_4.jpg/1280px-Chromitic_serpentinite_(Little_Port_Complex,_Bay_of_Islands_Ophiolite,_Middle_Cambrian,_505_Ma;_Springer's_Hill_outcrop,_Lewis_Hills,_Newfoundland)_4.jpg)
Офиолит — это часть океанической коры Земли и подстилающей ее верхней мантии , которая была поднята и обнажилась, а часто и внедрилась в породы континентальной коры .
Греческое слово ὄφις, ophis ( змея ) встречается в названии офиолитов из-за поверхностной текстуры некоторых из них. Серпентинит особенно напоминает змеиную кожу. (Суффикс -lite происходит от греческого lithos , что означает «камень».) Некоторые офиолиты имеют зеленый цвет. Происхождение этих пород, присутствующих во многих горных массивах , оставалось неопределенным до появления теории тектоники плит .
Их большое значение связано с их появлением в горных поясах, таких как Альпы и Гималаи , где они документируют существование бывших океанических бассейнов , которые теперь поглощены субдукцией . Это понимание было одним из основополагающих столпов тектоники плит , и офиолиты всегда играли центральную роль в теории тектоники плит и интерпретации древних горных поясов.
Стратиграфическая -подобная последовательность , наблюдаемая в офиолитах, соответствует процессам формирования литосферы в срединно-океанических хребтах . Сверху вниз слои в последовательности следующие:
На конференции Пенроуза Геологического общества Америки по офиолитам в 1972 году термин «офиолит» был определен как включающий все перечисленные выше слои, включая осадочный слой, сформированный независимо от остальной части офиолита. [1] Это определение недавно было оспорено, поскольку новые исследования океанической коры в рамках Программы комплексного бурения океана и других исследовательских экспедиций показали, что океаническая кора in situ может быть весьма изменчивой по толщине и составу, и что в некоторых местах сплошные дайки располагаются непосредственно на перидотитовом тектоните без промежуточных габбро .
Офиолиты были обнаружены в большинстве мировых орогенных поясов . [2] Однако два компонента формирования офиолитов являются предметом споров: происхождение последовательности и механизм размещения офиолитов. Размещение — это процесс поднятия последовательности над континентальной корой с меньшей плотностью. [3]
Несколько исследований подтверждают вывод о том, что офиолиты образовались как океаническая литосфера . Исследования структуры сейсмической скорости предоставили большую часть современных знаний о составе океанической коры. По этой причине исследователи провели сейсмическое исследование офиолитового комплекса ( залив островов, Ньюфаундленд ), чтобы установить сравнение. Исследование пришло к выводу, что океанические и офиолитовые структуры скорости были идентичны, что указывает на происхождение офиолитовых комплексов как океанической коры. [4] Приведенные ниже наблюдения подтверждают этот вывод. Породы, происходящие со дна моря, показывают химический состав, сопоставимый с неизмененными офиолитовыми слоями, от первичных элементов состава, таких как кремний и титан, до микроэлементов. Морское дно и офиолитовые породы разделяют низкое наличие богатых кремнием минералов; те, которые присутствуют, имеют высокое содержание натрия и низкое содержание калия. [5] Температурные градиенты метаморфоза офиолитовых подушечных лав и даек аналогичны тем, которые обнаруживаются под океаническими хребтами сегодня. [5] Данные, полученные из месторождений металлических руд , присутствующих в офиолитах и около них, а также из изотопов кислорода и водорода, свидетельствуют о том, что прохождение морской воды через горячий базальт вблизи хребтов растворяло и переносило элементы, которые выпадали в осадок в виде сульфидов, когда нагретая морская вода вступала в контакт с холодной морской водой. То же самое явление происходит вблизи океанических хребтов в формации, известной как гидротермальные источники . [5] Последней линией доказательств, подтверждающих происхождение офиолитов как морского дна, является область формирования осадков над подушечными лавами: они откладывались в воде на глубине более 2 км, вдали от осадков наземного происхождения. [5] Несмотря на приведенные выше наблюдения, существуют несоответствия в теории офиолитов как океанической коры, которая предполагает, что недавно образованная океаническая кора следует полному циклу Вильсона перед тем, как закрепиться в качестве офиолита. Для этого офиолиты должны быть намного старше орогенов, на которых они лежат, и, следовательно, быть старыми и холодными. Однако радиометрическое и стратиграфическое датирование показало, что офиолиты сформировались, когда были молодыми и горячими: [5] большинству из них менее 50 миллионов лет. [6] Поэтому офиолиты не могли пройти полный цикл Вильсона и считаются нетипичной океанической корой.
Пока еще нет единого мнения о механике размещения, процессе, посредством которого океаническая кора поднимается на континентальные окраины, несмотря на относительно низкую плотность последних. Тем не менее, все процедуры размещения имеют одни и те же этапы: начало субдукции , надвигание офиолита на континентальную окраину или надвигающуюся плиту в зоне субдукции и контакт с воздухом. [7]
Гипотеза, основанная на исследованиях, проведенных на комплексе залива островов в Ньюфаундленде, а также на комплексе Восточный Вардар в горах Апусени в Румынии [8], предполагает, что нерегулярная континентальная окраина, сталкивающаяся с комплексом островной дуги, вызывает образование офиолитов в бассейне задней дуги и обдукцию из-за сжатия. [9] Континентальная окраина, выступы и входящие части вдоль ее длины прикреплены к субдуцирующей океанической коре, которая погружается от нее под комплекс островной дуги. По мере того, как происходит субдукция, плавучий континент и комплекс островной дуги сходятся, первоначально сталкиваясь с выступами. Однако океаническая кора все еще находится на поверхности между выступами, еще не субдуцированная под островную дугу. Считается, что субдуцирующая океаническая кора отделяется от континентальной окраины, чтобы способствовать субдукции. В случае, если скорость отступления желоба больше, чем скорость продвижения островодужного комплекса, произойдет откат желоба , и, как следствие, произойдет расширение перекрывающей плиты, что позволит островодужному комплексу соответствовать скорости отступления желоба. Расширение, бассейн задней дуги, генерирует океаническую кору: офиолиты. Наконец, когда океаническая литосфера полностью субдуцирована, режим расширения островодужного комплекса становится компрессионным. Горячая, положительно плавучая океаническая кора от расширения не будет субдуцировать, вместо этого обдуцируя на островную дугу как офиолит. По мере сохранения сжатия офиолит внедряется на континентальную окраину. [9] Согласно анализам изотопов Sr и Nd, офиолиты имеют состав, аналогичный базальтам срединно-океанического хребта, но обычно имеют слегка повышенные крупные ионные литофильные элементы и обеднение Nb. Эти химические характеристики подтверждают, что офиолиты образовались в задуговом бассейне зоны субдукции.
Образование и субдукция офиолитов также могут быть объяснены, как предполагают данные по офиолитам Берегового хребта Калифорнии и Нижней Калифорнии, изменением местоположения и полярности субдукции. [10] Океаническая кора, прикрепленная к континентальной окраине, погружается под островную дугу. Доофиолитовая океаническая кора генерируется задуговым бассейном. Столкновение континента и островной дуги инициирует новую зону субдукции в задуговом бассейне, погружающуюся в противоположном направлении, чем первая. Созданный офиолит становится кончиком новой преддуги субдукции и приподнимается (над аккреционным клином ) путем отсоединения и сжатия. [10] Проверка двух приведенных выше гипотез требует дальнейших исследований, как и других гипотез, доступных в современной литературе по этому вопросу.
Ученые пробурили всего около 1,5 км в толще океанической коры толщиной 6-7 км, поэтому научное понимание океанической коры в значительной степени основано на сравнении структуры офиолитов с сейсмическими зондированиями океанической коры in situ . Океаническая кора, как правило, имеет слоистую скоростную структуру, которая подразумевает слоистую серию пород, подобную той, что перечислена выше. Но в деталях есть проблемы, так как многие офиолиты демонстрируют более тонкие скопления магматических пород, чем предполагается для океанической коры. Другая проблема, связанная с океанической корой и офиолитами, заключается в том, что толстый слой габбро офиолитов требует больших магматических камер под срединно-океаническими хребтами. Однако сейсмическое зондирование срединно-океанических хребтов выявило только несколько магматических камер под хребтами, и они довольно тонкие. Несколько глубоких скважин в океанической коре перехватили габбро, но оно не слоистое, как офиолитовое габбро. [ необходима цитата ]
Циркуляция гидротермальных флюидов через молодую океаническую кору вызывает серпентинизацию , изменение перидотитов и изменение минералов в габбро и базальтах в более низкотемпературные ассоциации. Например, плагиоклаз , пироксены и оливин в пластовых дайках и лавах изменятся в альбит , хлорит и серпентин соответственно. Часто рудные тела, такие как богатые железом сульфидные месторождения, находятся над сильно измененными эпидозитами ( эпидот - кварцевые породы), которые являются свидетельством реликтовых черных курильщиков , которые продолжают действовать в центрах спрединга морского дна океанических хребтов сегодня. [ требуется ссылка ]
Таким образом, есть основания полагать, что офиолиты действительно являются океанической мантией и корой; однако, при более близком рассмотрении возникают определенные проблемы. Помимо проблем с толщиной слоев, упомянутых выше, возникает проблема, касающаяся различий в составе кремнезема (SiO 2 ) и титана (TiO 2 ). Содержание офиолитовых базальтов помещает их в область зон субдукции (~55% кремнезема, <1% TiO 2 ), тогда как базальты срединно-океанических хребтов обычно содержат ~50% кремнезема и 1,5–2,5% TiO 2 . Эти химические различия распространяются также на ряд микроэлементов (то есть химических элементов, встречающихся в количествах 1000 ppm или меньше). В частности, микроэлементы, связанные с вулканитами зоны субдукции (островной дуги), как правило, содержатся в большом количестве в офиолитах, тогда как микроэлементы, которые содержатся в большом количестве в базальтах океанических хребтов, но в малом количестве в вулканитах зоны субдукции, также содержатся в малом количестве в офиолитах. [11]
Кроме того, порядок кристаллизации полевого шпата и пироксена (клино- и ортопироксена) в габбро обратный, и офиолиты также, по-видимому, имеют многофазную магматическую сложность наравне с зонами субдукции. Действительно, появляется все больше доказательств того, что большинство офиолитов образуются, когда начинается субдукция, и, таким образом, представляют собой фрагменты литосферы преддуги . Это привело к введению термина «офиолит надсубдукционной зоны» (SSZ) в 1980-х годах, чтобы признать, что некоторые офиолиты более тесно связаны с островными дугами, чем с океаническими хребтами. Следовательно, некоторые из классических офиолитовых проявлений, которые, как считалось, связаны с распространением морского дна (Тродос на Кипре , Семайл в Омане ), оказались офиолитами «SSZ», образованными быстрым расширением коры преддуги во время инициации субдукции. [12]
Установка передовой дуги для большинства офиолитов также решает в противном случае сложную проблему того, как океаническая литосфера может быть размещена поверх континентальной коры. Похоже, что континентальные аккреционные осадки, если они переносятся нисходящей плитой в зону субдукции, заклинят ее и заставят субдукцию прекратиться, что приведет к отскоку аккреционной призмы с литосферой передовой дуги (офиолитом) на ее вершине. Офиолиты с составами, сопоставимыми с эруптивными установками типа горячей точки или обычным базальтом срединно-океанического хребта , редки, и эти примеры, как правило, сильно расчленены в аккреционных комплексах зоны субдукции. [ необходима цитата ]
Офиолиты распространены в орогенных поясах мезозойского возраста, таких как те, которые образовались в результате закрытия океана Тетис . Офиолиты в архейских и палеопротерозойских доменах встречаются редко. [13]
Большинство офиолитов можно разделить на две группы: тетические и кордильерские. Тетические офиолиты характерны для тех, которые встречаются в восточной части Средиземного моря, например, Троодос на Кипре, и на Ближнем Востоке, например, Семайл в Омане, которые состоят из относительно полных рядов пород, соответствующих классическому офиолитовому комплексу, и которые были размещены на пассивной континентальной окраине, более или менее нетронутой (Тетис — это название древнего моря, которое когда-то разделяло Европу и Африку). Кордильерские офиолиты характерны для тех, которые встречаются в горных поясах западной части Северной Америки (« Кордильеры » или хребет континента). Эти офиолиты располагаются на аккреционных комплексах зоны субдукции (комплексы субдукции) и не имеют никакой связи с пассивной континентальной окраиной. Они включают офиолит Берегового хребта Калифорнии, офиолит Жозефины гор Кламат (Калифорния, Орегон) и офиолиты в южных Андах Южной Америки. Несмотря на различия в способе размещения, оба типа офиолитов имеют исключительно надсубдукционное (SSZ) происхождение. [14]
На основании способа залегания неопротерозойские офиолиты, по-видимому, демонстрируют характеристики как базальтов срединно-океанического хребта (MORB), так и офиолитов типа SSZ и классифицируются от самых старых к самым молодым на: (1) цельные офиолиты MORB (MIO); (2) расчлененные офиолиты (DO); и (3) офиолиты, связанные с дугами (AAO) (El Bahariya, 2018). В совокупности исследованные офиолиты Центрально- Восточной пустыни (CED) попадают как в офиолиты базальтов MORB/задугового бассейна (BABB), так и в офиолиты SSZ. Они пространственно и временно не связаны, и поэтому кажется вероятным, что эти два типа не связаны петрогенетически . Офиолиты встречаются в различных геологических обстановках и отражают изменение тектонической обстановки офиолитов от MORB до SSZ с течением времени.
Термин офиолит возник из публикаций Александра Броньяра в 1813 и 1821 годах. В первой он использовал офиолит для серпентинитовых пород, обнаруженных в крупномасштабных брекчиях , называемых меланжами . [15] [16] Во второй публикации он расширил определение, включив в него также различные магматические породы , такие как габбро , диабаз , ультрамафические и вулканические породы. [16] Таким образом, офиолиты стали названием для хорошо известной ассоциации пород, встречающихся в Альпах и Апеннинах Италии. [16] После работы в этих двух горных системах Густав Штейнманн определил то, что позже стало известно как «троица Штейнмана»: смесь серпентина , диабаза — спилита и кремня . [16] Признание троицы Штейнмана послужило спустя годы для создания теории вокруг спрединга морского дна и тектоники плит . [17] Ключевым наблюдением Штейнмана было то, что офиолиты были связаны с осадочными породами, отражающими бывшую глубоководную среду. [16] Сам Штейнман интерпретировал офиолиты (Тринити), используя концепцию геосинклинали . [18] Он считал, что альпийские офиолиты были «подводными излияниями, выходящими вдоль надвиговых разломов в активный фланг асимметрично сокращающейся геосинклинали». [19] Очевидное отсутствие офиолитов в Перуанских Андах , как предположил Штейнман, было либо связано с тем, что Андам предшествовала неглубокая геосинклиналь, либо они представляли собой только край геосинклинали. [18] Таким образом, горы кордильерского и альпийского типа должны были различаться в этом отношении. [18] В моделях Ганса Штилле тип геосинклинали, называемый эвгеосинклиналями, характеризовался созданием «начального магматизма», который в некоторых случаях соответствовал офиолитовому магматизму. [18]
Поскольку в геологии преобладала теория тектоники плит [1] , а теория геосинклинали устарела [20], офиолиты были интерпретированы в новых рамках. [1] Они были признаны фрагментами океанической литосферы , а дайки рассматривались как результат тектоники растяжения в срединно-океанических хребтах [ 1] [21] Плутонические породы , обнаруженные в офиолитах, были поняты как остатки бывших магматических очагов [1] .
В 1973 году Акихо Миясиро произвел революцию в общепринятых концепциях офиолитов и предложил островную дуговую природу знаменитого офиолита Троодос на Кипре , утверждая, что многочисленные лавы и дайки в офиолитах имели известково-щелочной состав . [22]
Примерами офиолитов, оказавших влияние на изучение этих горных тел, являются:
