stringtranslate.com

Метаморфизм зоны субдукции

Образование расплава и аккреция расплава на континентальной коре в зоне субдукции [1]

Зона субдукции — это область земной коры, где одна тектоническая плита движется под другой тектонической плитой; океаническая кора возвращается обратно в мантию, а континентальная кора образуется в результате образования дуговых магм . Дуговые магмы составляют более 20% магм, образующихся на суше [2], и образуются в результате дегидратации минералов внутри погружающейся плиты по мере ее погружения в мантию и наращивания на основании вышележащей 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 погружения. [4] Метаморфические условия, через которые проходит плита в этом процессе, генерируют и изменяют водосодержащие (водные) минеральные фазы, высвобождая воду в мантию. Эта вода понижает температуру плавления мантийных пород, инициируя плавление. [5] Понимание времени и условий, в которых происходят эти реакции дегидратации, является ключом к интерпретации плавления мантии, магматизма вулканической дуги и формирования континентальной коры. [6]

Путь давления-температуры для субдуцированной коры

Метаморфическая фация характеризуется стабильной минеральной ассоциацией, специфичной для диапазона давления-температуры и конкретного исходного материала. Метаморфизм зоны субдукции характеризуется низкотемпературным, высоко-сверхвысокодавленческим метаморфическим путем через зоны стабильности цеолитовой , пренит-пумпеллиитовой, голубосланцевой и эклогитовой фаций субдуцированной океанической коры. [7] Ассоциации цеолитовой и пренит-пумпеллиитовой фаций могут присутствовать или отсутствовать, поэтому начало метаморфизма может быть отмечено только условиями фации голубосланцевой фации. [8] Субдукционные плиты состоят из базальтовой коры, увенчанной пелагическими осадками ; [9] однако пелагические осадки могут быть аккрецированы на преддуговой висячей стене и не субдуцированы. [10] Большинство метаморфических фазовых переходов, которые происходят внутри субдукционной 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 определенной стабильной минеральной ассоциации, регистрирующей метаморфические условия, которым подверглась субдуцирующая плита. Переходы между фациями вызывают дегидратацию водных минералов при определенных условиях давления и температуры и, следовательно, могут быть отслежены до событий плавления в мантии под вулканической дугой.

Океаническая кора

Дуговые магмы образуются в результате частичного плавления метасоматических доменов в мантийном клине, которые вступают в реакцию с жидкими фазами, полученными в результате дегидратационного плавления минералов, содержащихся в субдуцирующей океанической коре, образованной в срединно-океанических хребтах. [2] Субдуцирующая океаническая кора состоит из четырех основных единиц. Самая верхняя единица представляет собой тонкую шапку пелагических осадков толщиной до 0,3 км, состоящую из кремнистых и известковых раковин, метеоритной пыли и переменного количества вулканического пепла . Следующая единица состоит из подушечных базальтов толщиной 0,3–0,7 км , образованных закалкой базальтовой магмы при ее извержении в океанскую воду. Под подушечными базальтами находится комплекс базальтовых щитовых даек , которые представляют собой охлажденные магматические каналы. Нижние единицы представляют собой кристаллизованную магматическую камеру, питающую срединно-океанический хребет , на котором образовалась кора. Он состоит из слоистого габбро толщиной 1–5 км , расположенного поверх слоя ультраосновных пород толщиной <7 км (например , верлита , гарцбургита , дунита и хромита ). [12] Океаническая кора называется метабазитом. [13]

Водные минералы погружающейся плиты

Каждый год 1–2 x 10 триллионов килограммов воды опускаются в зоны субдукции. 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% по весу H2O ) , флогопит (2% по весу H2O ) и амфибол (2% по весу H2O ) . Флогопит не выделяет воду до глубины примерно 200 км, тогда как амфибол выделяет воду на глубине примерно 75 км. Серпентин также является важной водной фазой (13% по весу H2O ) , которая присутствует только в океанической коре, образованной в медленно расширяющемся хребте, где ультраосновные породы размещаются на небольших уровнях. Лавсонит не выделяет воду до глубины около 300 км и является последним водосодержащим минералом, который это делает. [1] [11] Метаморфические реакции дегидратации заметны внутри субдуцирующей плиты во время субдукции, приводя к образованию жидких фаз, содержащих подвижные во флюиде микроэлементы из-за распада водосодержащих минералов, таких как фенгит, лавсонит и цоизит. [14] Это формирует уникальный тип распределения микроэлементов для дуговой магмы. [3] Дуговые магмы и континентальная кора, образованная из дуговых магм, обогащены бором , свинцом , мышьяком и сурьмой , полученными в результате дегидратации внутри субдуцирующей плиты. Гидротермальные жидкости, выделяемые из плиты, мобилизуют эти элементы и позволяют им включаться в дуговые магмы, отличая дуговые магмы от тех, которые образуются в срединно-океанических хребтах и ​​горячих точках . [6] [15]

Фациальные переходы и реакции дегидратации погружающейся плиты

Цеолитовые фации

Базальты могут сначала метаморфизоваться в условиях цеолитовой фации (50–150 °C и глубина 1–5 км) во время субдукции. Цеолиты — это микропористые силикатные минералы, которые могут быть получены в результате реакции поровых жидкостей с базальтом и пелагическими осадками. Условия цеолитовой фации обычно влияют только на пелитовые осадки, подвергающиеся захоронению, но обычно проявляются в образовании цеолитовых минералов внутри пузырьков везикулярного базальта. Стекловидные корки на подушечных базальтах 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 , а также вторичный кварц . Кристаллические магматические породы погружающейся плиты, такие как габбро и базальтовые дайки, остаются стабильными до большей глубины, когда натриевый конечный член плагиоклазового полевого шпата, альбит , заменяет обломочный магматический плагиоклазовый полевой шпат . Также на большей глубине в цеолитовых фациях цеолитовый ломонтит заменяет цеолитовый гейландит, а филлосиликатный хлорит является обычным явлением. [8] [16]

Пренит-пумпеллиитовая фация

На путях до 220–320 °C и ниже 4,5 кбар субдуцирующие плиты могут столкнуться с пренит-пумпеллиитовой фацией , характеризующейся присутствием водного хлорита, пренита , альбита, пумпеллиита , тремолита и эпидота , а также потерей цеолитов гейландита и ломонтита. Актинолит может встречаться на более высоком уровне. [17] Помимо альбита, эти характерные минералы являются водоносными и могут способствовать плавлению мантии. Эти минералы также жизненно важны для образования глаукофана , который связан с фациями голубого сланца. Начало фазы низкого давления лавсонита является наиболее значимым маркером метаморфизма пренит-пумпеллиитовой фации. Наличие лавсонита имеет важное значение, поскольку лавсонит содержит 11 мас.% H2O [ 18] , которая выделяется при более высокой степени и может инициировать значительное плавление. [8]

Ломонтит = Лавсонит + Кварц + H 2 O [19]

Голубосланцевая фация

Голубой сланец, содержащий натриевый синий амфибол, глаукофан

Фация голубого сланца характеризуется образованием натриевого, синего амфибола , а именно глаукофана, в честь которого фация голубого сланца и получила свое название. Лавсонит также является диагностическим признаком фации голубого сланца и встречается в ассоциации с глаукофаном. [20] Реакции образования глаукофана перечислены ниже. Реакции образования глаукофана важны, поскольку они могут либо выделять воду, либо производить водную фазу, лавсонит, посредством распада водных филлосиликатов. При высоких давлениях фации голубого сланца альбит может распадаться с образованием жадеита и кварца. Кальцит обычно псевдоморфозируется в арагонит в условиях голубого сланца. Другими распространенными минералами метабазитов фации голубого сланца 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

Переход от голубосланцевой к эклогитовой фации пород, содержащей глаукофан, омфацитовый пироксен и гранат.
Порода эклогитовой фации, содержащая омфацитовый пироксен и гранат

Эклогитовая фация обычно встречается на глубине около 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 больше не стабилен. Альбитовый компонент распадается во время реакций, производящих глаукофан, и его натрий включается в глаукофан и пироксен. Эта реакция описана ниже. Распад глаукофана является важной реакцией, производящей воду, 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, производящая воду, которая происходит во время эклогитовой фации, — это дегидратация водного филлосиликатного флогопита по реакции ниже. Эта реакция также может вызвать значительное плавление мантии и вулканизм. Помимо запуска плавления мантии, эта реакция может также вызвать частичное плавление самой субдуцирующей плиты.

Флогопит + Диопсид + Ортопироксен = H 2 O + Расплав [1]

Лавсонит остается стабильным до 1080 °C и 9,4 ГПа. Распад лавсонита высвобождает огромное количество H 2 O в мантию, что может вызвать частичное плавление плиты и вышележащей мантии. Реакция распада лавсонита приведена ниже. [18]

Лавсонит = Гроссуляр + Топаз + Стишовит + H 2 O [18]

Антигоритовый серпентин — еще одна важная водоносная фаза, которая распадается в условиях эклогитовой фации. Антигорит распадается при 600–700 °C и давлении 2–5 ГПа. Антигорит содержит 13 мас.% воды и поэтому вызывает существенное плавление мантии. [11] Реакция приведена ниже.

Антигорит = Форстерит + Энстатит + H2O [ 21 ]

Переход в эклогитовую фацию предположительно является источником землетрясений на глубинах более 70 км. Эти землетрясения вызваны сжатием плиты, когда минералы переходят в более компактные кристаллические структуры. Глубина этих землетрясений на погружающейся плите известна как зона Вадати-Бениоффа . [22]

Парные метаморфические пояса

Парные метаморфические пояса рассматривались как набор параллельных метаморфических породных единиц, параллельных зоне субдукции, демонстрирующих два контрастных метаморфических состояния и, таким образом, два отличительных минеральных комплекса. [23] Ближайшая к желобу зона метаморфических условий низкой температуры и высокого давления, характеризующаяся комплексами фаций от голубого сланца до эклогита. Этот комплекс связан с субдукцией вдоль желоба и низким тепловым потоком. Ближайшая к дуге зона метаморфических условий высокой температуры и низкого давления, характеризующаяся комплексами фаций амфиболита и гранулита, такими как алюмосиликаты , кордиерит и ортопироксены . Этот комплекс связан с высоким тепловым потоком, генерируемым плавлением под вулканической дугой. [24]

Однако дальнейшие исследования показывают, что парные метаморфические пояса часто встречаются в континентальных недрах, что приводит к спорам об их происхождении. [25] На основе изучения экстремального метаморфизма и постсубдукционного магматизма на конвергентных границах плит парные метаморфические пояса далее расширяются до двух контрастных серий метаморфических фаций: [7] одна представляет собой серию голубых сланцев и эклогитовых фаций, которая была образована в результате субдукционного метаморфизма при низких термических градиентах <10 °C/км, а другая представляет собой серию амфиболитовых и гранулитовых фаций, которая была образована в результате рифтогенного метаморфизма при высоких термических градиентах >30 °C/км.

Ссылки

  1. ^ abc Winter, John D. (2010). Principles of Igneous and Metamorphic Petrology . Prentice Hall. стр. 344–345. ISBN 978-0-321-59257-6.
  2. ^ ab Tatsumi, Yoshiyuki (2005). "Фабрика субдукции: как она работает на эволюционирующей Земле" (PDF) . GSA Today . 15 (7): 4. doi : 10.1130/1052-5173(2005)015[4:TSFHIO]2.0.CO;2 . Получено 3 декабря 2014 г. .
  3. ^ ab Spandler, Carl; et al. (2003). «Перераспределение следовых элементов во время прогрессивного метаморфизма от лавсонитовых голубых сланцев до эклогитовых фаций; последствия для процессов глубокой субдукции». Вклад в минералогию и петрологию . 146 (2): 205–222. Bibcode :2003CoMP..146..205S. doi :10.1007/s00410-003-0495-5. S2CID  140693326.
  4. ^ Чжэн, И.-Ф., Чэнь, И.-Х., 2016. Континентальные и океанические зоны субдукции. National Science Review 3, 495-519.
  5. ^ "Как работают вулканы – Вулканизм зоны субдукции". Департамент геологических наук Университета штата Сан-Диего. Архивировано из оригинала 29-12-2018 . Получено 11-01-2015 .
  6. ^ ab Mibe, Kenji; et al. (2011). «Плавление плиты против дегидратации плиты в зонах субдукции». Труды Национальной академии наук . 108 (20): 8177–8182. doi : 10.1073/pnas.1010968108 . PMC 3100975. PMID  21536910 . 
  7. ^ ab Zheng, Y.-F., Chen, R.-X., 2017. Региональный метаморфизм в экстремальных условиях: последствия для орогенеза на конвергентных границах плит. Журнал азиатских наук о Земле 145, 46-73.
  8. ^ abcdef Winter, John D. (2010). Principles of Igneous and Metamorphic Petrology . Prentice Hall. стр. 541–548. ISBN 978-0-321-59257-6.
  9. ^ Рейнольдс, Стивен (2012-01-09). Exploring Geology . McGraw-Hill. стр. 124. ISBN 978-0073524122.
  10. ↑ Bebout, Grey E. (31 мая 2007 г.). «Метаморфическая химическая геодинамика субдукции». Earth and Planetary Science Letters . 260 (3–4): 375. Bibcode : 2007E&PSL.260..373B. doi : 10.1016/j.epsl.2007.05.050.
  11. ^ abcde Peacock, Simon M. (1 января 2004 г.). «Термическая структура и метаморфическая эволюция субдукционных плит». В Eiler, John (ред.). Внутри субдукционной фабрики . Серия геофизических монографий. Том 138. Американский геофизический союз. С. 12–15. ISBN 9781118668573.
  12. ^ Лиу, Джун ; и др. «Офиолит». Доступ к науке . Макгроу-Хилл Образование. {{cite web}}: Отсутствует или пусто |url=( помощь )
  13. ^ Winter, John D. (2010). Принципы магматической и метаморфической петрологии . Prentice Hall. стр. 249. ISBN 978-0-321-59257-6.
  14. ^ 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.
  15. ^ Нолл, ПД и др. (1995). «Роль гидротермальных флюидов в образовании магм зон субдукции: доказательства по сидерофильным и халькофильным микроэлементам и бору». Geochimica et Cosmochimica Acta . 60 (4): 587–611. doi :10.1016/0016-7037(95)00405-x.
  16. ^ Лиу, Джун (1979). «Цеолитовый фационный метаморфизм базальтовых пород Восточно-Тайваньского офиолита». Американский минералог . 64 .
  17. ^ Фрей, М.; и др. (1991). «Новая петрогенетическая сетка для низких метабазитов». Журнал метаморфической геологии . 9 : 497–509. doi :10.1111/j.1525-1314.1991.tb00542.x.
  18. ^ abc Pawley, AR (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. Bibcode :1994CoMP..118...99P. doi :10.1007/BF00310614. S2CID  128408585.
  19. ^ Винтер, Джон Д. (2010). Принципы магматической и метаморфической петрологии . Prentice Hall. стр. 575. ISBN 978-0-321-59257-6.
  20. ↑ Maekawa, Hliokazu (5 августа 1993 г.). «Метаморфизм голубого сланца в активной зоне субдукции». Nature . 364 (6437): 520–523. Bibcode :1993Natur.364..520M. doi :10.1038/364520a0. S2CID  4315927.
  21. ^ Винтер, Джон Д. (2010). Принципы магматической и метаморфической петрологии . Prentice Hall. стр. 648. ISBN 978-0-321-59257-6.
  22. ↑ Грин, Гарри (сентябрь 1994 г.). «Решение парадокса глубоких землетрясений». Scientific American . 271 (3): 64–71. Bibcode : 1994SciAm.271c..64G. doi : 10.1038/scientificamerican0994-64.
  23. ^ Миясиро, А., 1961. Эволюция метаморфических поясов. Журнал петрологии 2, 277–311.
  24. ^ Оксбург, Э. Р. и др. (10 февраля 1971 г.). «Происхождение парных метаморфических поясов и расширение земной коры в регионах островных дуг». Журнал геофизических исследований . 76 (5): 1315–1327. Bibcode : 1971JGR....76.1315O. doi : 10.1029/jb076i005p01315.
  25. ^ Браун, М., 2006. Двойственность термических режимов является отличительной чертой тектоники плит со времен неоархея. Геология 34, 961–964.