Skorupa oceaniczna

Przejście ze skorupy oceanicznej i kontynentalnej na pasywnej krawędzi kontynentalnej. Reprezentacja została znacznie uproszczona

Jako skorupa oceaniczna , również krótkotrwała skorupa oceaniczna jest nazywana oceaniczną częścią skorupy ziemskiej w konstrukcji skorupy ziemskiej ; jest częścią litosfery . Skorupa oceaniczna, podobnie jak kontynentalna , składa się w dużej mierze z krzemu i tlenu , ale w przeciwieństwie do tego ma wyższą zawartość magnezu , dlatego niektórzy autorzy używają uproszczonego skrótu Sima lub SiMa (w przeciwieństwie do SiAl dla skorupy kontynentalnej).

Podobnie jak litosfera kontynentów, litosfera oceaniczna jest w równowadze izostatycznej z astenosferą górnego płaszcza .

Proces rozwoju

Oceaniczna skorupa ziemska jest stale odbudowywana wzdłuż grzbietów śródoceanicznych , w procesie znanym jako rozprzestrzenianie się dna oceanu , a tak zwana metamorfoza dna oceanu zachodzi prawie w tym samym czasie , w którym skorupa jest uwodniona (jony OH są wbudowywane w minerały). W następstwie różniących się od siebie granicy płyt, skorupy oceanicznej rozrywa otwarte magmy od tej górnej części płaszcza wypływa i tworzy nowe skorupy. Szybkość, z jaką skorupa oceaniczna rozchodzi się, nazywana jest szybkością rozprzestrzeniania . Jest to różne w różnych obszarach i może się zmieniać w czasie. Podczas gdy ta nowa skorupa stygnie i zwiększa grubość, odsuwa się od miejsca swojego pochodzenia wraz ze starszą skórką jak przenośnik taśmowy. Na granicy między płytami a kontynentalną skorupą ziemską lub mniej gęstą oceaniczną skorupą ziemską (np. Na zachodnim Pacyfiku), oceaniczna skorupa ziemska zanurza się poniżej tego ( subdukcja ), a na powierzchni pojawia się głęboki kanał morski . Jest to możliwe, ponieważ w miarę ochładzania się skorupy oceanicznej utworzonej z materiału magmowego gęstość skorupy wzrasta, a nawet może przekraczać gęstość górnego płaszcza poniżej. Kiedy tonie, materiał skorupy ulega przemianie , a woda, która się oddziela, powoduje powstawanie stratowulkanów na skorupie ziemskiej powyżej.

powód

Istnieje kilka modeli wyjaśniających ruch ( tektonika płyt ) skorupy oceanicznej. W jednym z modeli przyczyną jest konwekcja płaszcza ziemskiego (patrz także konwekcja płaszcza ), w wyniku której skorupa ziemska jest poruszana za pomocą tarcia. W dalszym modelu (ciąg wsteczny, zakłada, że ​​skorupa oceaniczna jest rozerwana na grzbietach śródoceanicznych z powodu grawitacji . Pchnięcie grzbietu ) i jest ściągana w dół do stref subdukcji przez zanurzenie skorupy (Plattenzug, pol. Ciągnięcie płyty ). W tym modelu są inne siły, chociaż jest kwestionowane, która z sił odgrywa największą rolę.

cechy

Średnia gęstość skorupy oceanicznej, która jest bardzo ważna dla kształtu powierzchni ciała stałego i procesów tektonicznych płyt , jest zwykle podawana w podręcznikach z wartościami od 2,9 do 3,0 g / cm ³ .

grubość

Normalna oceanicznym skorupa ma grubość 7 km ± 1 km do nieciągłości Mohorovičić , a więc wynosi od 6 do 8 km km grubości . W strefach transformacji i na grzbietach śródoceanicznych o szczególnie wysokich szybkościach rozprzestrzeniania się grubość znacznie wzrasta z powodu dużej produkcji magmy. W sąsiedztwie gorących punktów grubość wynosi około 11 km, może dochodzić nawet do 20 km powyżej środka gorącego punktu. W miejscach, gdzie znajdują się wyspy lub łuki wysp , grubość skorupy oceanicznej wynosi od 15 do 30 km. Czasami skorupa oceaniczna zawiera również małe fragmenty skorupy kontynentalnej, które mogą mieć wtedy grubość przekraczającą 30 km.

Dla wartości wysokości i głębokości odpowiednich form powierzchniowych, średnia głębokość oceanów wynosi ok. 3700 m. ^* Należy wziąć pod uwagę.

Wiek i pochodzenie

Mapa świata pokazująca wiek skorupy oceanicznej. Te czerwone obszary zaznaczyć najmłodszych skorupy sekcje wzdłuż grzbietów oceanicznych połowie, niebieskie i fioletowe obszary najstarsze odcinki skorupy ziemskiej, z których niektóre znajdują się w pobliżu stref subdukcji zachodniego Pacyfiku, a niektóre na marginesie pasywnych kontynentalnych. Dno oceanu wschodniej części Morza Śródziemnego uformowane w permie jest zaznaczone na różowo .

Dzisiejsza litosfera oceaniczna, znaleziona jako dno morskie podczas głębokich wierceń w oceanach świata, ukształtowała się nieprzerwanie przez ostatnie 200 milionów lat ( jurajski , kredowy i kenozoiczny ). W międzyczasie wystąpiły nawroty ze zwiększonymi szybkościami rozprzestrzeniania . Litosfera oceaniczna pod morzami świata nigdzie nie jest starsza niż Jura . Niektóre z najstarszych części znajdują się na Oceanie Atlantyckim u wschodniego wybrzeża Ameryki Północnej i na Pacyfiku na wschód od Rowu Mariana . Średni wiek dzisiejszej litosfery oceanicznej wynosi 80 milionów lat. Zanikanie skorupy oceanicznej w wyniku zanurzenia na zbieżnych granicach płyt jest spowodowane faktem, że skorupa oceaniczna jest mniej zróżnicowana, a zatem cięższa niż kontynentalna ( subdukcja ).

Wyjątkiem jest wschodnia część Morza Śródziemnego . Istnieje dno oceanu, które ma prawie 280 milionów lat ( perm ).

Jednak ze względu na specjalne procesy zachodzące podczas formowania się gór , pozostałości skorupy oceanicznej mogą wylądować na lądzie ( autopsja ), przez co te pozostałości są znacznie starsze. Wspomniane zjawiska ofiolitu oferują, oprócz głębokich wierceń oceanicznych (na przykład Ocean Drilling Program , ODP), jedyny sposób, w jaki można szczegółowo obejrzeć strukturę skorupy oceanicznej. Najstarsze znane ofiolity mają 2,5, być może nawet 3,8 miliarda lat (patrz także Isua gnejs ).

Z perspektywy planetarnej skorupa oceaniczna jest jedną ze skorup wtórnych, które istnieją również na Marsie i Wenus . Skorupa prawdopodobnie powstała stosunkowo wcześnie, podobna skorupa prawdopodobnie istniała już w ciągu pierwszego miliarda lat historii Ziemi. Jedynym wymogiem dla powstania jest istniejący już płaszcz z ziemi krzemianowej (co prawdopodobnie miało już miejsce 4,45 miliarda lat temu), który jest częściowo stopiony .

Kurs głębokości na dnie oceanu

Powierzchnia skorupy oceanicznej jest identyczna z powierzchnią dna oceanu pod osadami głębinowymi . Gdy magma wypłynie na dno oceanu na grzbiecie śródoceanicznym, zaczyna się ochładzać. Zwiększa to gęstość skał, a tym samym głębokość morza. Za pomocą batymetrii można zmierzyć profil głębokości do wieku około 70 milionów lat, co odpowiada takiemu założeniu. Rezultatem jest uproszczona funkcja (wzór Sclatera) dla głębokości oceanu, która zależy tylko od głębokości grzbietu śródoceanicznego (≈2,5 km) i upływającego czasu:

${\ displaystyle {\ text {głębokość morza w km}} = 2 {,} 5 + 0 {,} 35 \ cdot {\ sqrt {\ text {Wiek skorupy w milionach lat}}}}$

W przypadku starszych części skorupy powiązana krzywa staje się jeszcze bardziej płaska, a zależność głębokości od wieku można określić za pomocą funkcji wykładniczej typu

${\ displaystyle Te ^ {- k \ cdot {\ text {(wiek w milionach lat)}}}}$

można przybliżyć dwoma dodatnimi stałymi T i k. Rzeczywisty przebieg jest zwykle zakłócany, na przykład pod wpływem gorących punktów .

Na rozbieżnych (rozbieżnych) granicach płyt, skorupa oceaniczna wybrzusza się w różnym stopniu, przy czym grzbiet śródoceaniczny jest tylko częścią znajdującą się bezpośrednio na granicy płyt. Całe wybrzuszenie może obejmować obszar kilkuset kilometrów po prawej i lewej stronie granicy płyty, podczas gdy sam grzbiet ma tylko kilka kilometrów szerokości. Wielkość wybrzuszenia nie tylko odpowiada różnym poziomom rozprzestrzeniania się dna oceanu , ale także prowadzi do zmiany globalnej wysokości poziomu morza w okresach geologicznych. Wskazuje to na wysoki stopień rozsiewu wraz z podwyższonym poziomem morza i niższą dawkę przy niższym poziomie morza. Na przykład w okresie od późnej jury do późnej kredy był to jeden z powodów, dla których poziom morza był o 270 m wyższy niż obecnie.

Właściwości sejsmiczne

Prędkość fal P w oceanicznej skorupie ziemskiej wynosi około 7 km / s, a zatem jest większa niż prędkość około 6 km / sw skorupie kontynentalnej. Prędkość fal sejsmicznych jest większa przy cieńszej i starszej (od zimniejszej) skorupie. Prędkość fal S wynosi około 4 km / s.

Struktura i skład

Ze względu na formowanie się na grzbietach śródoceanicznych skorupa oceaniczna ma typowo trójwarstwową strukturę zbudowaną ze skał magmowych , którą wraz ze wzrostem odległości pokrywa coraz grubsza warstwa osadów. Wszystkie trzy warstwy składają się głównie z bazaltu i gabro , powiązanej z nimi głębokiej skały . W porównaniu ze skorupą kontynentalną skały te są uboższe w dwutlenek krzemu (ok. 50%) i składają się głównie z minerałów diopsydu i plagioklazu .

Najwyższa warstwa skorupy oceanicznej składa się z kilometrowego pakietu lawy poduszkowej przeplatanej masywnymi tunelami dolerytowymi (doleryt jest specjalną formą bazaltu). Przejścia są strome lub poziome ( przejścia magazynowe ). Strome korytarze tworzą strefy karmienia law poduszkowych, a także korytarze magazynowe.

Tunele stają się coraz częstsze w głębi, aż skała składa się wyłącznie ze stromych tuneli doleritowych. Ta druga strefa ma grubość od jednego do dwóch kilometrów i ma przekrój podobny do pakietu pionowych map, dlatego w języku angielskim nazywa się ją kompleksem grobli z arkusza . Poszczególne korytarze mają grubo skrystalizowaną strefę wewnętrzną, która jest z obu stron otoczona materiałem drobnokrystalicznym do szklistego. Strefy drobnoziarniste wracają do faktu, że świecący płynny materiał szybko zestalił się, gdy przeniknął przez chłodniejszą strefę skalną w obszarach zewnętrznych, tak że nie mogły powstać duże kryształy. W wielu przypadkach można zaobserwować, że korytarz wznoszący wykorzystywał jeszcze nie do końca zestaloną strefę środkową starszego korytarza jako ścieżkę wznoszenia, tak że starszy korytarz został podzielony. Każda z dwóch połówek jest następnie drobnoziarnista z jednej strony i gruboziarnista z drugiej strony.

Strefę korytarza podkreślają gruboziarniste gabro. Pochodzą z komory magmowej, która znajduje się pod grzbietami śródoceanu i są zasilane stopami z płaszcza Ziemi. Gdy dno oceanu się rozszerza, krawędzie komory magmy są rozsuwane, a materiał na krawędzi krzepnie. Ta strefa gabro ma grubość od dwóch do pięciu kilometrów, w zależności od tempa rozprzestrzeniania się dna morskiego. Jeśli tempo rozprzestrzeniania się jest duże, produkcja magmy jest odpowiednio duża, tak że strefa gabro ma większą grubość. Podstawę gabbrolage tworzą często pasiaste gabro i perydotyty . Powstają w wyniku zatapiania się kryształów, które powstały wcześnie, które ze względu na dużą gęstość opadają w komorze magmy i tworzą osad. Uważa się, że pasmowanie jest spowodowane ruchem ścinającym między skorupą oceaniczną a leżącym pod nią płaszczem.

Pod trzema warstwami skorupy oceanicznej znajduje się materiał z górnego płaszcza, który został zmieniony przez procesy topnienia, które doprowadziły do ​​powstania rosnącej magmy. Oryginalnym składem górnego płaszcza jest lherzolit , skała zbudowana z minerałów oliwinu , enstatytu i diopsydu. Przewody tworzenia magmy na fakt, że lherzolit głównie składnik diopsyd jest wycofany, tak że skała, składający się głównie z oliwinu i enstatyt ( restite ) Pozostaje, harzburgit .

Badanie

Skorupę oceaniczną można badać , wiercąc za pomocą sond i wydobywając rdzenie wiertnicze .

Sejsmika pozwala na wyciągnięcie wniosków z propagacji ciśnienia i fal poprzecznych na rozwarstwieniu materiałów o różnych właściwościach propagacji fal i geometrii kohezji.

Na przykład oczekuje się , że japoński statek badawczy Chikyū rozpocznie wiercenia w skorupie oceanicznej o grubości 6–7 km do 2030 r. I po raz pierwszy w historii ludzkości zacznie wiercić w górnym płaszczu. Obecnie poszukiwana jest odpowiednia lokalizacja.

literatura

• Wolfgang Frisch , Martin Meschede : Tektonika płyt . Scientific Book Society, 2005, ISBN 3-534-15834-2 . 

linki internetowe

• Simon Wellings: Oceanic crust - that toning feeling , All-Geo-Blogs, Metageologist, 9 września 2012 (angielski)

Indywidualne dowody

1. ↑ Frisch, Wolfgang; Meschede, Martin: Tektonika płyt - przesunięcie kontynentu i formowanie się gór. Verlag Darmstadt Wissenschaftliche Buchgesellschaft, 2005. Str. 101
2. ^ Wolfgang Frisch, Martin Meschede, Ronald Blakey: Plate Tectonics - Continental Drift and Mountain Building. Springer Verlag 2010.
3. ↑ Subdukcja , min-web.de
4. ^ University of Michigan: Plate Driving Forces and Tectonic Stress
5. ↑ Lee Karp-Boss, Emmanuel Boss, Herman Weller, James Loftin, Jennifer Albright: Teaching Physical Concepts in Oceanography. The Oceanography Society, 2007 ( PDF ), s. 7
6. ↑ Frisch & Meschede 2005 , s. 71
7. ^ Robert S. White, Dan McKenzie, R. Keith O'Nions: Grubość skorupy oceanicznej z pomiarów sejsmicznych i inwersji pierwiastków ziem rzadkich . W: Journal of Geophysical Research . 97 (B13), 1992, str. 19683-19715 , doi : 10.1029 / 92JB01749 . 
8. ^ Robert H. Stewart: Wprowadzenie do oceanografii fizycznej. Texas A&M University, 2008 ( PDF ), s. 25
9. ↑ Tom Garrison, Robert Ellis: Oceanografia: zaproszenie do nauki o morzu. 9. edycja. Cengage Learning, Belmont (CA) 2014, ISBN 978-1-305-10516-4 , s.111
10. ^ Paul R. Pinet: Zaproszenie do oceanografii. Wydanie 5. Jones and Bartlett Publishers, Sudbury (MA) 2009, ISBN 978-0-7637-5993-3 , s. 355
11. ↑ Harald Furnes, Minik Rosing , Yildirim Dilek, Maarten de Wit, pas supracrustal Isua (Grenlandia) - pozostałość po ofiolicie strefy suprasubdukcji 3,8 Ga i implikacje dla geologii Archean, Lithos, tom 113, wydania 1-2, listopad 2009 , Strony 115-132, ISSN  0024-4937 , doi : 10.1016 / j.lithos.2009.03.043 .
12. ^ Frisch & Meschede: Tektonika płyt. Darmstadt, 2011. 4. wydanie.
13. ↑ Claude J. Allègre, Gérard Manhès, Christa Göpel, The age of the Earth, Geochimica et Cosmochimica Acta, tom 59, wydanie 8, kwiecień 1995, strony 1445-1456, ISSN  0016-7037 , doi : 10.1016 / 0016-7037 ( 95) 00054-4 .
14. ^ S. Ross Taylor, Scott McLennan, Planetary Crusts: Ich skład, pochodzenie i ewolucja. Cambridge Planetary Science, 2009. ISBN 0-521-84186-0 . Strona 22 f., 208
15. ↑ David T. Sandwell: Prosty przepis na głębokości oceanu w funkcji czasu (równanie 38) ( pamiątka z oryginałem od 21 lutego 2007 roku w Internet Archive ) Info: archiwum Link został wstawiony automatycznie i nie została jeszcze sprawdzona. Sprawdź oryginalny i archiwalny link zgodnie z instrukcjami, a następnie usuń to powiadomienie. (PDF; 1,4 MB) @ 1@ 2Szablon: Webachiv / IABot / topex.ucsd.edu
16. ↑ Wyniki eksperymentu MELT , whoi.edu
17. ↑ H. Seyfried, R. Leinfelder: Wahania poziomu morza - przyczyny, konsekwencje, interakcje ( pamiątka z oryginałem od 28 kwietnia 2007 w Internet Archive ) Info: archiwum Link został automatycznie wstawiony i jeszcze nie sprawdzone. Sprawdź oryginalny i archiwalny link zgodnie z instrukcjami, a następnie usuń to powiadomienie. @ 1@ 2Szablon: Webachiv / IABot / www.geologie.uni-stuttgart.de
18. ↑ jamstecchannel: Scientific Deep Sea Drilling and Coring Technology youtube.com, wideo 14:54 , 12 listopada 2013 r., Dostęp: luty 2018 r. - Animacja: metody wiercenia, wydobywanie i analiza rdzeni wiertniczych.
19. ↑ https://edition.cnn.com/2017/04/07/asia/japan-drill-mantle/index.html