Вулканическая пассивная окраина

Вулканические пассивные окраины ( ВПМ ) и невулканические пассивные окраины — это две формы переходной коры , которые лежат под пассивными континентальными окраинами , возникающими на Земле в результате формирования океанских бассейнов посредством континентального рифтинга . Инициирование магматических процессов, связанных с вулканическими пассивными окраинами, происходит до и/или во время процесса рифтогенеза в зависимости от причины рифтогенеза. Существует две общепринятые модели формирования ВПМ: горячие точки / мантийные плюмы и притяжение плит . Оба приводят к большим и быстрым потокам лавы за относительно короткий период геологического времени (т.е. пару миллионов лет). Прогресс ВПМ продолжается по мере того, как начинается охлаждение и опускание , когда окраины уступают место образованию нормальной океанической коры из расширяющихся разломов. ^{[ 1 ]}

Характеристики

Несмотря на различия в происхождении и формировании, большинство ВПМ имеют одни и те же характеристики:

мощностью от 4 до 7 км базальтовые и (часто) кислые субаэральные потоки ; рой даек и порогов, идущих параллельно нормальным разломам, обращенным к континенту. ^{[ 1 ]}^{[ 2 ]}
Тела толщиной от 10 до 15 км в нижней коре (HVLC) демонстрируют высокие скорости сейсмических продольных волн , от 7,1 до 7,8 км/с, которые лежат под переходной корой (корой между континентальной корой и океанической корой ). ^{[ 2 ]}^{[ 3 ]}
Серия падающих в сторону моря отражателей (SDR): Внутренние SDR залегают над переходной континентальной корой. Они состоят из различных смесей субаэральных вулканических потоков, вулканокластических и невулканических отложений шириной от 50 до 150 км и мощностью 5–10 км. Внешние SDR залегают на переходной океанической коре и состоят из подводных базальтовых потоков толщиной от 3 до 9 км. ^{[ 2 ]}^{[ 3 ]}

Разработка

Не в масштабе
Истончающаяся кора растягивается до предела, образуя срединно-океанический хребет (А). Мантийный материал поднимается вверх, заполняя разрыв срединно-океанического хребта (В) и охлаждается, образуя океаническую кору (С). Потоки вулканического покрова поверх переходной океанической коры образуют внешние отражатели, падающие в сторону моря (D). Конвекция мантийного материала вдоль основания переходной коры охлаждается с образованием HVLC (E).

Растяжение истончает корку. Магма достигает поверхности через излучающие силлы и дайки, образуя базальтовые потоки, а также глубокие и неглубокие магматические очаги под поверхностью. Кора постепенно опускается из-за термического опускания, и первоначально горизонтальные базальтовые потоки поворачиваются так, что становятся отражателями, падающими в сторону моря.

Инициирование разлома

Активный рифтогенство

Модель активного рифта предполагает разрыв, вызванный активностью горячих точек или мантийных плюмов. Апвеллинги горячей мантии, известные как мантийные плюмы, зарождаются глубоко в Земле и поднимаются, нагревая и утончая литосферу. Нагретая литосфера истончается, ослабевает, поднимается и, наконец, распадается. Усиленное плавление после распада континентов очень важно для ВПМ, создавая более толстую, чем обычно, океаническую кору толщиной от 20 до 40 км. ^{[ 1 ]} Другие расплавы, вызванные апвеллингом, связанным с конвекцией, образуют резервуары магмы, из которых рой даек и пороги в конечном итоге выходят на поверхность, создавая характерные падающие в сторону моря потоки лавы. Эта модель спорна. ^{[ 1 ]}^{[ 2 ]}^{[ 4 ]}^{[ 5 ]}

Пассивный рифтинг

Модель пассивного рифта предполагает, что притяжение плит растягивает литосферу и истончает ее. Чтобы компенсировать истончение литосферы, астеносфера поднимается вверх, расплавляется за счет адиабатической декомпрессии, а производные расплавы поднимаются на поверхность для извержения. Расплавы поднимаются по разломам к поверхности, образуя дайки и силлы. ^{[ 1 ]}^{[ 2 ]}^{[ 3 ]}^{[ 4 ]}^{[ 5 ]}^{[ 6 ]}

Развитие переходной коры

Продолжающееся расширение приводит к ускорению вулканической активности, включая повторные извержения. Повторяющиеся извержения образуют толстую последовательность слоев лавы, общая толщина которых может достигать 20 км. Эти пласты идентифицируются на разрезах сейсмической рефракции как отражатели, падающие в сторону моря. Важно отметить, что ранняя фаза вулканической активности не ограничивается производством базальтов . риолит и другие кислые породы. В этих зонах также встречаются ^{[ 2 ]}^{[ 3 ]}^{[ 5 ]}

Продолжающееся расширение с вулканической активностью образует переходную кору, приваривая расколовшийся континент к зарождающемуся дну океана. Вулканические пласты покрывают переход от истонченной континентальной коры к океанической. На этом этапе также происходит формирование высокоскоростных сейсмических зон под утоненной континентальной корой и переходной корой. Эти зоны идентифицируются по типичным сейсмическим скоростям от 7,2 до 7,7 км/с и обычно интерпретируются как слои основных и ультраосновных пород, покрывающих переходную кору. ^{[ 2 ]}^{[ 3 ]}^{[ 5 ]} Астеносферный апвеллинг приводит к образованию срединно-океанического хребта, и новая океаническая кора постепенно разделяет некогда соединенные половины рифта. Продолжающиеся извержения вулканов распространяют потоки лавы через переходную кору и на океаническую кору. Из-за высокой скорости магматической активности новая океаническая кора образуется намного толще типичной океанической коры. Некоторые предполагают, что обильное количество вулканического материала также привело к образованию океанических плато в это время.

Пост-рифт

Завершающая и самая продолжительная фаза — продолжающееся термическое опускание переходной коры и накопление осадков. Продолжающееся расширение морского дна приводит к образованию океанической коры нормальной толщины. Со временем это образование нормальной океанической коры и расширение морского дна приводит к образованию океана. ^{[ 2 ]} Эта фаза представляет наибольший интерес для нефтяной промышленности и геологов-седиментаторов.

Распространение и примеры

Распределение известных вулканических окраин показано на графике справа. Многие из окраин не были тщательно исследованы, а более пассивные окраины время от времени идентифицируются как вулканические.

Вулканические пассивные окраины:

Южная Атлантика
Западная Австралия
Юго-Западная Индия
Западная Гренландия
Восточная Гренландия
Северное Лабрадорское море
Юг Аравии
Норвежская маржа
Атлантическая окраина США

Карта, показывающая распределение пассивных окраин Земли с выделенными известными вулканическими и невулканическими окраинами. Поля отмечены цветными масками, где самые темные синие и красные цвета представляют собой невулканические и вулканические пассивные поля соответственно.

Пример VPM: Атлантическая окраина США

Пассивная окраина США в Атлантическом океане простирается от Флориды до юга Новой Шотландии. Этот ВПМ стал результатом распада суперконтинента Пангея , в котором Северная Америка отделилась от северо-западной Африки и Иберии, образовав Северную часть Атлантического океана. Эта окраина имеет типичную историю тектонических событий, которые характерны для вулканических пассивных окраин с рифтингом и образованием пассивных окраин, произошедшими 225-165 миллионов лет назад. Как и другие ВПМ, окраина восточного побережья США развивалась в два этапа: во-первых, рифтинг, начавшийся в период от среднего до позднего триаса и продолжавшийся в юрский период, и, во-вторых, спрединг морского дна, который начался в юрский период и продолжается сегодня. Восточное побережье США включает в себя несколько компонентов, характерных для ВПМ, включая падающие в сторону моря отражатели, паводковые базальты, дайки и пороги.

Ссылки

^ Jump up to: ^а ^б ^с ^д ^и Жоффруа, Лоран (2005). «Вулканические пассивные окраины» . Геофизические отчеты . 337 (16): 1395–1408. Бибкод : 2005CRGeo.337.1395G . дои : 10.1016/j.crte.2005.10.006 .
^ Jump up to: ^а ^б ^с ^д ^и ^ж ^г ^час Мартен А., Мензис; и др. (2002). «Характеристика вулканических рифтовых окраин». Специальный доклад Геологического общества Америки . 362 : 1–14.
^ Jump up to: ^а ^б ^с ^д ^и Ладно, Нильгюн (1995). Термическое развитие и омоложение окраинных плато вдоль транстенсионных вулканических окраин Норвежско-Гренландского моря . Городской университет Нью-Йорка. {{cite book}}: CS1 maint: отсутствует местоположение издателя ( ссылка )
^ Jump up to: ^а ^б Гернигон, Лоран; и др. (20 марта 2005 г.). «Норвежская вулканическая окраина» . www.mantleplumes.org . Проверено 8 декабря 2008 г.
^ Jump up to: ^а ^б ^с ^д Гроб, Миллард Ф.; Олав Эльдхольм (февраль 1994 г.). «Крупные магматические провинции: структура земной коры, размеры и внешние последствия». Обзоры геофизики . 32 (1): 1–36. Бибкод : 1994RvGeo..32....1C . дои : 10.1029/93RG02508 .
^ Муттер, Джон К.; и др. (10 февраля 1988 г.). «Конвективное частичное плавление: модель формирования мощных базальтовых толщ в начале распространения». Журнал геофизических исследований . 93 (Б2): 1031–1048. Бибкод : 1988JGR....93.1031M . дои : 10.1029/JB093iB02p01031 .

[Geoffroy-1] Jump up to: ^а ^б ^с ^д ^и Жоффруа, Лоран (2005). «Вулканические пассивные окраины» . Геофизические отчеты . 337 (16): 1395–1408. Бибкод : 2005CRGeo.337.1395G . дои : 10.1016/j.crte.2005.10.006 .

[book1-2] Jump up to: ^а ^б ^с ^д ^и ^ж ^г ^час Мартен А., Мензис; и др. (2002). «Характеристика вулканических рифтовых окраин». Специальный доклад Геологического общества Америки . 362 : 1–14.

[95thesis-3] Jump up to: ^а ^б ^с ^д ^и Ладно, Нильгюн (1995). Термическое развитие и омоложение окраинных плато вдоль транстенсионных вулканических окраин Норвежско-Гренландского моря . Городской университет Нью-Йорка. {{cite book}}: CS1 maint: отсутствует местоположение издателя ( ссылка )

[Norway-4] Jump up to: ^а ^б Гернигон, Лоран; и др. (20 марта 2005 г.). «Норвежская вулканическая окраина» . www.mantleplumes.org . Проверено 8 декабря 2008 г.

[93RG02508-5] Jump up to: ^а ^б ^с ^д Гроб, Миллард Ф.; Олав Эльдхольм (февраль 1994 г.). «Крупные магматические провинции: структура земной коры, размеры и внешние последствия». Обзоры геофизики . 32 (1): 1–36. Бибкод : 1994RvGeo..32....1C . дои : 10.1029/93RG02508 .

[mutter88-6] Муттер, Джон К.; и др. (10 февраля 1988 г.). «Конвективное частичное плавление: модель формирования мощных базальтовых толщ в начале распространения». Журнал геофизических исследований . 93 (Б2): 1031–1048. Бибкод : 1988JGR....93.1031M . дои : 10.1029/JB093iB02p01031 .

[ 1 ]

[ 2 ]

[ 3 ]

[ 4 ]

[ 5 ]

[ 6 ]