Субдукциялық аймақ метаморфизмі - Subduction zone metamorphism - Wikipedia

Балқыманың өндірісі және балқыманың субдукциялық аймақта континентальды қабыққа қосылуы[1]

A субдукция аймағы бұл жер қыртысының бір жері тектоникалық тақта басқа тектоникалық тақтайшаның астында қозғалады; мұхит қабығы қайтадан мантияға қайта өңделеді және континентальды қабық доғаның пайда болуымен пайда болады магмалар. Доғалық магмалар құрлықта өндірілетін магмалардың 20% -дан астамын құрайды[2] және мантияға түсіп, үстіңгі континентальды тақтаның негізіне түскенде субдуктивті тақтадағы минералдардың дегидратациясы нәтижесінде пайда болады.[3] Субдукциялық зоналарда субдукциялық плита түсу кезінде кездесетін жоғары қысым, төмен температура жағдайында пайда болатын тау жыныстарының ерекше алуан түрлілігі бар.[4] Метаморфты жағдайдағы плита осы процесте өтеді, мантияға су жібере отырып, сулы (гидро) минералды фазаларды жасайды және бұзады. Бұл су мантия жынысының балқу температурасын төмендетіп, балқуды бастайды.[5] Осы дегидратациялық реакциялардың жүру уақыты мен жағдайларын түсіну мантия балқуын, жанартау доғасының магматизмін және континентальды жер қыртысының қалыптасуын түсіндірудің кілті болып табылады.[6]

Субдукцияланған жер қыртысының қысым-температуралық жолы

A метаморфтық фациялар қысым мен температура диапазонына және тұрақты бастапқы материалға тән тұрақты минералды жиынтықпен сипатталады. Субдукция аймағы метаморфизм төмен температурамен сипатталады, жоғары ультра жоғары қысым метаморфты арқылы өтетін жол цеолит, прехнит-пумпелелит, блюшист, және эклогит субдукцияланған мұхиттық жер қыртысының фация тұрақтылық аймақтары.[7] Цеолит және прехнитті-пумпеллиитті фациялардың жиынтығы болуы мүмкін немесе болмауы мүмкін, сондықтан метаморфизмнің басталуы тек блюзисттік фация жағдайымен белгіленуі мүмкін.[8] Сабдукты плиталар базальт қабатынан тұрады пелагиялық шөгінділер;[9] алайда, пелагиялық шөгінділер білекке ілулі қабырғаға түсіп кетуі мүмкін және оны түсірмейді.[10] Метаморфты фазалық ауысулардың көпшілігі субдуктивті плитада гидро минералды фазалардың дегидратациясынан туындайды. Гидро минералды фазалардың ыдырауы әдетте 10 км-ден астам тереңдікте жүреді.[11] Осы метаморфтық фациялардың әрқайсысы метаморфиялық жағдайларды, бірақ субдуктивті тақтаны тіркейтін белгілі бір тұрақты минералды жиынтықтың болуымен белгіленеді. Фация арасындағы ауысулар гидро минералдардың қысымның белгілі бір температурасында сусыздануына әкеледі, сондықтан оларды вулкандық доғаның астындағы мантиядағы балқу оқиғаларына бақылауға болады.

Мұхиттық қабық

Доғалық магмалар мантия сынадағы метасоматикалық домендердің ішінара балқуымен өндіріледі, бұл субдукция құрамындағы минералдардың дегидратация балқуынан алынған сұйық фазалармен әрекеттескен. мұхит қабығы орта мұхит жоталарында қалыптасқан.[2] Субдуктивті мұхиттық қыртыс төрт негізгі бөлімнен тұрады. Ең жоғарғы бөлік - бұл қалыңдығы 0,3 км-ге дейін, кремнийлі және әктас қабықшалардан, метеориялық шаңдардан және айнымалы мөлшерден тұратын пелагиялық шөгінділердің жұқа қақпағы. жанартау күлі. Келесі қондырғы қалыңдығы 0,3–0,7 км жастықтан тұрады базальт, базальтикалық магманың мұхит суларына атқылау кезінде сөндіруінен пайда болған. Жастықтың астында базальт базальт болып табылады парақты төсеу кешені, бұл салқындатылған магма өткізгіштерін білдіреді. Төменгі қондырғылар кристалданған магма камерасын бейнелейді орта мұхит жотасы жер қыртысы пайда болды. Ол қалыңдығы 1–5 км қабаттан тұрады габбро қалыңдығы 7 км ультрамафикалық жыныстардың қабаты (мысалы. верлит, герцбургит, дунит, және хромит ).[12] Мұхиттық қабық метабазит деп аталады.[13]

Субдуктивті плитаның сулы минералдары

Жыл сайын 1-2 х 10 триллион килограмм су субдукциялық аймақтарға түседі. Судың шамамен 90-95% -ы гидро сулы минералдарда, соның ішінде слюда, фенгит, амфибол, заңдық, хлорит, тальк, зоизит, және серпантин.[11] Сұйық минералдардың ішіндегі ең маңыздысы - лазсонит (11%% H)2O), флогопит (2%% H)2O) және амфибол (2%% H)2O). Флогопит суды шамамен 200 км тереңдікке дейін босатпайды, ал амфибол суды шамамен 75 км тереңдікте шығарады. Серпентин сонымен қатар маңызды гидравликалық фаза (13%% H)2O) мұхит қабығында ғана бар, ол баяу жайылатын жотада пайда болады ультрамафикалық жыныстар таяз деңгейде орналасады. Лавсонит шамамен 300 км тереңдікке дейін суды жібермейді және мұны жүзеге асырған соңғы гидравликалық минерал болып табылады.[1][11] Метаморфты дегидратация реакциялары субдукция кезінде субдукциялық плитада ерекше байқалады, олар фенгит, лазсонит және зоизит сияқты гидро минералдардың ыдырауына байланысты сұйық қозғалмалы микроэлементтері бар сұйық фазаларды тудырады.[14] Бұл доға магмасы үшін микроэлементтердің таралу үлгісінің ерекше түрін жасайды.[3] Доғалы магмалар мен доғалық магмалардан пайда болған континенттік қабық байытылған бор, қорғасын, мышьяк, және сурьма субдукциялық тақта ішіндегі дегидратациядан алынған. Гидротермиялық тақтадан босатылған сұйықтықтар осы элементтерді жұмылдырады және оларды доға магмаларына қосуға мүмкіндік береді, доғалық магмаларды орта мұхит жоталарында өндірілгендерден ажыратады ыстық нүктелер.[6][15]

Субдуктивті тақтаның ауысуы мен дегидратация реакциялары

Цеолитті фациялар

Базальттар алдымен метаморфоздың астында болуы мүмкін цеолитті фациялар субдукция кезіндегі жағдайлар (50–150 ° C және тереңдігі 1–5 км). Цеолиттер кеуекті сұйықтықтардың базальт және пелагиялық шөгінділермен әрекеттесуі нәтижесінде алынуы мүмкін микропорлы силикат минералдары. Цеолит фациясының жағдайлары, әдетте, көміліп жатқан пелиттік шөгінділерге ғана әсер етеді, бірақ көбінесе везикулярлық базальт көпіршіктері ішінде цеолит минералдары өндірісі арқылы көрінеді. Жастық базальттағы шыны қабықтар цеолитті фация жағдайында метаморфизмге де ұшырайды, бұл цеолиттер шығарады. эуландит немесе стилбит және гидро филлосиликаттар сияқты целадонит, смектит, каолинит, немесе монтмориллонит плюс қосалқы кварц. Кристалды магмалық жыныстар габбро және базальт қабаты бар бөгеттер сияқты субдуктивті плитаның тереңдігі, плагиоклазды дала шпаты натрий мүшесі болған кезде, альбит, детриталды магмалықты ауыстырады плагиоклазды дала шпаты. Сондай-ақ, цеолит фациясындағы үлкен цеолит люмонтит цеолит геландитін алмастырады және филлосиликат хлорити кең таралған.[8][16]

Прехнит-пумпеллиит фациялары

220-320 ° C дейінгі және 4,5 кбардан төмен жолдарда субдуктивті плиталар кездесуі мүмкін прехнит-пумпеллиит фациялары, гидрохлориттің болуымен сипатталады, прехнит, альбит, пумпелелит, тремолит, және эпидот және геуландит пен лаумонит цеолиттерінің жоғалуы. Актинолит жоғары сыныпта болуы мүмкін.[17] Альбиттен басқа, бұл минералдарға тән, олар мантияның еруіне ықпал етуі мүмкін. Бұл минералдар түзілуінде де маңызды глаукофан, бұл блюзисттік фациямен байланысты. Лавсониттің төмен қысымды фазасының басталуы пренит-пумпеллиит фациясының метаморфизмінің ең маңызды маркері болып табылады. Лавсониттің пайда болуы өте маңызды, өйткені лоссонит құрамында 11%% H бар2O[18] ол жоғары дәрежеде шығарылады және айтарлықтай балқуды бастай алады.[8]

Лаумонтит = Лавсонит + Кварц + Н2O[19]

Блюзист фациялары

Құрамында сода көк амфиболы, глаукофан бар блюзист

Блюзист фациялары сода, көк түстің пайда болуымен сипатталады амфибол, атап айтқанда, блюзист фациялары аталған глаукофан. Лавсонит сонымен қатар блюзисттік фацияларды диагностикалайды және глаукофанмен бірге жүреді.[20] Глаукофан түзетін реакциялар төменде келтірілген. Глаукофан өндіретін реакциялардың маңызы зор, өйткені олар суды босата алады немесе гидрофилосиликаттардың ыдырауы арқылы гидроцазды, лазсонитті өндіре алады. Блюзисттік фацияның жоғары қысымында альбит түзілу үшін ыдырауы мүмкін жадеит және кварц. Кальцит псевдоморфозға айналады арагонит блюзисттік жағдайларда. Блюхист фациясының метабазиттерінің басқа кең таралған минералдары болып табылады парагонит, хлорит, титанит, стилпномелан, кварц, альбит, серицит және пумпелелит.

Тремолит + Хлорит + Альбит = Глаукофан + Эпидот + Н2O

Тремолит + Хлорит + Альбит = Глаукофан + Лавсонит

Пумпеллиит + Хлорит + Альбит = Глаукофан + Эпидот + Н2O[8]

Эклогит фациялары

Глюкофан, омфацитті пироксен және гранат бар блюхисттен фаций жынысына эклогит жынысына өту
Құрамында амфацитті пироксен мен гранат бар эклогитті фация рок

Эклогит фациялары әдетте 80-100 км тереңдікте кездеседі және жасыл омфакситарлықтың болуымен сипатталады пироксен және қызыл пироп гранат.[11] Амфациттік пироксен - авгит-жадеит ерітіндісі. Эклогит фациясының жағдайында плагиоклаз тұрақты болмайды. Альбит компоненті глаукофан түзетін реакциялар кезінде ыдырайды және оның натрийі глаукофан мен пироксенге қосылады. Бұл реакция төменде жазылған. Глаукофанның ыдырауы шамамен 600 ° C және 1 GPa-дан жоғары су өндіретін реакция болып табылады, бұл мантияның еруі мен вулканизмін тудыруы мүмкін.[8]

Глаукофан + Парагонит = Пироп + Джадеит + Кварц + Н2O[8]

Эклогит фациялары кезінде пайда болатын тағы бір маңызды су өндіретін реакция - гидрофилосиликат флогопитінің төмендегі реакциямен дегидратациясы. Бұл реакция мантияның айтарлықтай еруі мен вулканизмді тудыруы мүмкін. Мантия балқымасының іске қосылуынан басқа, бұл реакция субдукциялық плитаның өздігінен еруіне әкелуі мүмкін.

Флогопит + Диопсид + Ортофироксен = Н2O + балқыту[1]

Лавсонит 1080 ° C және 9,4 GPa дейін тұрақты болып қалады. лазсониттің бұзылуы мантияға H2O массасын шығарады, бұл плитаның және үстіңгі қабаттың жартылай еруіне әкелуі мүмкін. Лазсониттің ыдырау реакциясы төменде келтірілген.[18]

Лавсонит = Жалпы + Топаз + Стишовит + H2O[18]

Антигорит Серпентин - бұл су көтеретін фаза, ол эклогиттік фация жағдайында ыдырайды. Антигорит 600-700 ° C және 2-5 GPa аралығында ыдырайды. Антигорит құрамында 13%% су бар, сондықтан мантияның айтарлықтай еруіне әкеледі.[11] Реакция төменде келтірілген.

Антигорит = Форстерит + Энстатит + H2O[21]

Эклогиттік фацияға өту 70 км-ден астам тереңдіктегі жер сілкінісінің көзі ретінде ұсынылады. Бұл жер сілкіністері плитаның жиырылуынан пайда болады, өйткені минералдар ықшам кристалды құрылымдарға ауысады. Субдуктивті тақтадағы бұл жер сілкіністерінің тереңдігі Вадати-Бениофф аймағы.[22]

Жұптасқан метаморфты белдеулер

Жұптасқан метаморфты белдеулер метаморфтық екі қарама-қарсы жағдайды көрсететін субдукция аймағына параллель параллель метаморфтық тау жыныстарының жиынтығы ретінде қарастырылды.[23] Траншеяға ең жақын температура, жоғары қысымды метаморфтық жағдайлар аймағы болып табылады, олар блюзисттен эклогитке дейінгі фациялардың жиынтығымен сипатталады. Бұл жинақ траншея бойындағы субдукциямен және аз жылу ағынымен байланысты. Доғаға жақын - амфиболиттен гранулитке дейінгі фация тәрізді минералды қосылыстармен сипатталатын жоғары температуралы-төмен қысымды метаморфтық жағдайлар аймағы. алюмосиликаттар, кордиерит, және ортофироксендер. Бұл жинақтау вулкандық доғаның астында еру нәтижесінде пайда болатын жоғары жылу ағынымен байланысты.[24]

Алайда, әрі қарайғы зерттеулер континентальды интерьерде жұптасқан метаморфтық белдеулердің жиі кездесетіндігін көрсетеді, нәтижесінде олардың шығу тегі туралы қайшылықтар туындайды.[25] Конвергентті тақта шеттеріндегі экстремалды метаморфизм мен субдукциядан кейінгі магматизмді тексеру негізінде жұптасқан метаморфтық белдеулер екі қарама-қарсы метаморфтық фация қатарына дейін кеңейтілген:[7] бірі - <10 ° C / км төмен жылу градиенттерінде метаморфизмді субдукциялау арқылы алынған эклогитті фация қатарына блюзист, ал екіншісі -> 30 ° C жоғары жылу градиенттерінде метаморфизмді рифтеу арқылы алынған гранулитті фация қатарына амфиболит. км.

Әдебиеттер тізімі

  1. ^ а б c Қыс, Джон Д. (2010). Магмалық және метаморфты петрологияның принциптері. Prentice Hall. 344–345 бб. ISBN  978-0-321-59257-6.
  2. ^ а б Тацуми, Ёшиюки (2005). «Субдукция фабрикасы: ол дамып келе жатқан Жерде қалай жұмыс істейді» (PDF). GSA Today. 15. Алынған 3 желтоқсан, 2014.
  3. ^ а б Шпандлер, Карл; т.б. (2003). «Проградтық метаморфизм кезінде микроэлементтердің лоссонитті блюзисттен эклогит фациясына дейін қайта таралуы; терең субдукциялық-зоналық процестердің салдары». Минералогия мен петрологияға қосқан үлестері. 146 (2): 205–222. дои:10.1007 / s00410-003-0495-5.
  4. ^ Чжэн, Ю.-Ф., Чен, Ю.-Х., 2016. Континентальды және мұхиттық субдукция зоналарына қарсы. Ұлттық ғылыми шолу 3, 495-519.
  5. ^ «Вулкандар қалай жұмыс істейді - Вулканизмнің субдукциялық аймағы». Сан-Диего мемлекеттік университетінің геологиялық ғылымдар бөлімі.
  6. ^ а б Мибе, Кенджи; т.б. (2011). «Субдукциялық аймақтардағы плиталардың дегидратациясына қарсы плиталардың балқуы». Ұлттық ғылым академиясының материалдары. 108 (20): 8177–8182. дои:10.1073 / pnas.1010968108. PMC  3100975. PMID  21536910.
  7. ^ а б Чжэн, Ю.-Ф., Чен, Р.-Х., 2017. Аймақтық метаморфизм экстремалды жағдайда: конвергентті пластинаның шетіндегі орогенияға салдары. Asian Earth Science журналы 145, 46-73.
  8. ^ а б c г. e f Қыс, Джон Д. (2010). Магмалық және метаморфты петрологияның принциптері. Prentice Hall. 541-548 беттер. ISBN  978-0-321-59257-6.
  9. ^ Рейнольдс, Стивен (2012-01-09). Геологияны зерттеу. McGraw-Hill. б. 124. ISBN  978-0073524122.
  10. ^ Bebout, Grey E. (31 мамыр, 2007). «Субдукцияның метаморфиялық химиялық геодинамикасы». Жер және планетарлық ғылыми хаттар. 260: 375. Бибкод:2007E & PSL.260..373B. дои:10.1016 / j.epsl.2007.05.050.
  11. ^ а б c г. e Пикон, Саймон М. (1 қаңтар 2004). «Субдуктивті плиталардың термиялық құрылымы және метаморфтық эволюциясы». Эйлерде Джон (ред.) Субдукция фабрикасының ішінде. Геофизикалық монография сериясы. 138. Американдық геофизикалық одақ. 12-15 бет. ISBN  9781118668573.
  12. ^ Лиу, Юн; т.б. «Офиолит». Ғылымға қол жеткізу. McGraw-Hill білімі. Жоқ немесе бос | url = (Көмектесіңдер)
  13. ^ Қыс, Джон Д. (2010). Магмалық және метаморфты петрологияның принциптері. Prentice Hall. б. 249. ISBN  978-0-321-59257-6.
  14. ^ Чжэн, ЁнФэй; Чен, РенХу; Сюй, Чжэн; Чжан, ШаоБинг (20 қаңтар 2016). «Судың субдукциялық аймақтардағы тасымалы». Ғылым Қытай Жер туралы ғылымдар. 59 (4): 651–682. дои:10.1007 / s11430-015-5258-4.
  15. ^ Нолл, П.Д .; т.б. (1995). «Гидротермиялық сұйықтықтардың субдукциялық аймақ магмаларын алудағы рөлі: сидерофилді және халькофильді микроэлементтер мен бордан алынған дәлелдер». Geochimica et Cosmochimica Acta. 60 (4): 587–611. дои:10.1016 / 0016-7037 (95) 00405-x.
  16. ^ Лиу, Юн (1979). «Шығыс Тайвань Офиолитінен шыққан базальт жыныстарының цеолиттік фациялары метаморфизмі». Американдық минералог. 64.
  17. ^ Фрей, М .; т.б. (1991). «Төмен метабазиттерге арналған жаңа петрогенетикалық тор». Метаморфтық геология журналы. 9: 497–509. дои:10.1111 / j.1525-1314.1991.tb00542.x.
  18. ^ а б c Поули, А.Р (3 мамыр, 1994). «Лазсониттің қысым және температура тұрақтылық шектері: Н-ге әсері2O субдукциялық аймақтардағы қайта өңдеу ». Минералогия мен петрологияға қосқан үлестері. 118: 99–108. Бибкод:1994CoMP..118 ... 99P. дои:10.1007 / BF00310614.
  19. ^ Қыс, Джон Д. (2010). Магмалық және метаморфты петрологияның принциптері. Prentice Hall. б. 575. ISBN  978-0-321-59257-6.
  20. ^ Маекава, Хлиоказу (1993 ж. 5 тамыз). «Белсенді субдукция аймағындағы блюзисттік метаморфизм». Табиғат. 364 (6437): 520–523. дои:10.1038 / 364520a0.
  21. ^ Қыс, Джон Д. (2010). Магмалық және метаморфты петрологияның принциптері. Prentice Hall. б. 648. ISBN  978-0-321-59257-6.
  22. ^ Грин, Гарри (қыркүйек 1994). «Терең жер сілкіністерінің парадоксын шешу». Ғылыми американдық: 64–71.
  23. ^ Мияширо, А., 1961. Метаморфтық белдеулер эволюциясы. Petrology журналы 2, 277–311.
  24. ^ Оксбург, Э.Р .; т.б. (1971 ж., 10 ақпан). «Арал доғалы аймақтарындағы жұптасқан метаморфты белдеулердің пайда болуы және жер қыртысының кеңеюі». Геофизикалық зерттеулер журналы. 76 (5): 1315–1327. Бибкод:1971JGR .... 76.1315O. дои:10.1029 / jb076i005p01315.
  25. ^ Браун, М., 2006. Термиялық режимдердің қосарлануы - неоархиялық кезеңнен бастап пластиналық тектониканың айрықша сипаттамасы. Геология 34, 961–964.