Из Википедии, свободной энциклопедии
Перейти к навигации Перейти к поиску
Рис. 1. Возрастная динамика вулканических островов и подводных гор в горячей точке Гавайев.

Базальт океанического острова (OIB) - это вулканическая порода , обычно базальтовая по составу, извергающаяся в океанах вдали от границ тектонических плит . Хотя базальтовая магма океанических островов в основном извергается в виде базальтовой лавы , базальтовая магма иногда модифицируется магматической дифференциацией с образованием ряда других типов вулканических пород, например риолита в Исландии , а также фонолита и трахита на внутриплитном вулкане Фернандо-де-Норонья . [1] В отличие от срединно-океанического хребтабазальты (MORB), извергающиеся в центрах спрединга ( границы расходящихся плит ), и лавы вулканической дуги , извергающиеся в зонах субдукции ( границы сходящихся плит ), базальты океанических островов являются результатом внутриплитного вулканизма . Однако некоторые местоположения базальтов на океанских островах совпадают с границами плит, таких как Исландия, которая находится на вершине срединно-океанического хребта, и Самоа , которая расположена недалеко от зоны субдукции. [2]

В океанских бассейнах океана острова базальты образуют подводные горы , [3] , а в некоторых случаях достаточно материала извергается , что рок выступает из океана и образует остров, как на Гавайях , Самоа и Исландии. Однако со временем из-за термического оседания и потери массы из-за субаэральной эрозии острова становятся полностью подводными подводными горами или гайотами . Многие базальты океанических островов извергаются в горячих точках вулканов , которые, как считается, являются проявлением таяния термально плавучих восходящих каналов горячих пород в мантии , называемых мантийными шлейфами . [4]Каналы мантийных плюмов могут дрейфовать медленно, но тектонические плиты Земли дрейфуют быстрее, чем мантийные плюмы. В результате относительное движение тектонических плит Земли над мантийными плюмами создает возрастающие по возрасту цепочки вулканических островов и подводных гор с самыми молодыми действующими вулканами, расположенными над осью мантийного плюма, в то время как более старые, неактивные вулканы располагаются все дальше и дальше от моря. канал для шлейфа ( см. рисунок 1 ). [2] Цепи горячих точек могут записывать десятки миллионов лет непрерывной вулканической истории; например, древнейшим подводным горам в цепи подводных гор Гавайи – Император более 80 миллионов лет.

Не все базальты океанических островов являются продуктом мантийных плюмов. Есть тысячи подводных гор, которые явно не связаны с восходящими мантийными шлейфами, и есть цепочки подводных гор, которые не прогрессируют по возрасту. Подводные горы, которые явно не связаны с мантийным плюмом, указывают на то, что региональный состав мантии и тектоническая активность также могут играть важную роль в образовании внутриплитного вулканизма.

Изотопная геохимия [ править ]

Геохимия островных базальтов океанических полезно для изучения химического и физического строения мантии Земли. Считается, что некоторые мантийные плюмы, питающие лавы горячих точек вулканизма, происходят на глубине от границы ядро-мантия (глубина ~ 2900 км). Состав базальтов океанических островов в горячих точках дает представление о составе мантийных доменов в канале плюма, который плавился, давая базальты, тем самым давая ключ к разгадке того, как и когда формировались различные резервуары в мантии.

Ранние концептуальные модели геохимической структуры мантии утверждали, что мантия была разделена на два резервуара: верхняя мантия и нижняя мантия. Считалось, что верхняя мантия геохимически истощена из-за извлечения расплава, который сформировал континенты Земли. Нижняя мантия считалась однородной и «примитивной». (Примитив в данном случае относится к силикатному материалу, который представляет собой строительные блоки планеты, который не был изменен извлечением из расплава или смешанным с субдуцированными материалами после аккреции Земли и образования ядра.) Сейсмическая томография показала субдуцированные плиты, проходящие через верхняя мантия и вход в нижнюю мантию, что указывает на то, что нижняя мантия не может быть изолирована. [5]Кроме того, изотопная неоднородность, наблюдаемая в базальтах океанических островов, образованных шлейфом, свидетельствует против гомогенной нижней мантии. Тяжелые радиогенные изотопы являются особенно полезным инструментом для изучения состава мантийных источников, поскольку изотопные отношения нечувствительны к плавлению мантии. Это означает, что высокое отношение радиогенных изотопов в расплаве, который поднимается вверх и становится вулканической породой на поверхности Земли, отражает соотношение изотопов мантийного источника во время плавления. Наиболее изученными системами тяжелых радиогенных изотопов в базальтах океанических островов являются 87 Sr / 86 Sr, 143 Nd / 144 Nd, 206 Pb / 204 Pb, 207 Pb /204 Pb, 208 Pb / 204 Pb, 176 Hf / 177 Hf и, совсем недавно, 187 Os / 188 Os. В каждой из этих систем радиоактивный родительский изотоп с длительным периодом полураспада (т.е. более 704 миллионов лет) распадается до «радиогенного» дочернего изотопа. Изменения в соотношении родитель / дочерний элемент, например, в результате плавления мантии, приводят к изменениям отношения радиогенных изотопов 87 Sr / 86 Sr, 143 Nd / 144 Nd, 206 Pb / 204 Pb, 207 Pb / 204 Pb, 208 Pb. / 204 Pb,176 Hf / 177 Hf и 187 Os / 188 Os. Таким образом, эти радиогенные изотопные системы чувствительны к времени и степени измененного (или фракционированного) соотношения родитель / дочерний элемент родитель / дочерний элемент, что затем влияет на процесс (ы), ответственный за создание наблюдаемой радиогенной изотопной неоднородности в базальтах океанических островов. В геохимии мантии любой состав с относительно низким содержанием 87 Sr / 86 Sr и высоким содержанием 143 Nd / 144 Nd и 176 Hf / 177 Hf называется «геохимически обедненным». Высокий 87 Sr / 86 Sr и низкий 143 Nd / 144Nd и 176 Hf / 177 Hf относятся к «геохимически обогащенным». Изотопный состав свинца ( 206 Pb / 204 Pb, 207 Pb / 204 Pb, 208 Pb / 204 Pb) в породах мантийного происхождения описывается как нерадиогенный (для относительно низких 206 Pb / 204 Pb, 207 Pb / 204 Pb, 208 Pb / 204 Pb) или радиогенный (для относительно высоких 206 Pb / 204 Pb, 207 Pb / 204 Pb, 208 Pb / 204 Pb).

Эти изотопные системы свидетельствуют о гетерогенной нижней мантии. Есть несколько отдельных «мантийных доменов» или концевых частей, которые появляются в базальтовой записи океанических островов. При нанесении на карту в многоизотопном пространстве базальты океанических островов имеют тенденцию образовывать массивы, простирающиеся от центрального состава к конечному элементу с экстремальным составом. Обедненная мантия, или DM, является одним концевым элементом и определяется низким содержанием 87 Sr / 86 Sr, 206 Pb / 204 Pb, 207 Pb / 204 Pb, 208 Pb / 204 Pb и высоким 143 Nd / 144 Nd и 176 Hf. / 177Hf. Следовательно, DM является геохимически обедненным (как следует из названия) и относительно нерадиогенным. Срединно-океанический хребет пассивно отбирает образцы верхней мантии, а MORB обычно геохимически истощены, и поэтому широко распространено мнение, что верхняя мантия состоит в основном из деплетированной мантии. Таким образом, термин истощенная мантия MORB (DMM) часто используется для описания верхней мантии, которая является источником вулканизма срединно-океанического хребта. Базальты океанических островов также являются образцами геохимически обедненных областей мантии. Фактически, большинство базальтов океанических островов геохимически истощены, и <10% базальтов океанических островов имеют лавы, которые простираются до геохимически обогащенных (то есть на 143 Nd / 144 Nd ниже, чем у строительных блоков Земли) составов.

Есть два геохимически обогащенных домена: обогащенная мантия 1 (EM1) и обогащенная мантия 2 (EM2). Хотя в целом они схожи, между EM1 и EM2 есть некоторые важные различия. EM1 имеет нерадиогенный 206 Pb / 204 Pb, умеренно высокий 87 Sr / 86 Sr и простирается до более низких 143 Nd / 144 Nd и 176 Hf / 177 Hf, чем EM2. [6] Питкэрн , Кергелен - Слышал , и Тристан - Гоу являются населенными пунктами типа EM1. EM2 определяется более высоким 87 Sr / 86Sr, чем EM1, и выше 143 Nd / 144 Nd и 176 Hf / 177 Hf при заданном значении 87 Sr / 86 Sr и промежуточное значение 206 Pb / 204 Pb. [6] Самоа и Общество являются архетипическими местами EM2.

Другой отличительный мантийный домен - это мантия HIMU. В изотопной геохимии греческая буква µ (или мю) используется для описания 238 U / 204 Pb, так что «высокий µ» (сокращенно HIMU) описывает высокое отношение 238 U / 204 Pb. Со временем, когда 238 U распадается до 206 Pb, материалы HIMU Earth вырабатывают особенно радиогенные (высокие) 206 Pb / 204 Pb. Если земной материал имеет повышенное содержание 238 U / 204 Pb (HIMU), то он также будет иметь повышенное содержание 235 U / 204 Pb и, следовательно, будет давать радиогенные составы Pb как для 206 Pb / 204Изотопные системы Pb и 207 Pb / 204 Pb ( 238 U распадается, 206 Pb, 235 U распадается до 207 Pb). Точно так же земные материалы с высоким содержанием U / Pb также имеют тенденцию иметь высокий уровень Th / Pb и, таким образом, эволюционируют, чтобы иметь высокое содержание 208 Pb / 204 Pb ( 232 Th распадается до 208 Pb). Базальты океанических островов с высокорадиогенными 206 Pb / 204 Pb, 207 Pb / 204 Pb, 208 Pb / 204 Pb являются продуктами мантийных доменов HIMU. Св. Елены и несколько островов Кука- Австралийский вулканический линеамент (например, Мангаиа ) является типичным местонахождением базальтов океанских островов HIMU.

Последняя область мантии, обсуждаемая здесь, - это общий состав, к которому базальты океанических островов склоняются в радиогенном изотопном мульти-пространстве. Это также самый распространенный мантийный источник в базальтах океанических островов и имеет промежуточные и геохимически обедненные 87 Sr / 86 Sr, 143 Nd / 144 Nd и 176 Hf / 177 Hf, а также промежуточные 206 Pb / 204 Pb, 207 Pb / 204 Пб, 208 Пб / 204Pb. Этот центральный домен мантии имеет несколько названий, каждое из которых имеет несколько разные значения. PREMA, или «преобладающая мантия», был первым термином, введенным Зиндлером и Хартом (1986) для описания наиболее распространенного состава базальтов океанических островов. [7] Hart et al. (1992) позже назвал место пересечения базальтовых составов океанических островов в радиогенном изотопном множественном пространстве «Фокусной зоной» или FOZO. [8] Фарли и др. (1992) в том же году описал компонент с высоким содержанием 3 He / 4 He (примитивная геохимическая характеристика) в шлейфах как «примитивная гелиевая мантия» или PHEM. [9]Наконец, Ханан и Грэм (1996) использовали термин «C» (для обозначения общего компонента) для описания общего компонента смешения в породах, происходящих из мантии. [10]

Присутствие определенного мантийного домена в базальтах океанических островов из двух горячих точек, о чем свидетельствует определенный радиогенный изотопный состав, не обязательно указывает на то, что мантийные плюмы с аналогичным изотопным составом происходят из одного и того же физического резервуара в глубокой мантии. Вместо этого предполагается, что мантийные домены со схожим радиогенным изотопным составом, отобранные в разных местах горячих точек, имеют схожую геологическую историю. [11] Например, считается, что горячие точки EM2 на Самоа и Общество имеют мантийный источник, содержащий переработанную верхнюю континентальную кору [12] , идея, которая подтверждается наблюдениями за стабильными изотопами, включая δ 18 O и δ 7Ли. Изотопное сходство не означает, что Самоа и Общество имеют один и тот же физический мантийный источник, о чем свидетельствуют их несколько отличные друг от друга массивы в радиогенном изотопном множественном пространстве. Таким образом, горячие точки, которые классифицируются как «EM1», «EM2», «HIMU» или «FOZO», могут каждый образец физически отличаться, но схожи по составу части мантии. Кроме того, некоторые цепочки горячих точек содержат лавы с широким диапазоном изотопных составов, так что источник плюма, кажется, либо отбирает образцы нескольких доменов, образцы которых можно брать в разное время в процессе вулканической эволюции горячей точки.

Изотопные системы помогают деконволюции геологических процессов, которые способствовали, а в некоторых случаях и времени формирования этих мантийных доменов. Некоторые важные примеры включают присутствие коровых отпечатков пальцев в богатых источниках мантии, которые указывают на то, что материал с земных континентов и океанов может погружаться в мантию и подниматься на поверхность в плавучих подъемах мантийных плюмов. Изотопный анализ серы показал массово-независимое фракционирование (MIF) изотопов серы в некоторых лавах, образованных шлейфом. [13] МИФ изотопов серы - это явление, которое произошло в атмосфере Земли только до Великого окислительного события.~ 2,3 млрд лет. Присутствие переработанного материала с сигнатурами MIF указывает на то, что часть привезенного переработанного материала старше 2,3 млрд лет, образовалась до Великого окислительного события и всплыла на поверхность в результате вулканизма мантийного плюма. Изотопные системы благородных газов , такие как 3 He / 4 He, 20 Ne / 22 Ne и 129 Xe / 130 Xe, были использованы для демонстрации того, что части нижней мантии относительно менее дегазированы и не гомогенизированы, несмотря на миллиарды лет. мантийного конвективного перемешивания. [14] Некоторые большие горячие мантийные шлейфы имеют аномально высокое содержание 3 He / 4 He. С 4Он постоянно вырабатывается на Земле посредством альфа-распада ( 235 238 U, 232 Th и 147 Sm), но 3 He не вырабатывается в заметных количествах в глубинах Земли, соотношение 3 He к 4 He уменьшается в внутренняя часть Земли с течением времени. Ранняя Солнечная система начиналась с высокого уровня 3 He / 4 He, и поэтому Земля сначала аккрецировалась с высоким уровнем 3 He / 4 He. Таким образом, в лавах, полученных из плюмов, высокое содержание 3 He / 4 He является «древним» геохимическим признаком, указывающим на существование хорошо сохранившегося гелия.резервуар в глубокой мантии. Время образования этого резервуара ограничено наблюдаемыми аномалиями 129 Xe / 130 Xe в базальтах океанических островов, потому что 129 Xe образовался только в результате распада 129 I в течение первых ~ 100 млн лет в истории Земли. [15] Вместе высокое содержание 3 He / 4 He и 129 Xe / 130 Xe указывает на относительно менее дегазированный примитивный домен благородного газа, который относительно хорошо сохранился со времен раннего гадея .

Источники мантии [ править ]

Существуют различные источники, идентифицированные для базальтовой магмы океанических островов в мантии Земли. Эти мантийные источники выводятся из различий в соотношении радиогенных изотопов , которые магмы наследуют от своей материнской породы. Источники были определены на основе комбинированного анализа изотопов стронция (Sr), неодима (Nd) и свинца (Pb). Источники по определению радиогенных изотопов:

Обогащенные источники
EMIОбогащенная мантия I [16]Вероятно, мантия загрязнена материалом субдуцированных пелагических отложений . Альтернативное объяснение состоит в том, что этот источник происходит из субконтинентальной литосферы, которая также может быть загрязнена субдуцированными пелагическими отложениями. [17]
EMIIОбогащенная мантия IIВероятно мантия загрязнен материалом , полученная в результате переработки [А] из терригенных отложений из континентальной коры в мантию. [17]
HIMUВысокое соотношение U / PbВероятно, происходит из субдуцированной океанической коры , которая не была гомогенизирована с остальной частью мантии. Отсутствие гомогенизации могло быть связано с накоплением субдуцированной океанической коры в крупномасштабных «мегалитах» на сейсмическом разрыве 670 км или вблизи границы ядро-мантия. [18]
Истощенные источники
PREMAПреобладающая мантияВозможно, образовался в результате смешения всех других мантийных источников или источника, образовавшегося в начале истории Земли. [16]
DMMИстощенная мантия
ФОЗОЗона фокусировкиИсточник, связанный с мантийными шлейфами. Имеет промежуточный состав между DMM и HIMU. Название Focus Zone происходит от очевидного разветвления составов из этой зоны при отображении данных изотопного состава на тетраэдрической диаграмме. ФОЗО содержит высокое содержание гелия-3 . Источник ФОЗО связан с глубинными мантийными плюмами. Предполагается, что FOZO представляет собой либо материал плюма, который поднимается от границы ядро-мантия, либо материал, который присоединяется к плюму в виде листа по мере того, как плюм поднимается от границы ядро-мантия. [19]

Сноски [ править ]

  1. ^ Субдукция, субдукционная эрозия и т. Д.

Ссылки [ править ]

Ноты
  1. Перейти ↑ Weaver, Barry L. (октябрь 1990 г.). «Геохимия сильно недонасыщенных океанических островных базальтовых комплексов из южной части Атлантического океана: острова Фернандо-де-Норонья и Триндади». Вклад в минералогию и петрологию . 105 (5): 502–515. Bibcode : 1990CoMP..105..502W . DOI : 10.1007 / BF00302491 .
  2. ^ a b Джексон, Мэтью Джерард (2016). «Базальты океанических островов». Энциклопедия инженерной геологии . Энциклопедия серии наук о Земле. С. 1–5. DOI : 10.1007 / 978-3-319-39193-9_248-1 . ISBN 978-3-319-12127-7.
  3. ^ Staudigel, Hubert; Копперс, Энтони А.П. (2015). «Подводные горы и островостроение». Энциклопедия вулканов . С. 405–421. DOI : 10.1016 / b978-0-12-385938-9.00022-5 . ISBN 9780123859389.
  4. ^ Французский, Скотт В .; Романович, Барбара (2 сентября 2015 г.). «Широкие перья, уходящие корнями в основание мантии Земли под основными горячими точками». Природа . 525 (7567): 95–99. Bibcode : 2015Natur.525 ... 95F . DOI : 10,1038 / природа14876 . PMID 26333468 . 
  5. ^ Гранд, Стивен П .; Ван дер Хилст, Роб Д .; Видиянторо, Шри (1997). «Глобальная сейсмическая томография: снимок конвекции в земле» (PDF) . GSA сегодня . 7 (4): 1–7.
  6. ^ a b Джексон, Мэтью Дж .; Дасгупта, Радждип (ноябрь 2008 г.). «Составы HIMU, EM1 и EM2 из глобальных трендов между радиогенными изотопами и основными элементами в базальтах океанических островов». Письма о Земле и планетах . 276 (1–2): 175–186. Bibcode : 2008E и PSL.276..175J . DOI : 10.1016 / j.epsl.2008.09.023 .
  7. ^ Зиндлер, A (1 января 1986). «Химическая геодинамика». Ежегодный обзор наук о Земле и планетах . 14 (1): 493–571. DOI : 10.1146 / annurev.earth.14.1.493 .
  8. ^ Харт, SR; Hauri, EH; Oschmann, LA; Уайтхед, Дж. А. (24 апреля 1992 г.). «Мантийные плюмы и вовлечение: изотопные свидетельства». Наука . 256 (5056): 517–520. Bibcode : 1992Sci ... 256..517H . DOI : 10.1126 / science.256.5056.517 .
  9. ^ Фарли, штат Калифорния; Натланд, JH; Крейг, Х. (июнь 1992 г.). «Бинарное смешение обогащенных и негазированных (примитивных?) Мантийных компонентов (He, Sr, Nd, Pb) в лавах Самоа». Письма о Земле и планетах . 111 (1): 183–199. Bibcode : 1992E и PSL.111..183F . DOI : 10.1016 / 0012-821X (92) 90178-X .
  10. ^ Ханан, BB; Грэм, DW (17 мая 1996 г.). «Свинец и свидетельство изотопов гелия из океанических базальтов для общего глубинного источника мантийных плюмов». Наука . 272 (5264): 991–995. Bibcode : 1996Sci ... 272..991H . DOI : 10.1126 / science.272.5264.991 .
  11. ^ Уайт, Уильям М. (декабрь 2015 г.). «Изотопы, DUPAL, LLSVP и Anekantavada». Химическая геология . 419 : 10–28. Bibcode : 2015ChGeo.419 ... 10W . DOI : 10.1016 / j.chemgeo.2015.09.026 .
  12. ^ Джексон, Мэтью G .; Харт, Стэнли Р .; Копперс, Энтони А.П.; Штаудигель, Юбер; Контер, Джаспер; Блуштайн, Ежи; Курц, Марк; Рассел, Джейми А. (август 2007 г.). «Возвращение субдуцированной континентальной коры в лавах Самоа». Природа . 448 (7154): 684–687. Bibcode : 2007Natur.448..684J . DOI : 10,1038 / природа06048 . hdl : 1912/2075 .
  13. ^ Кабрал, Рита А .; Джексон, Мэтью Дж .; Роуз-Кога, Эстель Ф .; Кога, Кеннет Т .; Уайтхаус, Мартин Дж .; Антонелли, Майкл А .; Фаркуар, Джеймс; Дэй, Джеймс Мэриленд; Хаури, Эрик Х. (24 апреля 2013 г.). «Аномальные изотопы серы в лавах плюмов обнаруживают глубокие мантийные хранилища архейской коры». Природа . 496 (7446): 490–493. Bibcode : 2013Natur.496..490C . DOI : 10,1038 / природа12020 . PMID 23619695 . 
  14. ^ Грэм, Дэвид В. (2002). «Геохимия изотопов благородных газов в базальтах Срединного хребта и океанических островов: характеристика резервуаров мантийных источников». Благородные газы . С. 247–318. DOI : 10.1515 / 9781501509056-010 . ISBN 978-1-5015-0905-6.
  15. ^ Mukhopadhyay, Sujoy (6 июня 2012). «Ранняя дифференциация и летучая аккреция зафиксированы в неоне и ксеноне в глубокой мантии». Природа . 486 (7401): 101–104. Bibcode : 2012Natur.486..101M . DOI : 10.1038 / nature11141 . PMID 22678288 . 
  16. ^ a b Дикин 2005, стр. 157
  17. ^ a b Дикин 2005, стр. 161–162
  18. ^ Дикин 2005, стр. 151
  19. ^ Дикин 2005, стр. 164
Источники
  • Ниу, Яолин; Уилсон, Марджори; Хамфрис, Эмма Р .; О'Хара, Майкл Дж. (Июль 2011 г.). «Происхождение базальтов внутриплитных островов океана (OIB): эффект крышки и его геодинамические последствия» . Журнал петрологии . 52 (7–8): 1443–1468. Bibcode : 2011JPet ... 52.1443N . DOI : 10.1093 / петрологии / egr030 .
  • Дикин, Алан П. (2005) [1995]. Радиогенная геология изотопов (2-е изд.). Издательство Кембриджского университета.