Метаморфизм зоны субдукции
Зона субдукции — это область земной коры, где одна тектоническая плита движется под другую тектоническую плиту; океаническая кора возвращается обратно в мантию, а континентальная кора образуется в результате образования дуговых магм . Дуговые магмы составляют более 20% магм, образующихся на Земле. [ 2 ] и образуются в результате обезвоживания минералов внутри погружающейся плиты, когда она спускается в мантию и аккрецируется на основании перекрывающей континентальной плиты. [ 3 ] Зоны субдукции содержат уникальное разнообразие типов горных пород, образованных в условиях высокого давления и низкой температуры, с которыми погружающаяся плита сталкивается во время своего спуска. [ 4 ] Метаморфические условия, через которые проходит плита в этом процессе, порождают и изменяют водосодержащие (воднистые) минеральные фазы, выделяя воду в мантию. Эта вода снижает температуру плавления мантийных пород, инициируя плавление. [ 5 ] Понимание времени и условий, в которых происходят эти реакции дегидратации, является ключом к интерпретации плавления мантии, магматизма вулканических дуг и формирования континентальной коры. [ 6 ]
Метаморфическая фация характеризуется стабильной минеральной ассоциацией, специфичной для диапазона давления и температуры и специфическим исходным материалом. зоны субдукции Метаморфизм характеризуется низкотемпературным при высоких и сверхвысоких давлениях метаморфическим путем через зоны стабильности цеолитовой , пренит-пумпеллиитовой, голубосланцевой и эклогитовой фаций субдуцированной океанической коры. [ 7 ] Комплексы цеолитовой и пренит-пумпеллиитовой фаций могут присутствовать или отсутствовать, таким образом, начало метаморфизма может быть отмечено только условиями голубосланцевой фации. [ 8 ] Погружающиеся плиты сложены базальтовой корой, покрытой пелагическими осадками ; [ 9 ] однако пелагические отложения могут срастаться с нависающей стенкой преддуга, а не погружаться. [ 10 ] Большинство метаморфических фазовых переходов, происходящих внутри погружающейся плиты, вызваны дегидратацией водных минеральных фаз. Распад водных минеральных фаз обычно происходит на глубинах более 10 км. [ 11 ] Каждая из этих метаморфических фаций отмечена наличием определенного стабильного минерального комплекса, фиксирующего метаморфические условия, которым подверглась погружающаяся плита. Переходы между фациями вызывают дегидратацию водных минералов при определенных условиях давления и температуры, и поэтому их можно отследить до событий плавления в мантии под вулканической дугой.
Океаническая кора
[ редактировать ]Дуговые магмы образуются в результате частичного плавления метасоматических доменов мантийного клина, которые прореагировали с жидкими фазами, образовавшимися в результате дегидратационного плавления минералов, содержащихся в субдуцирующей океанической коре, образовавшейся на срединно-океанических хребтах. [ 2 ] Погружающаяся океаническая кора состоит из четырех основных единиц. Самая верхняя толща представляет собой тонкую шапку пелагических отложений мощностью до 0,3 км, сложенную кремнистыми и известковыми ракушками, метеорной пылью и переменным количеством вулканического пепла . Следующая толща сложена подушечными базальтами мощностью 0,3–0,7 км , образовавшимися в результате закалки базальтовой магмы при ее извержении в океанские воды. Под подушкообразными базальтами находится базальтовый пластинчатый дайковый комплекс , представляющий собой каналы остывшей магмы. Нижние толщи представляют собой кристаллизованный магматический очаг, питающий срединно-океанический хребет , на котором образовалась кора. Он состоит из слоистого габбро толщиной 1–5 км поверх слоя ультраосновных пород (например , верлита , гарцбургита , дунита и хромита толщиной <7 км ). [ 12 ] Океаническую кору называют метабазитом. [ 13 ]
Водные минералы погружающейся плиты
[ редактировать ]Ежегодно в зоны субдукции спускается 1–2 х 10 триллионов килограммов воды. Примерно 90–95% этой воды содержится в водных минералах, включая слюду , фенгит , амфибол , лавсонит , хлорит , тальк , цоизит и серпентин . [ 11 ] Наиболее значимыми водными минералами являются лавсонит (11 мас. % H 2 O), флогопит (2 мас. % H 2 O) и амфибол (2 мас. % H 2 O). Флогопит не выделяет воду до глубины примерно 200 км, тогда как амфибол выделяет воду примерно на глубине 75 км. Серпентин также является важной водной фазой (13 мас.% H 2 O), которая присутствует только в океанической коре, образовавшейся на медленно спрединговом хребте, где ультраосновные породы располагаются на неглубоких уровнях. Лавсонит не выделяет воду до глубины примерно 300 км и является последним водным минералом, который это делает. [ 1 ] [ 11 ] Реакции метаморфической дегидратации широко распространены в субдуцирующей плите во время субдукции, приводя к образованию жидких фаз, содержащих подвижные в жидкости микроэлементы, в результате распада водных минералов, таких как фенгит, лавсонит и цоизит. [ 14 ] Это формирует уникальный тип распределения микроэлементов в дуговой магме. [ 3 ] Дуговые магмы и континентальная кора, образовавшаяся из дуговых магм, обогащены бором , свинцом , мышьяком и сурьмой , образовавшимися в результате дегидратации внутри погружающейся плиты. Гидротермальные жидкости, высвобождаемые из плиты, мобилизуют эти элементы и позволяют им включаться в дуговые магмы, отличая дуговые магмы от магм, образующихся на срединно-океанических хребтах и горячих точках . [ 6 ] [ 15 ]
Фациальные переходы и реакции дегидратации погружающейся плиты
[ редактировать ]Цеолитовая фация
[ редактировать ]Базальты могут впервые метаморфизоваться в условиях цеолитовой фации (50–150 ° C и глубина 1–5 км) во время субдукции. Цеолиты — это микропористые силикатные минералы, которые могут образовываться в результате реакции поровых флюидов с базальтовыми и пелагическими осадками. Условия цеолитовой фации обычно влияют только на пелитовые отложения, подвергающиеся захоронению, но обычно проявляются в образовании цеолитовых минералов внутри везикул везикулярного базальта. Стекловидные корки подушечных базальтов также подвержены метаморфизму в условиях цеолитовой фации, в результате чего образуются цеолиты гейландит или стильбит и водные филлосиликаты, такие как селадонит , смектит , каолинит или монтмориллонит плюс вторичный кварц . Кристаллические магматические породы погружающейся плиты, такие как габбро и базальтовые пластинчатые дайки, остаются стабильными до большей глубины, когда натриевый концевой член плагиоклазового полевого шпата, альбит , заменяет обломочный магматический плагиоклазовый полевой шпат . Также на большей глубине в цеолитовой фации встречается цеолит ломонтит. заменяет цеолит гейландит и часто встречается слоистый силикатный хлорит. [ 8 ] [ 16 ]
Пренит-пумпеллиитовая фация
[ редактировать ]На путях до 220–320 °C и ниже 4,5 кбар погружающиеся плиты могут столкнуться с пренит-пумпеллиитовой фацией , характеризующейся наличием водного хлорита, пренита , альбита, пумпеллиита , тремолита и эпидота и потерей цеолитов гейландита. и ломонтит. Актинолит может встречаться и более высокого качества. [ 17 ] Помимо альбита, эти характерные минералы содержат воду и могут способствовать плавлению мантии. Эти минералы также жизненно важны для образования глаукофана , который связан с фацией голубых сланцев. Наступление фазы низкого давления лавсонита является наиболее значимым маркером метаморфизма пренит-пумпеллиитовой фации. Наличие лавсонита значимо, поскольку в лавсоните содержится 11 мас.% H 2 O. [ 18 ] который выделяется с более высоким содержанием и может инициировать значительное плавление. [ 8 ]
Ломонтит = Лавсонит + Кварц + H 2 O [ 19 ]
Фации голубых сланцев
[ редактировать ]
Для фации голубых сланцев характерно образование натриевого синего амфибола , а именно глаукофана, в честь которого названа фация голубых сланцев. Лавсонит также является диагностическим признаком фации голубых сланцев и встречается в ассоциации с глаукофаном. [ 20 ] Реакции образования глаукофана перечислены ниже. Реакции образования глаукофана имеют важное значение, поскольку они могут либо высвобождать воду, либо образовывать водную фазу, лавсонит, в результате распада водных слоистых силикатов. При высоких давлениях фации голубых сланцев альбит может распадаться с образованием жадеита и кварца. Кальцит обычно псевдоморфозируется в арагонит в условиях голубого сланца. Другими распространенными минералами метабазитов голубосланцевой фации являются парагонит , хлорит, титанит , стильпномелан , кварц, альбит, серицит и пумпеллиит.
Тремолит + Хлорит + Альбит = Глаукофан + Эпидот + H 2 O
Тремолит + Хлорит + Альбит = Глаукофан + Лавсонит
Пумпеллиит + Хлорит + Альбит = Глаукофан + Эпидот + H 2 O [ 8 ]
Эклогитовая фация
[ редактировать ]
Эклогитовая фация обычно встречается на глубине 80–100 км и характеризуется присутствием зеленого омфацитового пироксена и красного пиропового граната . [ 11 ] Омфацитовый пироксен представляет собой раствор авгита-жадеита. В условиях эклогитовой фации плагиоклаз уже не стабилен. Альбитовый компонент распадается в ходе реакций образования глаукофана, и его натрий включается в глаукофан и пироксен. Эта реакция написана ниже. Распад глаукофана является важной реакцией образования воды при температуре около 600 ° C и давлении более 1 ГПа, которая может вызвать значительное плавление мантии и вулканизм. [ 8 ]
Глаукофан + Парагонит = Пироп + Жадеит + Кварц + H 2 O [ 8 ]
Другая важная реакция образования воды, которая происходит во время эклогитовой фации, - это дегидратация гидросиликатного флогопита по реакции, представленной ниже. Эта реакция может также вызвать значительное плавление мантии и вулканизм. Помимо запуска плавления мантии, эта реакция может также вызвать частичное плавление самой погружающейся плиты.
Флогопит + Диопсид + Ортопироксен = H 2 O + Расплав [ 1 ]
Лавсонит остается стабильным до 1080 ° C и 9,4 ГПа. При распаде лавсонита выделяется огромное количество H 2 O в мантию, что может вызвать частичное плавление плиты и вышележащей мантии. Реакция распада лавсонита указана ниже. [ 18 ]
Lawsonite = Grossular + Topaz + Stishovite + H 2 O [ 18 ]
Антигорит Серпентин – еще одна важная водосодержащая фаза, разрушающаяся в условиях эклогитовой фации. Антигорит разрушается при температуре 600–700 ° C и давлении 2–5 ГПа. Антигорит содержит 13 мас.% воды и поэтому вызывает существенное плавление мантии. [ 11 ] Реакция указана ниже.
Антигорит = Форстерит + Энстатит + H 2 O [ 21 ]
Переход в эклогитовую фацию предполагается причиной землетрясений на глубинах более 70 км. Эти землетрясения вызваны сжатием плиты по мере перехода минералов в более компактные кристаллические структуры. Глубина этих землетрясений на погружающейся плите известна как зона Вадати-Беньоффа . [ 22 ]
Парные метаморфические пояса
[ редактировать ]Парные метаморфические пояса рассматривались как совокупность параллельных метаморфических пород, параллельных зоне субдукции, демонстрирующих два контрастирующих метаморфических состояния и, следовательно, два различных минеральных комплекса. [ 23 ] Ближе всего к желобу находится зона метаморфических условий низкой температуры и высокого давления, характеризующаяся комплексами фаций голубых сланцев и эклогитов. Этот комплекс связан с субдукцией по желобу и низким тепловым потоком. Ближайшая к дуге зона метаморфических условий высокой температуры и низкого давления характеризуется минеральными ассоциациями амфиболитовой и гранулитовой фации, такими как алюмосиликаты , кордиерит и ортопироксены . Этот комплекс связан с высоким тепловым потоком, возникающим при плавлении под вулканической дугой. [ 24 ]
Однако дальнейшие исследования показывают широкое распространение парных метаморфических поясов во внутренних районах континента, что приводит к разногласиям по поводу их происхождения. [ 25 ] На основе изучения экстремального метаморфизма и постсубдукционного магматизма на краях сходящихся плит парные метаморфические пояса далее расширяются до двух контрастирующих серий метаморфических фаций: [ 7 ] одна представляет собой серию фаций от голубого сланца до эклогита, которая образовалась в результате субдукционного метаморфизма при низких температурных градиентах <10 °C/км, а другая представляет собой серию фации от амфиболита до гранулита, которая образовалась в результате рифтогенного метаморфизма при высоких температурных градиентах >30 °C/км. км.
Ссылки
[ редактировать ]- ^ Jump up to: а б с Винтер, Джон Д. (2010). Принципы магматической и метаморфической петрологии . Прентис Холл. стр. 344–345. ISBN 978-0-321-59257-6 .
- ^ Jump up to: а б Тацуми, Ёсиюки (2005). «Фабрика субдукции: как она работает на развивающейся Земле» (PDF) . ГСА сегодня . 15 (7): 4. doi : 10.1130/1052-5173(2005)015[4:TSFHIO]2.0.CO;2 . Проверено 3 декабря 2014 г.
- ^ Jump up to: а б Спэндлер, Карл; и др. (2003). «Перераспределение микроэлементов во время прогрессивного метаморфизма от лавсонитовой голубой сланцы к эклогитовой фации; последствия для процессов глубокой зоны субдукции» . Вклад в минералогию и петрологию . 146 (2): 205–222. Бибкод : 2003CoMP..146..205S . дои : 10.1007/s00410-003-0495-5 . S2CID 140693326 .
- ^ Чжэн, Ю.-Ф., Чен, Ю.-Х., 2016. Континентальные и океанические зоны субдукции. Национальное научное обозрение 3, 495–519.
- ^ «Как работают вулканы – вулканизм зоны субдукции» . Факультет геологических наук Университета штата Сан-Диего. Архивировано из оригинала 29 декабря 2018 г. Проверено 11 января 2015 г.
- ^ Jump up to: а б Мибе, Кенджи; и др. (2011). «Плавление слябов и обезвоживание слябов в зонах субдукции» . Труды Национальной академии наук . 108 (20): 8177–8182. дои : 10.1073/pnas.1010968108 . ПМК 3100975 . ПМИД 21536910 .
- ^ Jump up to: а б Чжэн Ю.-Ф., Чен Р.-Х., 2017. Региональный метаморфизм в экстремальных условиях: последствия для складчатости на краях конвергентных плит. Журнал азиатских наук о Земле 145, 46–73.
- ^ Jump up to: а б с д и ж Винтер, Джон Д. (2010). Принципы магматической и метаморфической петрологии . Прентис Холл. стр. 541–548. ISBN 978-0-321-59257-6 .
- ^ Рейнольдс, Стивен (9 января 2012 г.). Изучение геологии . МакГроу-Хилл. п. 124. ИСБН 978-0073524122 .
- ^ Бебут, Грей Э. (31 мая 2007 г.). «Метаморфическая химическая геодинамика субдукции». Письма о Земле и планетологии . 260 (3–4): 375. Бибкод : 2007E&PSL.260..373B . дои : 10.1016/j.epsl.2007.05.050 .
- ^ Jump up to: а б с д и Пикок, Саймон М. (1 января 2004 г.). «Термическая структура и метаморфическая эволюция погружающихся плит». В Эйлере, Джон (ред.). Внутри фабрики субдукции . Серия геофизических монографий. Том. 138. Американский геофизический союз. стр. 12–15. ISBN 9781118668573 .
- ^ Лиу, Джун ; и др. «Офиолит». Доступ к науке . Макгроу-Хилл Образование.
{{cite web}}: Отсутствует или пусто|url=( помощь ) - ^ Винтер, Джон Д. (2010). Принципы магматической и метаморфической петрологии . Прентис Холл. п. 249. ИСБН 978-0-321-59257-6 .
- ^ Чжэн, ЮнФей; Чен, Ренсюй; Сюй, Чжэн; Чжан, ШаоБин (20 января 2016 г.). «Перенос воды в зонах субдукции». Наука Китай Науки о Земле . 59 (4): 651–682. Бибкод : 2016ScChD..59..651Z . дои : 10.1007/s11430-015-5258-4 . S2CID 130912355 .
- ^ Нолл, ПД; и др. (1995). «Роль гидротермальных флюидов в производстве магм зоны субдукции: данные по сидерофильным и халькофильным микроэлементам и бору». Geochimica et Cosmochimica Acta . 60 (4): 587–611. дои : 10.1016/0016-7037(95)00405-х .
- ^ Лиу, Джун (1979). «Метаморфизм цеолитовой фации базальтовых пород офиолита Восточного Тайваня». Американский минералог . 64 .
- ^ Фрей, М.; и др. (1991). «Новая петрогенетическая сетка низкометабазитов». Журнал метаморфической геологии . 9 : 497–509. дои : 10.1111/j.1525-1314.1991.tb00542.x .
- ^ Jump up to: а б с Поли, Арканзас (3 мая 1994 г.). «Пределы стабильности давления и температуры лавсонита: последствия для рециркуляции H 2 O в зонах субдукции». Вклад в минералогию и петрологию . 118 (1): 99–108. Бибкод : 1994CoMP..118...99P . дои : 10.1007/BF00310614 . S2CID 128408585 .
- ^ Винтер, Джон Д. (2010). Принципы магматической и метаморфической петрологии . Прентис Холл. п. 575. ИСБН 978-0-321-59257-6 .
- ^ Маэкава, Хлиокадзу (5 августа 1993 г.). «Метаморфизм голубых сланцев в активной зоне субдукции». Природа . 364 (6437): 520–523. Бибкод : 1993Natur.364..520M . дои : 10.1038/364520a0 . S2CID 4315927 .
- ^ Винтер, Джон Д. (2010). Принципы магматической и метаморфической петрологии . Прентис Холл. п. 648. ИСБН 978-0-321-59257-6 .
- ^ Грин, Гарри (сентябрь 1994 г.). «Разрешение парадокса глубоких землетрясений». Научный американец . 271 (3): 64–71. Бибкод : 1994SciAm.271c..64G . doi : 10.1038/scientificamerican0994-64 .
- ^ Мияширо, А., 1961. Эволюция метаморфических поясов. Журнал петрологии 2, 277–311.
- ^ Оксбург, ER; и др. (10 февраля 1971 г.). «Происхождение парных метаморфических поясов и расширение земной коры в районах островных дуг». Журнал геофизических исследований . 76 (5): 1315–1327. Бибкод : 1971JGR....76.1315O . дои : 10.1029/jb076i005p01315 .
- ^ Браун, М., 2006. Двойственность термических режимов является отличительной чертой тектоники плит начиная с неоархея. Геология 34, 961–964.