональность возникает из-за (1) геометрии аккреции океанической коры, (2) контраста температуры между вышележащим океаном и горячей магмой, внедрившейся в систему хребтов, и (3) контраста между изотопным составом кислорода морской воды. и мантийные магмы.

РИСУНОК 1. Составная структурная колонка Самаильского офиолитового комплекса показывает типичный профиль δ ¹⁸ O через офиолит, аналог океанической коры. Верхняя кора, обогащенная ¹⁸ O, дополняет нижнюю кору, обедненную ¹⁸ O.Первоначально магмы, поступающие из астеносферы под центр спрединга, однородны по своим значениям δ ¹⁸ O, + 5,7. Субсолидусный обмен с циркулирующей морской водой приводит к перераспределению ¹⁸ O в земной коре. Баланс между обогащенной и обедненной частями корок указывает на то, что среднее объемное фракционирование между морской водой и мантией близко к стационарному значению. Определения Sm-Nd и Rb-Sr существуют для образцов, отмеченных их номерами образцов.Сквозные связи в обнажении ОМГ 65, 66 позволяют восстановить большую часть температурной истории гидротермальной системы в одном месте.

Пелагические отложения залегают на изверженных породах океанической коры, и в них преобладают два поступления: биогенный детрит с поверхности океана (кремнезем и карбонаты) и переносимые по воздуху терригенные материалы, полученные с континентов или в результате извержений вулканов на островных дугах, которые оседают в океане жить на морском дне. Биогенный материал осаждается в толще воды различными организмами, выделяющими кремний и карбонаты.В сегодняшних океанах эти материалы представляют собой основной поглотитель растворенной нагрузки рек, несущих сигнатуры химического выветривания с континентов. В терригенной составляющей преобладают глинистые минералы, образовавшиеся в результате континентального выветривания или химического выветривания вулканического пепла.

В совокупности все эти отложения обогащены ¹⁸ O, выпадающими из кремнистых илов с самыми высокими значениями δ ¹⁸ O (>35 промилле), карбонатных илов с промежуточными значениями δ ¹⁸ O (≈30 промилле ) и глины (≈20 промилле в зависимости от их происхождения).Поскольку скорость отложения пелагических отложений очень низкая, миллиметры за тысячу лет, верхний осадочный слой относительно тонкий (менее нескольких сотен метров).

В целом верхняя часть океанической коры, слои 1 и 2, гидратирована, ¹⁸ O–обогащена, обогащена радиогенными изотопами, такими как ⁸⁷ Sr, и обогащена несовместимыми элементами по отношению к ¹⁸ O-обедненная более тугоплавкая и менее водосодержащая кора габброидов. Эта структура имеет значение для переноса материала из субдуктивной океанической коры в мантийные клинья над зонами субдукции.

18.2 Геология океанической коры – физическая геология

Как мы обсуждали в главе 10, океаническая кора формируется на ложных спрединговых хребтах из магмы, образовавшейся в результате декомпрессионного плавления горячих движущихся вверх мантийных пород (рис. 10.18). В этих условиях плавится около 10% мантийных пород, образуя основную магму. Эта магма просачивается на морское дно, образуя базальтовые подушечки (рис. 18.1), брекчии (обломочная базальтовая порода) и потоки, иногда переслаивающиеся с известняками или кремнями. Под вулканическими породами залегают слои с габброидными пластинчатыми дайками (которые иногда доходят до подушечного слоя), габброидными штоками и, наконец, расслоенными перидотитами (ультраосновными породами) в основании. Ниже этого лежит ультраосновная порода мантии. Со временем магматические породы океанической коры покрываются слоями отложений, которые со временем становятся осадочными породами, включая известняки, аргиллиты, кремни и турбидиты. Литология слоев океанической коры показана на рис. 18.6.

Рис. 18.6 Схематическое изображение литологических слоев типичной океанической коры [SE]

 

Возраст океанической коры был определен путем систематического картирования вариаций силы магнитного поля Земли на морском дне и сравнения результатов с нашим пониманием хронологии инверсии магнитного поля Земли за последние несколько сотен миллионов лет. Возраст различных частей земной коры показан на рисунке 18.7. Древнейшая океаническая кора в восточном Средиземноморье имеет возраст около 280 млн лет, а возраст самых старых частей открытого океана составляет около 180 млн лет по обе стороны северной Атлантики. Это может показаться удивительным, учитывая, что части континентальной коры имеют возраст около 4000 млн лет, что самое старое морское дно имеет возраст менее 300 млн лет. Конечно, причина этого в том, что все более древнее морское дно было либо погружено, либо поднято вверх, чтобы стать частью континентальной коры. Например, в Британской Колумбии есть фрагменты морского дна, возраст которых составляет около 380 и 220 млн лет, а на Канадском щите есть аналогичные породы, возраст которых превышает 3 млрд лет.

Как и следовало ожидать, вблизи спрединговых хребтов океаническая кора очень молода (рис. 18.7), и существуют очевидные различия в скорости спрединга морского дна вдоль разных хребтов. Хребты Тихого и юго-восточного Индийского океанов имеют широкие возрастные полосы, указывающие на быстрое распространение (в некоторых районах приближается к 10 см/год в каждую сторону), в то время как хребты Атлантического и западного Индийского океанов распространяются гораздо медленнее (менее 2 см). /y с каждой стороны в некоторых областях).

Рисунок 18.7 Возраст океанической коры [SE после NOAA на http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/ocean_age/data/2008/image/age_oceanic_lith.jpg]

Упражнение 18.2 Эпоха погружающейся коры

На этой карте показаны магнитные узоры на пластине Хуана де Фука. Цветные полосы представляют собой периоды нормального магнетизма, а белые полосы представляют собой периоды обратного магнетизма. Также показана шкала времени перемагничивания.

1. Сколько лет самой старой части плиты Хуан-де-Фука, которая погружается вдоль границы субдукции Каскадия?

2.Сколько лет самой молодой части плиты Хуан де Фука, которая погружается?

Показанные здесь магнитные узоры и хронология имеют цветовую кодировку, чтобы облегчить их интерпретацию, но на большинстве таких карт магнитные узоры показаны только в виде черных и белых полос, что значительно затрудняет интерпретацию возраста морского дна. . Модели инверсии магнитного поля, которые не имеют контекста (например, возраст 0 вдоль спредингового хребта в данном случае), очень трудно интерпретировать. [СЭ чертеж]

Как видно из рис. 18.2 и 18.3 морское дно усеяно цепочками подводных гор, изолированных подводных гор и океанических островов. Почти все эти объекты являются вулканами, и большинство из них намного моложе океанической коры, на которой они образовались. Некоторые подводные горы и океанические острова образуются над мантийными плюмами, лучший пример — Гавайи. Возраст самой старой из гавайских/императорских подводных гор составляет около 80 млн лет назад; он расположен на океанической коре возрастом от 90 до 100 млн лет. Самому молодому из гавайских лав — вулкану Килауэа на острове Гавайи — всего несколько часов (или меньше!), и остров окружен океанической корой, возраст которой составляет около 85 млн лет.На всех вулканических островах, образовавшихся из мантийных плюмов, преобладают основные породы.

Многие подводные горы связаны с субдукцией вдоль конвергентных границ океан-океан. К ним относятся Алеутские острова, простирающиеся от Аляски до России, и Малые Антильские острова в восточной части Карибского моря.

Некоторые из линейных поясов вулканов в Тихом океане, как вулканы Гавайско-Императорской цепи или Галапагосских островов, не показывают отношения возраст-расстояние. Например, острова Лайн, которые простираются более чем на 1000 км к югу от Гавайской цепи, были сформированы между 70 и 85 млн лет назад и интерпретируются как связанные с рифтогенезом.

Большинство тропических островов связаны с карбонатными рифами, в некоторых случаях в виде окраин вокруг острова, а в некоторых случаях в качестве барьеров на некотором расстоянии. Во многих случаях риф есть, но остров, который, как предполагается, привел к его образованию, исчез. Формирование окаймляющих рифов , барьерных рифов и атоллов показано на рис. 18.8.

Рис. 18.8. Образование окаймляющего рифа, барьерного рифа и атолла вокруг опускающегося тропического вулканического острова.[SE]

 

Ключевым фактором в этом процессе является изменение уровня моря либо из-за послеледникового подъема уровня моря, либо из-за опускания вулкана — по мере его удаления от спредингового хребта — либо из-за того и другого. Если скорость изменения уровня моря достаточно медленная (например, менее 1 см/год), риф может сохранять свое положение на уровне моря еще долго после того, как его родительский вулканический остров исчез под волнами.

Переработка и метаболическая гибкость определяют жизнь в нижней части океанической коры

Shah Walter, S.Р. и др. Микробное разложение морской растворенной органики в прохладной океанической коре. Нац. ГеоСки . 11 , 334–339 (2018).

ОБЪЯВЛЕНИЕ КАС Статья Google Scholar

Д’Ондт С., Резерфорд С. и Спивак А. Дж. Метаболическая активность подземной жизни в глубоководных отложениях. Наука 295 , 2067–2070 (2002).

ОБЪЯВЛЕНИЕ пабмед Статья Google Scholar

Йоргенсен, Б.B. Глубоководные микробные клетки в состоянии физиологического ожидания. Проц. Натл акад. науч. США 108 , 18193–18194 (2011).

ОБЪЯВЛЕНИЕ пабмед Статья Google Scholar

«>

Hoehler, T.M. & Jørgensen, B.B. Микробная жизнь при крайнем ограничении энергии. Нац. Ред. Микробиол . 11 , 83–94 (2013).

КАС пабмед Статья Google Scholar

Талли Б.Дж., Уит, К.Г., Глейзер, Б.Т. и Хубер, Дж.А. Динамичное микробное сообщество с высокой функциональной избыточностью населяет холодный кислородный подводный водоносный горизонт. ИСМЭ J . 12 , 1–16 (2018).

КАС пабмед Статья Google Scholar

Сантелли, С. М., Эдгкомб, В. П., Бах, В. и Эдвардс, К. Дж. Разнообразие и обилие бактерий, населяющих лавы морского дна, положительно коррелируют с изменением горных пород. Окружающая среда. Микробиол . 11 , 86–98 (2009).

КАС пабмед Статья Google Scholar

Юнгблут, С. П., Бауэрс, Р. М., Лин, Х. Т., Коуэн, Дж. П. и Раппе, М. С. Новые микробные сообщества, населяющие флюиды земной коры в подповерхностных базальтах срединно-океанических хребтов. ИСМЭ J . 10 , 2033–2047 (2016).

КАС пабмед ПабМед Центральный Статья Google Scholar

Шренк М.О., Хубер, Дж. А. и Эдвардс, К. Дж. Микробные провинции на дне моря. Энн. Преподобный мар. наук . 2 , 279–304 (2010).

Артикул Google Scholar

Мейсон, О. У. и др. Первое исследование микробиологии самого глубокого слоя океанической коры. PLoS ONE 5 , e15399 (2010 г.).

ОБЪЯВЛЕНИЕ пабмед ПабМед Центральный Статья КАС Google Scholar

Чжан, С., Фенг X. и Ван Ф. Разнообразие и метаболический потенциал подповерхностных микроорганизмов земной коры на западном склоне Срединно-Атлантического хребта. Перед. Микробиол . 7 , 363 (2016).

ПабМед ПабМед Центральный Google Scholar

Früh-Green, G.L. et al. Магматизм, серпентинизация и жизнь: результаты бурения массива Атлантиды (экспедиция IODP 357). Литос 323 , 137–155 (2018).

ОБЪЯВЛЕНИЕ Статья КАС Google Scholar

Липп, Дж. С. и Хинрихс, К.-У. Структурное разнообразие и судьба интактных полярных липидов в морских отложениях. Геохим. Космохим. Acta 73 , 6816–6833 (2009 г.).

ОБЪЯВЛЕНИЕ КАС Статья Google Scholar

Валентайн Д. Л. Адаптация к энергетическому стрессу определяет экологию и эволюцию архей. Нац. Ред. Микробиол . 5 , 316–323 (2007).

КАС пабмед Статья Google Scholar

«>

Summons, RE & Lincoln, S.A. в Fundamentals of Geobiology (eds Knoll, AH) 269–296 (John Wiley and Sons, 2012).

Свон, Б.К. и др. Потенциал хемолитоавтотрофии среди вездесущих линий бактерий в темном океане. Наука 333 , 1296–1300 (2011).

ОБЪЯВЛЕНИЕ КАС пабмед Статья Google Scholar

Шейк, К.С., Джейн, С. и Дик, Г.Дж. Метаболическая гибкость загадочного SAR324, выявленная с помощью метагеномики и метатранскриптомики. Окружающая среда. Микробиол . 16 , 304–317 (2014).

КАС пабмед Статья Google Scholar

Гросси, В. и др. Липиды моно- и диалкилглицеринового эфира в анаэробных бактериях: понимание биосинтеза мезофильного сульфатредуктора Desulfatibacillum alkenivorans PF2803 ^T . Заяв. Окружающая среда. Микробиол . 81 , 3157–3168 (2015).

КАС пабмед ПабМед Центральный Статья Google Scholar

Hawley, A.K. et al. Разнообразные бактерии Marinimicrobia могут опосредовать связанные биогеохимические циклы вдоль экотермодинамических градиентов. Нац. Коммуна . 8 , 1507 (2017).

ОБЪЯВЛЕНИЕ пабмед ПабМед Центральный Статья КАС Google Scholar

Келли, Д.С. и др. Экосистема, состоящая из серпентинита: гидротермальное поле «Затерянный город». Наука 307 , 1428–1434 (2005).

ОБЪЯВЛЕНИЕ КАС пабмед Статья Google Scholar

Пуэнте-Санчес, Ф. и др. Жизнеспособные цианобактерии в глубоких континентальных недрах. Проц. Натл акад. науч. США 115 , 10702–10707 (2018 г. ).

ПабМед Статья КАС Google Scholar

Кляйн, Ф., Грозева, Н. Г. и Зеевальд, Дж. С. Абиотический синтез метана и серпентинизация в флюидных включениях, содержащихся в оливине. Проц. Натл акад. науч. США 116 , 17666–17672 (2019).

ОБЪЯВЛЕНИЕ КАС пабмед Статья Google Scholar

Золотов М., Шок Э. Л. Абиотический синтез полициклических ароматических углеводородов на Марсе. Ж. Геофиз. Рез. Планеты 104 , 14033–14049 (1999).

ОБЪЯВЛЕНИЕ КАС Статья Google Scholar

Fonknechten, N. et al. Clostridium sticklandii , специалист по расщеплению аминокислот: пересмотр его метаболизма через последовательность генома. BMC Genomics 11 , 555 (2010).

ПабМед ПабМед Центральный Статья КАС Google Scholar

«>

Cai, L. et al.Сравнительное геномное исследование генов полигидроксиалканоатов (PHA) и эктоина, относящихся к Halomonas sp. TD01 выявил обширные события горизонтального переноса генов и коэволюционные отношения. Микроб. Сотовый факт . 10 , 88 (2011).

КАС пабмед ПабМед Центральный Статья Google Scholar

Jendrossek, D. & Handrick, R. Микробная деградация полигидроксиалканоатов. Анну. Ред. Микробиол . 56 , 403–432 (2002).

КАС пабмед Статья ПабМед Центральный Google Scholar

Лю Г. и др. Эноил-КоА-гидратаза опосредует мобилизацию полигидроксиалканоатов в Haloferax mediterranei . Науч. Реп . 6 , 24015 (2016).

ОБЪЯВЛЕНИЕ КАС пабмед ПабМед Центральный Статья Google Scholar

«>

Хан, Дж.и другие. Полная последовательность генома метаболически разностороннего галофильного археона Haloferax mediterranei , продуцента поли(3-гидроксибутират-ко-3-гидроксивалерата). Дж. Бактериол . 194 , 4463–4464 (2012).

КАС пабмед ПабМед Центральный Статья Google Scholar

Лин, Х.-Т. и другие. Неорганическая химия, состав газов и растворенный органический углерод во флюидах из отложений молодой базальтовой коры на склонах хребта Хуан де Фука. Геохим. Космохим. Acta 85 , 213–227 (2012).

ОБЪЯВЛЕНИЕ КАС Статья Google Scholar

Сантос-Бенейт, Ф. Фо-регулон: огромная регуляторная сеть у бактерий. Перед. Микробиол . 6 , 402 (2015).

ПабМед ПабМед Центральный Статья Google Scholar

«>

Zinke, L.A. et al. Процветать или выживать? Оценка активных микробных гильдий в отложениях Балтийского моря. Окружающая среда. микробиол. Реп . 9 , 528–536 (2017).

КАС пабмед Статья Google Scholar

Дик, Х. Дж. Б. и др. Массив габбро Атлантис-Бэнк, Юго-Западный Индийский хребет. Прог. Планета Земля. Наука . 6 , 64 (2019).

ОБЪЯВЛЕНИЕ Статья Google Scholar

Фокс, П.Дж. и Галло, Д.Г. Тектоническая модель границ плит гребень-преобразование-гребень: последствия для структуры океанической литосферы. Тектонофизика 104 , 205–242 (1984).

ОБЪЯВЛЕНИЕ Статья Google Scholar

Дик, Х. Дж. Б. и др. Динамическая аккреция под сегментом медленно спредингового хребта: отверстие IODP 1473A и комплекс океанического ядра Atlantis Bank. Ж. Геофиз. Рез. Solid Earth 124 , 12631–12659 (2019).

ОБЪЯВЛЕНИЕ Статья Google Scholar

Бэйнс, А.Г. и др. Механизм образования аномального поднятия океанических ядерных комплексов: банк Атлантис, юго-запад Индийского хребта. Геология 31 , 1105–1108 (2003).

ОБЪЯВЛЕНИЕ Статья Google Scholar

Мороно, Ю., Терада, Т., Каллмейер, Дж. и Инагаки, Ф. Усовершенствованный метод разделения клеток для морских подповерхностных отложений: приложения для высокопроизводительного анализа с использованием проточной цитометрии и сортировки клеток. Окружающая среда. Микробиол . 15 , 2841–2849 (2013).

КАС пабмед ПабМед Центральный Google Scholar

Лундин, А., Хасенсон, М., Перссон, Дж. и Пусетт, А. Оценка биомассы в растущих клеточных линиях с помощью анализа аденозинтрифосфата. Методы Enzymol . 133 , 27–42 (1986).

КАС пабмед Статья Google Scholar

Кулен, М.J. & Overmann, J. Функциональные экзоферменты как индикаторы метаболически активных бактерий в слоях сапропеля возрастом 124 000 лет в восточной части Средиземного моря. Заяв. Окружающая среда. Микробиол . 66 , 2589–2598 (2000).

КАС пабмед ПабМед Центральный Статья Google Scholar

Пелла, Э. Элементный органический анализ. Часть 1, исторические события. утра. Лаборатория . 22 , 116–125 (1990).

КАС Google Scholar

Пелла, Э. Элементный органический анализ. Часть 2: Современное состояние. утра. Лаборатория . 22 , 28–32 (1990).

КАС Google Scholar

Whiteside, J. H. et al. Палеоэкология великого озера Пангей на пороге конца триасового вымирания. Палеогеогр. Палеоклимат. Палеоэколь . 301 , 1–17 (2011).

Артикул Google Scholar

Sturt, HF, Summons, RE, Smith, K., Elvert, M. & Hinrichs, KU Интактные липиды полярных мембран прокариот и отложений, расшифрованные с помощью высокоэффективной жидкостной хроматографии/многоступенчатой ​​масс-спектрометрии с ионизацией электрораспылением — новые биомаркеры для биогеохимия и микробная экология. Быстрая общ. Масс-спектр . 18 , 617–628 (2004).

ОБЪЯВЛЕНИЕ КАС пабмед Статья Google Scholar

Клейн, А.Т. и др. Исследование химического интерфейса во взаимодействиях соя-тля и рис-бактерии с использованием MALDI-масс-спектрометрии. Анал. Химия . 87 , 5294–5301 (2015).

КАС пабмед Статья Google Scholar

Becker, K.W. et al. Усовершенствованный метод анализа липидов эфирного ядра архей и бактерий. Орг. Геохим . 61 , 34–44 (2013).

КАС Статья Google Scholar

Парада, А.Э., Нидхэм, Д. М. и Фурман, Дж. А. Каждое основание имеет значение: оценка праймеров рРНК малых субъединиц для морских микробиомов с фиктивными сообществами, временными рядами и глобальными полевыми образцами. Окружающая среда. Микробиол . 18 , 1403–1414 (2016).

КАС Статья пабмед Google Scholar

Caporaso, J.G. et al. QIIME позволяет анализировать данные секвенирования с высокой пропускной способностью. Нац. Методы 7 , 335–336 (2010).

КАС пабмед ПабМед Центральный Статья Google Scholar

Salter, S.J. et al. Загрязнение реагентами и лабораториями может критически повлиять на анализ микробиома на основе последовательности. БМС Биол . 12 , 87 (2014).

ПабМед ПабМед Центральный Статья КАС Google Scholar

Sheik, C.S. et al. Идентификация и удаление загрязняющих последовательностей из баз данных рибосомных генов: уроки переписи глубинной жизни. Перед. Микробиол . 9 , 840 (2018).

ПабМед ПабМед Центральный Статья Google Scholar

Cole, J.R. et al. Проект базы данных рибосом: улучшенное выравнивание и новые инструменты для анализа рРНК. Рез. нуклеиновых кислот . 37 , Д141–Д145 (2009 г. ).

КАС пабмед Статья Google Scholar

Болджер, А.M., Lohse, M. & Usadel, B. Trimmomatic: гибкий триммер для данных последовательностей Illumina. Биоинформатика 30 , 2114–2120 (2014).

КАС пабмед ПабМед Центральный Статья Google Scholar

Langmead, B. & Salzberg, S.L. Быстрое выравнивание по промежуткам с помощью Bowtie 2. Nat. Методы 9 , 357–359 (2012).

КАС пабмед ПабМед Центральный Статья Google Scholar

Ли Б.& Dewey, CN RSEM: точная количественная оценка транскриптов по данным секвенирования РНК с эталонным геномом или без него. BMC Bioinformatics 12 , 323 (2011).

КАС пабмед ПабМед Центральный Статья Google Scholar

«>

Финн, Р. Д. и др. База данных семейств белков Pfam: к более устойчивому будущему. Рез. нуклеиновых кислот . 44 , Д279–Д285 (2016).

КАС пабмед Статья Google Scholar

Петерсен, Т.Н., Брунак С., фон Хейне Г. и Нильсен Х. SignalP 4.0: различение сигнальных пептидов из трансмембранных областей. Нац. Методы 8 , 785–786 (2011).

КАС пабмед Статья Google Scholar

Крог А., Ларссон Б., фон Хейне Г. и Зоннхаммер Э. Л. Л. Прогнозирование топологии трансмембранных белков с помощью скрытой марковской модели: применение к полным геномам. Дж. Мол. Биол . 305 , 567–580 (2001).

КАС пабмед Статья ПабМед Центральный Google Scholar

Лагесен, К. и др. RNAmmer: последовательная и быстрая аннотация генов рибосомной РНК. Рез. нуклеиновых кислот . 35 , 3100–3108 (2007).

ОБЪЯВЛЕНИЕ КАС пабмед ПабМед Центральный Статья Google Scholar

Глассинг А., Дауд, С. Э., Галандюк, С., Дэвис, Б. и Чиодини, Р. Дж. Присущая бактериальная ДНК контаминация реагентов для экстракции и секвенирования может повлиять на интерпретацию микробиоты в образцах с низкой бактериальной биомассой. Гат Патог . 8 , 24 (2016).

ПабМед ПабМед Центральный Статья КАС Google Scholar

Ле Кальвес, Т., Бурго, Г., Маэ, С., Барбье, Г. и Ванденкорнхейс, П. Разнообразие грибов в глубоководных гидротермальных экосистемах. Заяв. Окружающая среда. Микробиол . 75 , 6415–6421 (2009 г.).

ПабМед ПабМед Центральный Статья КАС Google Scholar

«>

Бурго Г., Арзур Д., Дюран Л., Камбон-Бонавита М.-А. и Барбье, Г. Морские культивируемые дрожжи в глубоководных гидротермальных жерлах: видовое богатство и связь с фауной. FEMS микробиол. Экол . 73 , 121–133 (2010).

КАС пабмед Google Scholar

Валентайн Д.Л. и др. Дыхание пропаном запускает реакцию микробов на глубокий разлив нефти. Наука 330 , 208–211 (2010).

ОБЪЯВЛЕНИЕ КАС пабмед Статья Google Scholar

Жизнь обнаружена глубоко внутри океанической коры Земли

Ученые впервые обнаружили микробов, живущих глубоко внутри океанической коры Земли — темной вулканической породы на дне моря. Эта кора имеет толщину в несколько километров и покрывает 60% поверхности планеты, что делает ее самой большой средой обитания на Земле.

Микробы внутри него, по-видимому, выживают в основном за счет использования водорода, образующегося при протекании воды через богатую железом породу, для преобразования углекислого газа в органическое вещество. Этот процесс, известный как хемосинтез, отличается от фотосинтеза, в котором для той же цели используется солнечный свет.

Хемосинтез также питает жизнь в других глубоководных местах, таких как гидротермальные жерла, но они ограничены краями континентальных плит. Океаническая кора намного больше.Если подобные микробы будут обнаружены повсюду, кора «станет первой крупной экосистемой на Земле, работающей на химической энергии, а не на солнечном свете», — говорит Марк Левер, эколог из Орхусского университета в Дании, который руководил исследованием. Результаты опубликованы в журнале Science .

«Это исследование имеет большое значение, поскольку оно подтверждает существование глубоко подповерхностной биосферы, населенной анаэробными микроорганизмами», — говорит Курт Конхаузер, геомикробиолог из Университета Альберты в Эдмонтоне, Канада.

Океаническая кора образуется на хребтах между тектоническими плитами, где поднимающаяся лава встречается с морской водой и охлаждается. Новорожденная порода — в основном базальт — отталкивается от хребтов и погребается под толстыми отложениями. Хотя ученым давно известно, что микробы живут в этих отложениях и обнаженном базальте, который еще не был покрыт, более глубокие, погребенные части земной коры остаются загадкой. «До нашего исследования все еще не было ясно, есть ли там жизнь», — говорит Левер.

Под водой
В 2004 году Левер отплыл на борту американского исследовательского судна JOIDES Resolution , чтобы собрать образцы из одного из наиболее изученных регионов океанической коры к западу от штата Вашингтон. Обычно на корабле находится команда геологов, но на этот раз «на борту было пять микробиологов», — говорит Левер.

Команда, в которую входили ученые из шести разных стран, пробурила 265 метров отложений и 300 метров земной коры, чтобы собрать базальт, который образовался около 3 лет назад.5 миллионов лет назад. В своих образцах исследователи обнаружили гены микробов, которые метаболизируют соединения серы и некоторые из них производят метан.

Чтобы проверить, принадлежат ли гены живым или давно умершим микробам, ученые нагрели образцы горных пород до 65 °C в воде, богатой химическими веществами, найденными на морском дне. Со временем образовался метан, что свидетельствует о том, что микробы живут и растут.

Левер убежден, что микробы — не автостопщики с поверхности, а настоящие жители земной коры.«Когда я отправился в эту экспедицию, я думал, что получить чистые образцы невозможно, — говорит он. Он изменил свое мнение после того, как вскрыл образцы: команда добавила небольшое количество маркерных химикатов в жидкость, которую они использовали для отбора образцов, но хотя эти химикаты покрывали камни снаружи, внутри их почти не было. Теперь Левер планирует проанализировать фрагменты земной коры, собранные в других местах Тихого океана и северной Атлантики.

«Учитывая большой объем коры под морским дном, нельзя не задаться вопросом, как количество живой биомассы там сравнивается с количеством на поверхности Земли», — говорит Конхаузер.

Эта статья воспроизведена с разрешения журнала Nature . Статья была впервые опубликована 14 марта 2013 г.

Кураторское упражнение

Откройте интерактивную симуляцию «Тектоника плит» из PhET (https://phet.colorado.edu/en/simulation/plate-tectonics) в Университете Колорадо в Боулдере. (Примечание. Возможно, вам потребуется установить Java.) Это моделирование позволяет исследовать структуру земной коры и влияние движение вдоль границ плит.

A. Корка
Нажмите на вкладку Корка . Обратите внимание, что вы можете сделать далее:

• Увеличение и уменьшение
• Изменение температуры, состава или толщины корки
• Просмотр плотности и/или температуры корки
• Используйте инструменты в наборе инструментов для измерения толщины, температура или плотность корки

Щелкните Сбросить все , установите флажок Показать метки , а затем полностью уменьшить масштаб.

1. Какие слои показаны в порядке от внешнего к внутреннему?
1. Мантия, ядро, кора
2. Континентальная кора, океаническая кора, мантия, ядро ​​
3. Кора, мантия, нижняя мантия, внешняя ядро, внутреннее ядро ​​
4. Континентальная кора, континентальная мантия, океаническая кора, океаническая мантия


2. Какой слой самый плотный?
1. Кора
2. Мантия
3. Внутреннее ядро ​​
4. Нижняя мантия

Увеличьте масштаб.

3. Какое утверждение лучше всего описывает разницу между океанической корой и Континентальный разлом?
1. Океаническая кора толще и плотнее чем континентальная кора.
2. Океаническая кора тоньше и плотнее чем континентальная кора.
3. Океаническая кора толще и меньше плотнее, чем континентальная кора.
4. Океаническая кора тоньше и меньше плотнее, чем континентальная кора.

Изменить состав коры, чтобы она была богаче железо.(Чтобы сделать это, вам нужно будет полностью увеличить изображение.)

4. Что происходит с корой?
1. Кора тонет.
2. Корка становится тоньше.
3. Корка становится теплее.
4. Корка становится менее плотной.

Нажмите Сбросить все . Затем переместите ползунок Толщина до упора вправо, чтобы увеличить толщину коры до Пойду.

5. Что происходит с корой?
1. Поверхность земной коры становится выше, и база также перемещается выше.
2. Глубина основания земной коры увеличивается, и поверхность становится выше.
3. Поверхность земной коры становится выше, но глубина основания остается прежней.
4. Глубина основания земной коры увеличивается, но поверхность остается на том же уровне.

Нажмите Сбросить все . Затем переместите инструмент «Линейка» так, чтобы он измеряет вниз от поверхности океана и переместите ползунок Температура все вплоть до.

6. Что происходит с корой?
1. Плотность земной коры увеличивается, и корочка тонет.
2. Плотность земной коры уменьшается, и корка поднимется.
3. Толщина корки уменьшается, но плотность увеличивается.
4. Толщина корки увеличивается, но плотность уменьшается.

Нажмите Сбросить все . Затем поэкспериментируйте с разными комбинации температуры, состава и толщины.

7. Какая комбинация приводит к самой глубокой океанской воде?
1. Холодный, больше железа, тонкий
2. Больше железа, толстый, холодный
3. Тонкий, холодный, больше кремнезема
4. Больше кремнезема, теплый, толстый

Б.Движение пластины

Щелкните вкладку Движение пластины . Обратите внимание, что вы можете сделать следующее:

• Выберите типы корочки, с которыми вы хотите поэкспериментировать
• Просмотр плотности и/или температуры корки
• Используйте инструменты в наборе инструментов для измерения толщины, температура или плотность корки

Щелкните Сбросить все . Перетащите континентальную кору на справа и молодая океаническая кора слева.Выберите Ручной режим и затем нажмите на стрелку около 10 раз.

8. Что происходит с корой?
1. Новая океаническая кора формируется вдоль граница плиты.
2. Континентальная кора начинает погружаться под молодой океанической корой.
3. Как океанические, так и континентальные коры деформироваться, образуя горный массив.
4. Молодая океаническая кора начинает погружаются под континентальную кору.

Нажмите Сбросить все .Перетащите молодую океаническую кору на справа и старая океаническая кора слева. Проверьте Автоматический режим . Выберите Convergent и нажмите Play .

9. Какое утверждение лучше всего описывает происходящее?
1. Вдоль р. граница плиты.
2. Горный пояс складчато-надвиговый формируется вдоль границы плиты.
3. Субдукты молодой океанической коры под старой океанической корой.
4. Субдукты древней океанической коры под молодой океанической корой.

Нажмите Сбросить все . Перетащите молодую океаническую кору на справа и старая океаническая кора слева. Отметьте Show Labels и используйте прибор для измерения плотности.

10. Который утверждение о плотности верно?
1. Молодая океаническая кора более плотная чем старая океаническая кора и мантия.
2. Старая океаническая кора плотнее, чем молодая океаническая кора и мантия.
3. Старая океаническая кора плотнее, чем молодая океаническая кора, но мантия более плотная, чем обе.
4. Молодая океаническая кора более плотная чем старая океаническая кора, но мантия плотнее обоих.

Проверка Автоматический режим и Температура . Чек Расходящийся , и нажмите Играть .

11. Какой утверждение лучше всего описывает, что происходит?
1. Вода в океане медленно увеличивается в температура.
2. Горячий материал поднимается из мантии вдоль границы плиты.
3. Холодная кора океана погружается в мантии вдоль границы плиты.
4. Старая океаническая кора увеличивается в температуры по мере удаления от гребня.

Нажмите Сбросить все . Создать континентально-континентальный граница плиты. Выберите Automatic Mode и Convergent и нажмите Play .

12. Какой утверждение лучше всего описывает, что происходит?
1. Корка сминается, образуя горы.
2. Элементы поверхности смещены по горизонтали.
3. Более древние субдукты континентальной коры под более молодой континентальной корой.
4. Кора истончается, а затем появляется новый океан корка образуется вдоль границы плиты.

Нажмите Сбросить все . Создать континентально-континентальный граница плиты. Выберите Automatic Mode и Divergent и нажмите Play .

13. Который утверждение лучше всего описывает, что происходит?
1. Океаническая кора утолщается по мере плиты сходятся.
2. Новая океаническая кора формируется по мере плиты расходятся.
3. Континентальная кора истончается и превращается в океаническую кору.
4. Новые формы континентальной коры материал извергается внутрь границы плиты.

Нажмите Сбросить все . Создать континентально-континентальный граница плиты. Нажмите на Оба , чтобы просмотреть температуру и плотность. Выберите Automatic Mode и Transform и нажмите Play .

14. Который утверждение лучше всего описывает, что происходит?
1. Поверхностные элементы земной коры смещены латерально.
2. Плотность земной коры вдоль граница плиты увеличивается.
3. Толщина земной коры вдоль границы плиты меняются.
4. Температура земной коры вдоль граница плиты увеличивается.

Нажмите Сбросить все . Создайте пластину океан-континент граница. Просмотр как температуры, так и плотности. Выберите Автоматический режим и Преобразование , и нажмите Играть .

15. Который утверждение лучше всего описывает, что происходит?
1. Океаническая кора надвинута вверх континента.
2. Океаническая кора тает и превращается в Континентальный разлом.
3. Континентальная кора истончается от тепла поднимается из мантии.
4. Континентальная кора утолщается по мере магма внедряется из мантии ниже.

Нажмите Сбросить все . Создайте плиту океан-океан граница. Просмотр как температуры, так и плотности. Выберите Автоматический режим и Преобразование , и нажмите Играть .

16. Который утверждение лучше всего описывает, что происходит?
1. Вода в океане нагревается.
2. Океаническая кора тает и извергается.
3. Океаническая кора смещается вдоль вина.
4. Плотность океанской воды увеличивается.

Нажмите Сбросить все . Создайте пластину океан-континент граница. Просмотрите плотность и температуру и покажите метки.

17. Который утверждение о строении Земли верно?
1. Континентальная литосфера толще океанической литосферы.
2. Термин «корка» является синонимом термин «литосфера».
3. Литосфера имеет последовательную температура и плотность на всем протяжении.
4. Основание литосферы находится на одинаковая глубина везде на Земле.

Щелкните здесь, чтобы получить ответы на это упражнение.

Формирование океанической коры в конце концов динамично — ScienceDaily

Представьте земную кору в виде кожи планеты: некоторые участки старые и морщинистые, а другие имеют более свежий и молодой блеск, как если бы их регулярно намыливали лосьоном.

Продолжая метафору, вырисовывается хорошая картина геологических процессов, приведших к образованию коры планеты. На суше континентальная кора, созданная однажды, может оставаться более или менее неизменной в течение миллиардов лет. Но древнейшей океанической коре всего около 200 миллионов лет, поскольку в центрах спрединга срединно-океанических хребтов постоянно формируется новая кора.

Хотя геологи знали, что океаническая кора постоянно пополняется, они не знали, что происходит под поверхностью, что приводит к обновлению поверхности.Какая геодинамика происходит в мантии, которая в конечном итоге создает новую кору, этот новый слой кожи на дне океана?

Ответ был неуловим отчасти потому, что до океанической коры трудно добраться, а инструменты, которые могут измерять сейсмическую активность, не полностью охватили местность, чтобы получить точную картину сил под поверхностью. Теперь ученые из Университета Брауна подробно и на беспрецедентной глубине наблюдали геологическое явление, известное как динамический апвеллинг в нижележащей мантии под спрединговым центром.Их результаты, опубликованные 26 ноября в Nature, , могут разрешить давние дебаты относительно относительной важности пассивного и динамического апвеллинга в неглубокой мантии под центрами спрединга на морском дне.

«Мы знаем, что кора океана образуется в результате всплытия под разделяющимися плитами», — сказал Дон Форсайт, профессор геологических наук в Брауновском университете. «Мы просто не знали, какая схема апвеллинга имела место, что существуют концентрированные центры апвеллинга, а не однородный апвеллинг.»

Считалось, что подъем мантии и плавление под центрами спрединга в основном является пассивной реакцией на разделение океанических плит наверху. Новое открытие показывает, что, по-видимому, также присутствует динамический компонент, обусловленный плавучестью расплава, оставшегося в породе, или более легким химическим составом породы, из которой был удален расплав.

Ученые из Брауна и Университета Род-Айленда основывали свои выводы на сейсмическом исследовании высокого разрешения в Калифорнийском заливе.В этом регионе имеется 25 сейсмометров, расположенных вдоль западного побережья Мексики и полуострова Нижняя Калифорния, лежащих по обе стороны от Калифорнийского залива. Юн Ван, аспирант Брауна и ведущий автор статьи, отслеживал скорость распространения сейсмических волн от одной станции к другой. Она заметила закономерность: сейсмические волны в трех локализованных центрах, расположенных на расстоянии около 250 километров (155 миль) друг от друга, распространяются медленнее, чем волны в окружающей мантии, что подразумевает наличие большего количества расплава в локализованных центрах и, следовательно, более сильный апвеллинг.Исходя из этого, геологи определили очаги, расположенные на глубине 40-90 километров (от 25 до 56 миль) под поверхностью, где наблюдались признаки динамического апвеллинга в мантии.

«Мы обнаружили закономерность, предсказанную некоторыми теоретическими моделями апвеллинга в срединно-океанических хребтах, — сказал Форсайт.

В то время как были проведены другие исследования геодинамики мантии, в первую очередь эксперимент на Восточно-Тихоокеанском поднятии, исследование Brown-URI показало сейсмическую активность или сдвиговую скорость сейсмических волн примерно в 200 километрах (124 мили) под поверхностью — — гораздо более глубокое сейсмическое проникновение в мантию, чем в предыдущих экспериментах.

Брайан Сэвидж, доцент геофизики в Университете Род-Айленда и один из авторов статьи, сказал, что открытие важно, потому что оно помогает дать «базовое понимание того, как формируется большая часть земной коры, как она появляется из нижней мантии, чтобы создать океаническую кору. Это фундаментальный научный вопрос, который помогает понять, как создается кора».

Исследование финансировалось Национальным научным фондом.

Источник истории:

Материалы предоставлены Университетом Брауна . Примечание. Содержимое можно редактировать по стилю и длине.

.