Ниже океанической коры является нижней частью океанической коры и представляет собой основную часть (объемно большая часть). [1] Это , как правило , находится 4-8 км ниже дна океана и основные литологические являются мафическими ( ультраосновными и габброидными породами) , которые вытекают из расплавов , поднимающихся из мантии Земли. [2] Эта часть океанической коры является важной зоной для таких процессов, как накопление расплава и его модификация ( фракционная кристаллизация [3] и ассимиляция земной коры). И переработка этой части океанической коры вместе с верхней мантиейбыл предложен в качестве важного компонента источника толеитовой магмы в гавайских вулканах. [4] Хотя нижняя океаническая кора является связующим звеном между мантией и MORB , и ею нельзя пренебрегать для понимания эволюции MORB, сложные процессы, происходящие в этой зоне, остаются неясными, и в науках о Земле продолжаются дискуссии о это.
Процессы
Нижняя океаническая кора соединяет мантию Земли с MORB , где происходит около 60% всего производства магмы на Земле . В этой области океанической коры происходят три основных процесса: частичное плавление мантии Земли, 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. Чаще всего мантийные расплавы модифицируются путем фракционной кристаллизации за счет охлаждения [7] и ассимиляции коровых пород. [6]
Скорость распространения
Наиболее важным параметром, контролирующим процессы, протекающие в нижней части океанической коры, является приток 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 хребтов. Гряды со скоростью распространения менее 3 см / год считаются медленно распространяющимися гребнями, тогда как гребни со скоростью распространения более 5 см / год считаются быстрорастущими гребнями [9]
Гребни быстрого распространения
Интенсивный поиск охватывает более трех десятилетий сейсмических изображений показали , что ось хребта подстилается кристалл кашица , содержащей небольшой процент расплава , [10] ограничен тонкой линзой расплава , содержащей обычно высоким, но переменная часть расплава. [11] Полностью жидкое тело представляет собой тонкую и узкую линзу в форме силла (толщиной от 10 до 150 м и шириной <2 км). [12] Линза поддерживается за счет повторного инжекции примитивной магмы. [13] Отсутствие какой-либо обнаруживаемой большой магматической камеры и обычное обнаружение небольших линз / грибных зон на быстро распространяющихся хребтах подчеркивают модель маленькой магматической камеры. Модально и композиционно слоистые габброиды часто встречаются (или встречаются в большом количестве) в нижних отделах земной коры офиолитов . [14] Слоистая нижняя кора, таким образом, является одной из ключевых особенностей всех моделей быстрорастущей нижней коры. Тем не менее, отчетливая модальная слоистость, наблюдаемая в основных офиолитах , редко наблюдалась или бралась за образец на дне океана . IODP экспедиция 345 была одним из первого проекта бурения, который отобранный значительной толщину слоистых изверженных пород. Неглубокий расплав может прорваться сквозь холодную кору и образовать покрытые листами дайки и вулканиты , но небольшая камера, кажется, трудно разрешить с помощью традиционных представлений о фракционной кристаллизации и осаждении кристаллов с образованием толстой последовательности слоистых габбро, расслоенных габбро и ультрамафитов. Одна из предложенных моделей - это так называемый «ледник габбро» [15], где кристаллы оседают в неглубокой линзе с преобладанием расплава под осью хребта. Вес накапливающихся кристаллов, оседающих на дно линзы магмы, вызывает пластичный поток и деформацию внутри габбро, точно так же, как лед в леднике реагирует на скопившийся снег. Тем не менее, модель не может объяснить слоистые вариации типов минералов , коррелированное расслоение в вариациях минерального состава и очевидно первичные почти вертикальные ткани в верхних габбро, которые, по-видимому, представляют собой субвертикальные каналы для расплава. [16] Келемен и его сотрудники пришли к выводу, что большая часть нижней океанической коры кристаллизовалась на месте, и предложили модель «закрытого порога». [17] В модели силлы формируются, когда пористый поток поднимающихся базальтовых жидкостей (или небольших трещин, заполненных расплавом) останавливается ниже проницаемости (науки о Земле) барьеров ранее кристаллизовавшихся расплавов и пруда, образующего силлы. Скорость охлаждения обычно достаточно низкая, чтобы кристаллы и их промежуточные жидкости находились в химическом равновесии , пока жидкость неподвижна. Однако плавучесть и / или уплотнение (геология) могут вызвать миграцию жидкости через кашицу, что приведет к значительным изменениям 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 быстро распространяющимися хребтами приток магмы и, следовательно, тепловой поток малы и не могут поддерживать устойчивый очаг жидкой магмы . [19] Синтон и Детрик (1992) смоделировали схематическое поперечное сечение осевого магматического очага под медленно расширяющимся хребтом, таким как Срединно-Атлантический хребет . Из-за уменьшения 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 кумуляты затем «увлекаются» мантийным потоком, образуя нижнюю океаническую кору. [22] Сегодня стала популярной модель, промежуточная между этими двумя. [23] Эта модель упоминается как «сливовый пудинг», где нижняя океаническая кора построена из ряда вложенных плутонов, 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 глубокой кристаллизации [25].
Рекомендации
- ^ Winter, JD, 2010. Введение в петрологию магматических и метаморфических отложений. Нью-Йорк: Прентис-Холл.
- ^ Куган, Л., 2003. Нижняя океаническая кора.
- ^ Grove, TL, Kinzler, RJ и Bryan, WB, 1993. Фракционирование базальта срединно-океанических хребтов (MORB). Мантийный поток и генерация таяния на срединно-океанических хребтах: 281–310.
- ^ Соболев А.В., Hofmann, AW, Soboloev С.В., Никогосян, И.К., 2005, оливин-свободный источник мантии гавайских щитовых базальтов:. Природа, v 434, нет. 7033, стр 590-597,. Дои : 10.1038 / nature03411 .
- ^ Grove, TL, Kinzler, RJ и Bryan, WB, 1993. Фракционирование базальта срединно-океанических хребтов (MORB). Мантийный поток и генерация таяния на срединно-океанических хребтах: 281–310.
- ^ а б Дж. Лейтхольд, 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; DOI : 10,3389 / feart.2018.00015
- ^ Grove, TL, Kinzler, RJ и Bryan, WB, 1993. Фракционирование базальта срединно-океанических хребтов (MORB). Мантийный поток и генерация таяния на срединно-океанических хребтах: 281–310.
- ^ Синтон, JM, и Detrick, RS (1992). Магматические очаги срединно-океанического хребта. Журнал геофизических исследований, 97 (B1), 197. doi : 10.1029 / 91JB02508
- Перейти ↑ Wilson, M. (1989). Магматический петрогенез. Глобальный тектонический подход. Геологический журнал (Том 126). DOI : 10.1017 / S0016756800006658
- ^ Crawford WC и Webb SC (2002) Вариации в распределении магмы в нижней коре и в Мохо под Восточно-Тихоокеанским поднятием на 9–10 ° с.ш. Планета Земля. Sci. Lett. 203. 117–130.
- ^ Singh, SC, Kent, GM, Collier, JS, Harding, AJ, Orcutt, JA, 1998. Таяние и смешанные вариации свойств магмы земной коры вдоль гребня хребта на южно-восточной части Тихоокеанского поднятия. Nature 394, 874–878.
- ^ Detrick, RS et al. Многоканальное сейсмическое изображение магматического очага земной коры вдоль Восточно-Тихоокеанского поднятия. Nature 326, 35–41 (1987).
- ^ Perfit, М., Форнари Д., Смит, М., Бендер, JF, Ленгмюра, СН, & Хеймон, Р. М. (1994). Мелкомасштабные пространственные и временные вариации магматических процессов гребня срединно-океанических хребтов. Геология, 22, 375–379. DOI : 10.1130 / 0091-7613 (1994) 022 <0375: SSSATV> 2.3.CO; 2
- ^ Anonymous, 1972. Пенроуз поле конференции по офиолитам, Geotimes, 17: 24-25
- ^ Sleep NH (1975) Формирование океанической коры: некоторые термические ограничения. Журнал Geophys Res 80: 4037–4042
- ^ Келемен, П., Кога, К. и Симидзу, Н., 1997. Геохимия габбро-силлов в переходной зоне кора-мантия офиолита Омана: последствия для происхождения океанической нижней коры. Письма о Земле и планетологии, 146: 475–488
- ^ Келемена, PB & Ааронова, Е. (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 Лагабриель Ю. (ред.) Разломы и магматизм на Срединно-океанических хребтах. Американский геофизический союз, Геофизическая монография 106, 267–290.
- ^ 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
- ^ Sleep NH (1975) Формирование океанической коры: некоторые термические ограничения. Журнал Geophys Res 80: 4037–4042
- ^ Синтон, Дж. М. и Детрик, Р. С. Магматические очаги хребта Срединного океана. J. Geophys. Res. 97, 197–216 (1992).
- ^ Nisbet, EG, & Fowler, CMR (1978). Срединно-Атлантический хребет на 37 и 45 ° с.ш.: некоторые геофизические и петрологические ограничения. Геофизический журнал Королевского астрономического общества, 54 (3), 631–660. DOI : 10.1111 / j.1365-246X.1978.tb05499.x
- ^ Elthon Д., Кейси, JF, & Комор, S. (1982). Минерально-химический состав ультраосновных кумулятов из офиолита горного массива Норт-Арм в заливе островов: свидетельство фракционирования кристаллов океанических базальтов под высоким давлением. Журнал геофизических исследований, 87 (B10), 8717. doi : 10.1029 / JB087iB10p08717
- ^ 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 новые результаты. Геохим. Geophys. Геосист. Спецвыпуск: офиолитовые процессы в Омане и океанические хребты. DOI : 10.1029 / 2001GC000230 .
- ^ Cannat, М. (1993). Размещение мантийных пород на морском дне у срединно-океанических хребтов. Журнал геофизических исследований: Твердая Земля, 98 (B3), 4163–4172. DOI : 10,1029 / 92JB02221
- Перейти ↑ Schwartz, JJ (2005). Датировка роста океанической коры на медленно расширяющемся хребте. Наука, 310 (5748), 654–657. DOI : 10.1126 / science.1116349