Срединно-океанический хребет

МАГМАТИЗМ ОКЕАНИЧЕСКИХ ХРЕБТОВ

Магма, произведененная в срединно-океанических хребтах, была такой же по составу уже с раннего докембрия. Это тот объект, в которым внутренняя высокая температура рассеивается. Литосфера всегда утолщается по мере отдаления от срединно-океанического хребта. Так как магнитное поле Земли мечется между севером и югом с периодом в несколько сотен тысяч или миллионов лет, прорываемые на поверхность базальты застывают под текущим намагничиванием, что наблюдается сейчас как явление магнитной линеации или спрединга морского дна. Расплавление пиролитовой мантии (pyrolite) приводит к извлечению базальтового ликвида, формирующего океаническую кору, остаток харсбурдитов (harzburgite) формирует подстилающую литосферу.

Океаническая литосфера переносит сильное гидротермальное изменение в срединно-океаническом хребте, но породы в конечном счете будут субдукцированы обратно в мантию. Этот ликвид будет выпущен обратно в мантию в зоне Бениоффа по мере того, как кусок плиты будет субдукцирован; магма может быть снова воспроизведена в клине мантии выше зоны субдукции. Обогащенный водой флюид ответствен за активный краевой магматизм. Но все это, так или иначе, продукт активности срединно-океанического хребта.

Причина расплавления в том, что температура плавления большинства силикатов увеличиваются с увеличением давления. Так что температуры для твердого материала в глубокой мантии могут быть выше, чем точка ее плавления около поверхности земли. Поскольку горячая глубокая мантия поднимается под срединно-океаническими хребтами, перепад давления приводит к ее расплавлению.

Упрощенная ситуация следующая – как только поднимающаяся мантия пересекает геотермальную линию плавления, она начинает таять, и как только температура затвердевания мантии начинает падать с уменьшением давления, температура расплава относительно твердой части возрастает, таким образом фактически провоцируя дальнейшее таяние с декомпрессией. Количество произведенного расплава ограничено скрытой высокой температурой сплава (the latent heat of fusion), которая высока для силикатов, и диапазон плавления мантийных перидотитов лежит между 1100°C и 1700°C и большинство базальтов срединно-океанического хребта является частично (а не полностью) выплавленными из мантии. Магма может открыть очаг (chamber ) в океанической коре и начать кристаллизовать, давая следующую дорожку давления-температуры P-T:

Возникает возможность перегрева (то есть температура будет выше температуры жидкого состояния), если магма поднималась быстро, но очевидно, что большинство магм прорвалось на поверхность или они все же не перегрелись (возможное исключение - ультрамафические лавы, названные коматитами (komatiites).

Так как бурение океанического дна не является вариантом сверхглубокой скважины, единственный способ, каким можно понять то, что случается с базальтовой магмой по мере ее подъема в срединно-океаническом хребте, является изучение строения офиолитовых (ophiolite) комплексов. Многие из них найдены в Альпийском поясе и других местах мира, хотя нет полной уверенности, что эти мафические рукава представляют истинную океаническую кору бассейна или же его маргинальную часть или корни островных дуг.

Собирая информацию о множестве офиолитовых комплексов, можно сказать, что не каждые офиолиты имеют все полные компоненты по тектоническим причинам. Часто отсутствует слой габбро, или слой даек «sheeted dykes», и в некоторых случаях дайки могут внедрить харсбурдиты (harzburgite). Конечно слой даек формируется только при условии, если есть непрерывно подпитывающий их магматический очаг. Но если так называемые sheeted dykes отсутствуют, это подразумевает, что нет ни какого очага магмы и здесь ведутся дебаты. Некоторые геофизические данные указывают на возможность существования непрерывного очага магмы под восточно-тихоокеанской возвышенностью East Pacific Rise. Однако EPR – плавно и быстро расширяющийся спрединговый срединно-океанический хребет и, возможно, здесь достаточно теплоты, чтобы поддерживать этот магматический очаг. С другой стороны, в медленно распространяющейся Атлантике с ее центральной Восточно-Африканской зоной разломов и нерегулярной топографией, нет никакого прямого свидетельства непрерывного магматического очага. Есть некоторые предположения, что в случае медленно распространяющихся срединно-океанических хребтов ( slow-spreading ridges), каждое извержение может быть значительным, и также то, что любой очаг (magma chamber) является недолговечным. Некоторые секции Атлантического срединного хребта, такие как области к югу от Азорских островов, имеют многочисленные маленькие вулканические конусы, и это теперь обнаружено на всем протяжении Атлантики.

Можно предположить, что есть разнообразие в профилях магматических очагов, и срединно-океанические хребты с быстрым спредингом имеют жирные "луковые" формы, а те, что более медлительные - форму "лука поея". Хребты с очень медленным спредингом (например юго-западный Индийский срединно-океанический хребет) могут быть рождены только дайкой кормящий перидотитовой лавы. Найдены офиолиты такого профиля, где дайки секут харзбурдитовые тектониты, а габбро развивается только локально. Даже на Кипре с типом Troodos ophiolite, который характеризуются средней толщины габбровой секций, геохимические изучения показали, что габбро составлено из множества маленьких тел.

Давно известно, что океаническая кора намного тоньше около океанических трансформных разломов и то, что большее разнообразие типов пород может быть поднято в ходе бурения или драгирования в районе трансформных разломов и что обвычно есть существенное топографическое различие между двумя сторонами этого типа разломов (особенно больших).

Этот эффект возникает, потому что океаническая кора погружается на целых 3 км в первые 50 Му своего существования. Так, чем больше возрастное отличие смежных частей океанической коры поперек трансформного разлома, тем больше высота стены (обного блока относительно другого). Очевидно, что если стена 1 км высотой, то большое количество щебня будет падать на более низкую пластину, и более глубокие части станут также выставленными. Кроме того, по мере движений в трансформном разломе может случиться искажение базальтов и их превращение в роговообманковые кристаллические сланцы hornblende schists.

Более тонкая кора является результатом эффекта холодной стены (cold-wall effect), что означает, что мантия, поднимаясь в районе смежного трансформного разлома, находится фактически в контакте с более старой, и поэтому более холодной океанической корой. Более холодные условия порождают меньше расплава и поэтому более тонкую кору. Более тонкая корка также означает, что для магмы есть больше вероятности увеличить разнообразие типов пород.


МЕТАМОРФИЗМ ОКЕАНИЧЕСКОЙ КОРЫ
Был интерес во всем мире к процессам метаморфизма и гидротермального изменения океанической коры, потому что слишком мало геологических ситуаций, когда большой раскаленный очаг магмы находится всего-навсего под 3-км колонной океанической воды. Стоит вопрос:

(a) насколько обширен метаморфизм, и как далеко от срединно-океанического хребта этот метаморфический эффект простирается;
(b) если есть обширная гидротермальная деятельность, создаст ли это обширные минеральные ресурсы;
(c) затрагивает ли метаморфизм магнитные аномалии, которые столь полезны для датирования океанической коры;
(d) каков уровень гидратируемости океанической коры и может ли это стать важным источником жидкостей в зонах субдукции;
(e) как гидротермальный обмен влияет на химический бюджет океанов...


Нет сомнения, что офиолитовые комплексы (те части океанической коры, что были обдукцированы (obducted) в горных поясах и измнененные на 90 %, и которые вызвали столь бурные дебаты в 60-х и 70-х, являются ли они результатом метаморфизма в горных поясах в течение орогенеза, или это следствие метаморфизма океанического дна. Последний факт теперь установлен в ходе работ по глубоководному бурению и драгированию.

Метаморфизм
Cann (1979) выделяет 5 различных минеральных фаций в океанических базальтах. Все породы относятся к классу изверженных.

(1) Фация Коричневых Пород (Brownstone)
Возникает при низкветривании пород океанического дна или холодном гидротермальном изменении. Породы обычно имеют желтовато-коричневый оттенок из-за условий окисления или синевато-серый цвет при слабом окислении. Минеральная ассамблея не находится в равновесии; здесь только ее зачаточные стадии.
Oливин замещается на каледонит (богатый калием диоктагональный железистый иллит (K -rich dioctahedral Fe-illite) при более экстремальном изменении. Он заполняет пузырьки и замещает стекло. При ослабленных условиях формирования возникает минерал сапонит – богатый магнием трооктагедральный смектит (Saponite -Mg-rich trioctahedral smectite). В ассоциации обычен пирит.

Плагиоклаз остается свежим элементом, хотя под чрезвычайным метаморфизмом может быть частично замененным калиевым полевым шпатом (Adularia).

Одсидиан: этот вид базальтового стекла обычен в палогонит (рalagonite- апельсинового окраса беспорядочный иллинит) и там, где он связан с низкотемпероатурным цеолитом филлипситом (Phillipsite) и кальцитом.

(2) Цеолитовые фации (температура выше 50-100°C.)
этих условиях филлипсит замещен более высокими температурными цеолитами - анальцитом-(Analcite) и нитролитом (Natrolite). Такие зоны цеолитов имеются на Исландии.

Мафические полезные ископаемые, такие как сапониты (Saponite) или сапонит-хлориты смешавают слои полезных ископаемых с более грубыми частицами, чем в фации Brownstone. Плагиоклаз может также быть частично заменен на сапонит, но новым агентом становится авгит. Верхний предел фации (250-300°C), отмеченный исчезновением цеолитов и сапронитов и появлением альбита и хлорита.

(3) Фация зеленых сланцев Greenschist

Альбит ± хлорит ± актинолит ± эпидот ± сфен (sphene). Степень метаморфизма переменчива и первичный ассамбль может быть полностью заменен. Авгит - обычно является реликтом, жильные фации обычны, часто появляется кварц. Этот ассамбляж может или не может демонстрировать состояние равновесия. Верхний предел фации, отмеченный исчезновением альбита, хлорита и актинолита и появлением зеленой глинозёмистой роговой обманки (green aluminous hornblende) связывается с большим количеством известкового плагиоклаза (An20-30).

(4) Амфиболитовая фация
(An20-30).
Роговообманковые кальцитовые плагиоклазы с титаномагнетитом и эпидотом. Этот ассамбль наиболее развит в более грубых породах даек и габбро, по всей видимости более глубокого происхождения. Степень метамовфизма очень переменчива. Некоторые первичные роговые обманки возникают в габбро и диоритах, но ясно, что ассамбляжи амфиболитовых фаций являются всего лишь добавлением к ним, потому что метаморфизм только следует за магматической деятельностью.

Результат может быть представлен в следующей таблице. Это не только измененная мафическая океаническая кора (базальты и долериты), но и сама мантия, которая часто поднимается по разломам и преобразуется в fracture zone и часто меняется к серпентиниту, содержащему примерно 13% воды при температурах ниже 450°C. Но другие гидроидные полезные ископаемые типа талька, тремолита ( tremolite) и хлорита возможны при более высоких температурах. Есть также 3 различных вида серпентинитов: антигориты (antigorite), хризолиты (chrysotile) и лизардиты (lizardite).


Таким образом минеральные ассамбляжи в метаморфизованной коре следующие для фации БАЗАЛЬТА и ПЕРИДОТИТА

Коричневые породы: Celadonite; Phillipsite + Palagonite + Saponite

Цеолиты: Saponite + смешанные слои + анальцит + natrolite

Зеленый сланец (Greenschist) : хлорит + альбит+ актинолит + эпидот + сфен; лизардит, хризолит, магнетит

Амфиболит: роговая обманка + плагиоклаз + окись железа; тремолит+ оливин+ энстатит (Enstatite)

Габбро: авгит + плагиоклаз + Hypersthene + окись железа + оливин; энстатит (Enstatite) + диопсид, хромит

Общие Комментарии:
Фации зеленых сланцев и амфиболитовый метаморфизм океанического дна отличаются от этих фаций при нормальном региональном метаморфизме:

(a) Тепловой градиент очень высок: может быть несколько-100°C на 1 км по сравнению с 30 - 50°C/км в региональном метаморфизме.
(b) Гранат не развиется в мафических породах (давление не достаточно высоко).
(c) Структуры деформации отсутствуют (кроме образцов, попадающих в fracture zones трансформных разломов)
(d) Очень переменная степень перекристаллизации потому, что менее метаморфизованные ансамбли добавлены к ранее метаморфизованным в более высокой степени породам. По этой причине гидротермальная деятельность продолжается при более прохладных условиях, когда кора прогрессивно удаляется от срединно-океанического хребта. (В региональном метаморфизме это более обычно для пород, стремящихся уравновесить P-T условия)

Несмотря на 20- летний стаж бурения, самые глубокие скважины в океаническом дне (несколько сотен метров) проникали только через коричневые породы и цеолитовую фацию. Никто не поднял породы зеленых сланцев и амфиболитов. Так что, чтобы понять, что есть там в глубине, нужно исследовать офиолитовые комплексы.

ХИМИЧЕСКИЕ ПОТОКИ В ОКЕАНИЧЕСКОЙ КОРЕ
Стронциевый (Sr) изотопический состав
Источник
Ссылки
Mid-ocean ridge -СРЕДИННО- ОКЕАНИЧЕСКИЕ ХРЕБТЫ