Нижняя океаническая кора - Википедия - Lower oceanic crust

В нижняя океаническая кора это нижняя часть океаническая кора и представляет собой большую его часть (большую по объему).[1] Обычно он расположен на 4–8 км ниже дно океана и главный литологии находятся мафический (ультраосновной и габброиды), которые образуются в результате расплавов, поднимающихся из мантии Земли.[2] Эта часть океанической коры является важной зоной для таких процессов, как накопление и модификация расплавов (фракционная кристаллизация[3] и корковая ассимиляция). И переработка этой части океанической коры вместе с верхняя мантия был предложен в качестве важного компонента источника толеитовой магмы в гавайских вулканах.[4] Хотя нижняя океаническая кора является связующим звеном между мантией и MORB, и им нельзя пренебрегать для понимания эволюции MORB, сложные процессы, происходящие в этой зоне, остаются неясными, и в настоящее время ведутся споры в Науки о Земле об этом.

Процессы

Нижняя океаническая кора соединяет мантию Земли с MORB, где около 60% от общего магма производство земной шар бывает. В этой области океанической коры происходят три основных процесса: частичное плавление земной мантии, накопление расплава на различных глубинах и химическая модификация этого расплава во время подъема.[5][6] Эти три процесса не происходят в строгом порядке, а происходят одновременно в диапазоне глубин 4–18 км, что позволяет предположить, что эти процессы могут происходить уже в верхней мантии. Наиболее часто мантийные расплавы модифицируются фракционной кристаллизацией за счет охлаждения.[7] и за счет ассимиляции горных пород земной коры.[6]

Скорость распространения

Наиболее важным параметром, контролирующим процессы, протекающие в нижней части океанической коры, является поступление магмы, это дополнительно контролируется скоростью спрединга, и, следовательно, скорость спрединга является критической переменной в моделях формирования нижней океанической коры.[8] Скорость дивергенции плит у срединно-океанических хребтов не одинакова для всех сегментов хребта. Гряды со скоростью распространения менее 3 см / год считаются гребнями с медленным расширением, а гребни со скоростью распространения более 5 см / год считаются гребнями с быстрым расширением.[9]

Гребни быстрого распространения

Интенсивный поиск, охватывающий более трех десятилетий сейсмическая съемка показали, что под осью гребня находится хрустальная каша содержащий небольшой процент таять,[10] покрыт тонкой линзой из расплава, содержащей, как правило, высокую, но переменную фракцию расплава.[11] Полностью жидкое тело представляет собой тонкий и узкий подоконник -подобная линза (толщиной от 10 до 150 м и шириной <2 км).[12] Линза поддерживается за счет повторного инжекции примитивной магмы.[13] Отсутствие каких-либо обнаруживаемых больших магматическая камера и обычное обнаружение небольших линз / грибных зон на быстрорастущих хребтах подчеркивает модель малых магматических очагов. Слоистые по моделям и составу габброидные породы часто встречаются (или в большом количестве) в нижних частях земной коры. офиолит.[14] Таким образом, слоистая нижняя корка является одной из ключевых особенностей всех моделей быстрорастущей нижней коры. Тем не менее, отчетливое модальное наслоение, наблюдаемое в основных офиолиты редко наблюдалась или отбиралась на дно океана. В IODP Экспедиция 345 была одним из первых буровых проектов, в ходе которых была взята значительная мощность слоистых магматических пород. Неглубокий расплав может прорваться сквозь холодную корку и произвести закрытые дамбы и вулканические породы, но маленькую камеру трудно разрешить с помощью традиционных представлений о фракционная кристаллизация и кристалл оседая, образуя толстую последовательность слоистых габбро и расслоенные габбро и ультрамафики. Одна из предлагаемых моделей - это так называемый «ледник габбро»,[15] где кристаллы оседают в мелкой линзе с преобладанием расплава под осью гребня. Вес накапливающихся кристаллов, оседающих на дно линзы магмы, вызывает пластичный поток и деформация внутри габбро, точно так же, как лед в леднике реагирует на скопившийся снег. Тем не менее модель не может объяснить слоистые вариации минеральная типы, коррелированное расслоение в вариациях минерального состава и очевидно первичные почти вертикальные ткани в верхних габбро, которые, по-видимому, представляют субвертикальные каналы расплава.[16] Келемен и его коллеги пришли к выводу, что большая часть нижней океанической коры кристаллизовалась на месте, и предложили модель «закрытого порога».[17] В модели подоконники формируются, когда пористый поток поднимающихся базальтовых жидкостей (или небольших трещин, заполненных расплавом) останавливается ниже проницаемость (науки о Земле) барьеры из ранее закристаллизовавшихся расплавов и пруд для образования порогов. Скорость охлаждения обычно достаточно низка, чтобы кристаллы и их промежуточные жидкости находились в химическое равновесие, пока жидкость неподвижна. Тем не мение, плавучесть и / или уплотнение (геология) может вызвать миграцию жидкости через кашицу, что приведет к значительному изменению состава и микроструктуры.[18]

Медленно распространяющиеся гребни

Гряды с медленным и средним спредингом обычно образуют долины шириной от 30 до 50 км и глубиной от 1 до 5 км со ступенчатыми уступами, обращенными внутрь, подобными рифтовым долинам на суше. По сравнению с быстросохнущими гребнями, магма предложение и, следовательно, тепловой поток низкий и не может поддерживать стойкую жидкость магматическая камера.[19] Синтон и Детрик (1992) смоделировали схематическое поперечное сечение осевого магматического очага под медленно расширяющимся хребтом, таким как Срединно-Атлантический хребет. Из-за пониженного поступления тепла и магмы, стационарная линза извержения магмы уступает место силловидной зоне гриба и меньшей переходной зоне под хорошо развитой рифтовой долиной. Конвекция и перемешивание в магматическом очаге гораздо менее вероятны, чем на быстрых хребтах.[20] Температурные ограничения привели к разработке различных моделей для реконструкции истории аккреции. Модель «бесконечного лука-порея» предполагает небольшие партии магмы, образующие небольшие «вложенные» интрузии.[21] Другая модель предполагала, что кристаллизация могла происходить на глубине, где температуры выше, образовавшиеся накапливает затем «увлекаются» мантийным потоком вверх с образованием нижней океанической коры.[22] Сегодня стала популярной промежуточная модель между этими двумя.[23] Эта модель упоминается как «сливовый пудинг», где нижняя океаническая кора состоит из нескольких вложенных друг в друга плутоны которые кристаллизуются в мантии или коре.[24] Schwartz et al. (2005) описывает другой вариант. Он постулирует, что нижняя кора построена как из вложенных мелководных плутонов, так и из продуктов более глубокозалегающих. кристаллизация[25]

Рекомендации

  1. ^ Winter, J.D., 2010. Введение в петрологию магматических и метаморфических отложений. Нью-Йорк: Прентис-Холл.
  2. ^ Куган, Л., 2003. Нижняя кора океана.
  3. ^ Grove, T.L., Kinzler, R.J. и Брайан, У. Б., 1993. Фракционирование базальта срединно-океанических хребтов (MORB). Мантийный поток и генерация таяния на срединно-океанических хребтах: 281–310.
  4. ^ Соболев А.В., Хофманн А.В., Соболоев С.В., Никогосян И.К. Мантийный источник базальтов Гавайского щита, не содержащий оливина, 2005, Природа, т. 434, вып. 7033, стр. 590–597, Дои:10.1038 / природа03411.
  5. ^ Grove, T.L., Kinzler, R.J. и Брайан, У. Б., 1993. Фракционирование базальта срединно-океанических хребтов (MORB). Мантийный поток и генерация таяния на срединно-океанических хребтах: 281–310.
  6. ^ а б Дж. Лейтхолд, Дж. К. Лиссенберг, Б. О'Дрисколл, О. Каракас; Т. Фаллун, Д. Н. Климентьева, П. Ульмер (2018); Частичное плавление нижней океанической коры на спрединговых хребтах. Границы наук о Земле: Петрология: 6 (15): 20 стр; Дои:10.3389 / feart.2018.00015
  7. ^ Grove, T.L., Kinzler, R.J. и Брайан, У. Б., 1993. Фракционирование базальта срединно-океанических хребтов (MORB). Мантийный поток и генерация таяния на срединно-океанических хребтах: 281–310.
  8. ^ Синтон, Дж. М., и Детрик, Р. С. (1992). Магматические очаги срединно-океанического хребта. Журнал геофизических исследований, 97 (B1), 197. Дои:10.1029 / 91JB02508
  9. ^ Уилсон, М. (1989). Магматический петрогенез. Глобальный тектонический подход. Геологический журнал (Том 126). Дои:10.1017 / S0016756800006658
  10. ^ Кроуфорд В. К. и Уэбб С. С. (2002) Вариации в распределении магмы в нижней коре и в Мохо под Восточно-Тихоокеанским поднятием на 9–10 ° с. Планета Земля. Sci. Lett. 203. 117–130.
  11. ^ Сингх, С.С., Кент, Г.М., Коллиер, Дж. С., Хардинг, А.Дж., Оркатт, Дж. А., 1998. Вариации свойств магмы земной коры вдоль гребня хребта на юго-восточной части Тихоокеанского поднятия изменяются от таяния до смеси. Nature 394, 874–878.
  12. ^ Detrick, R. S. et al. Многоканальное сейсмическое изображение очага магмы земной коры вдоль Восточно-Тихоокеанского поднятия. Nature 326, 35–41 (1987).
  13. ^ Перфит, М., Форнари, Д., Смит, М., Бендер, Дж. Ф., Ленгмюр, К. Х., и Хеймон, Р. М. (1994). Мелкомасштабные пространственные и временные вариации магматических процессов гребня срединно-океанических хребтов. Геология, 22, 375–379. Дои:10.1130 / 0091-7613 (1994) 022 <0375: SSSATV> 2.3.CO; 2
  14. ^ Anonymous, 1972. Полевая конференция Пенроуза по офиолитам, Geotimes, 17: 24–25.
  15. ^ Sleep NH (1975) Формирование океанической коры: некоторые термические ограничения. J Geophys Res 80: 4037–4042
  16. ^ Келемен П., Кога К. и Симидзу Н., 1997. Геохимия силлов габбро в переходной зоне кора-мантия офиолита Омана: последствия для происхождения океанической нижней коры. Письма о Земле и планетологии, 146: 475–488
  17. ^ Келемен, П. Б., Ааронов, Э. (1998). Периодическое образование трещин магмы и генерация слоистых габбро в нижней коре под океаническими хребтами спрединга. В: Бак В., Делани П. Т., Карсон Дж. А. и Лагабриэль Ю. (ред.) Разломы и магматизм на Срединно-океанических хребтах. Американский геофизический союз, Геофизическая монография 106, 267–290.
  18. ^ Holness MB, Hallworth MA, Woods A, Sides RE (2007) Инфильтрационный метасоматоз кумулятов путем интрузивного пополнения магмы: волнистый горизонт, остров Рам, Шотландия. J Petrol 48 (3): 563–587
  19. ^ Sleep NH (1975) Формирование океанической коры: некоторые термические ограничения. J Geophys Res 80: 4037–4042
  20. ^ Синтон, Дж. М. и Детрик, Р. С. Магматические очаги срединно-океанического хребта. J. Geophys. Res. 97, 197–216 (1992).
  21. ^ Нисбет, Э. Г., и Фаулер, К. М. Р. (1978). Срединно-Атлантический хребет на 37 и 45 ° с.ш.: некоторые геофизические и петрологические ограничения. Геофизический журнал Королевского астрономического общества, 54 (3), 631–660. Дои:10.1111 / j.1365-246X.1978.tb05499.x
  22. ^ Элтон Д., Кейси Дж. Ф. и Комор С. (1982). Минеральная химия ультраосновные кумулируются из офиолита горного массива Норт-Арм в заливе Островов: свидетельства фракционирования океанических базальтов при высоком давлении кристаллов. Журнал геофизических исследований, 87 (B10), 8717. Дои:10.1029 / JB087iB10p08717
  23. ^ Куган, Л.А., Гиллис, К.М., МакЛауд, С.Дж., Томпсон, Г., Хекиниан, Р., 2002. Петрология и геохимия нижней части океанской коры, образовавшейся на Восточно-Тихоокеанском поднятии и обнаженной в Гессе: синтез и новый полученные результаты. Геохим. Geophys. Геосист. Специальный выпуск: Оманские офиолиты и процессы океанического хребта. Дои:10.1029 / 2001GC000230.
  24. ^ Каннат, М. (1993). Размещение мантийных пород в морское дно на срединно-океанических хребтах. Журнал геофизических исследований: Твердая Земля, 98 (B3), 4163–4172. Дои:10.1029 / 92JB02221
  25. ^ Шварц, Дж. Дж. (2005). Датировка роста океанической коры на медленно расширяющемся хребте. Наука, 310 (5748), 654–657. Дои:10.1126 / science.1116349