Plachtový komplex hráze - Sheeted dyke complex

Plachty byly vystaveny ophiolit (dále jen Ještěrka komplex v Cornwall, Anglie)

A komplex hrázínebo komplex hráze, je řada sub-paralelních narušení magmatická skála, tvořící vrstvu uvnitř oceánská kůra. [1] V hřebeny středního oceánu, hráze se tvoří, když magma pod oblastmi tektonická deska divergence prochází zlomeninou dříve vytvořené oceánské kůry, napájí lávy nahoře a ochlazuje pod mořským dnem a vytváří svislé sloupy vyvřelé horniny. Magma pokračuje v ochlazování, protože stávající mořské dno se vzdaluje od oblasti divergence a další magma je narušováno a ochlazuje. V některých tektonických podmínkách jsou plátky oceánské kůry obduited (emplaced) upon Kontinentální kůra, tvořící ophiolit.[1][2][3]

Geometrie

Karikatura vysvětlující, jak se vyvíjejí jednostranné chlazené okraje v komplexech plátěných hrází z opakovaného narušení na jednom místě - jsou zobrazeny čtyři fáze narušení, přičemž 1 je nejdříve

Jednotlivé hráze mají obvykle tloušťku od několika centimetrů do několika metrů. Většina hrází vykazuje důkazy o jednostrannosti chlazené okraje, v souladu s většinou hrází, které byly rozděleny pozdějšími hrázemi. Je také běžné, že zchlazené okraje jsou důsledně na jedné straně, což naznačuje, že většina hrází v jakékoli expozici byla postupně vzdálena od rozprostírajícího se středu dalšími stádii narušení na konstantním místě.

Vrstva hrádků s plachtou, která tvoří spodní část vrstvy 2 oceánské kůry, je obvykle silná jeden až dva kilometry. Nahoře se hráze stále více oddělovaly obrazovkami lávy, zatímco na základně se oddělovaly obrazovkami gabra.

Tvorba hráze

Magma stoupá oceánskou kůrou v hřebeny středního oceánu

Plachtové komplexy hrází se nejčastěji nacházejí na divergentní hranice desek označen přítomností hřebeny středního oceánu. Tato podhorská pohoří jsou tvořena nově vytvořenou oceánskou kůrou v důsledku tektonických desek pohybujících se od sebe. V reakci na oddělení desek bylo magma z astenosféra podléhá upwellingu a tlačí horké magma nahoru k mořskému dnu. Magma, které dosáhne povrchu, podléhá rychlému ochlazení a vytváří se čedičový formace jako polštářová láva, běžná vytlačovací hornina vytvořená poblíž oblastí sopečné činnosti na mořském dně.[3] Přestože je některé magma schopné dosáhnout povrchu oceánské kůry, značné množství magmatu uvnitř kůry ztuhne. Hrází se tvoří, když se stoupající magma, které nedosáhne povrchu, ochladí do svislých sloupů vyvřeliny pod oblastmi divergence.

Ofiolity

Hráze se neustále formují, pokud magma nadále protéká hranicí desky a vytváří zřetelný, stratigrafické sekvence skalnatých sloupů na mořském dně. Ofiolity se tvoří, když jsou tyto části oceánské kůry odhaleny nad hladinou moře a zapuštěny do pobřežní kůry.[4] Starší hráze vytvořené poblíž divergenčních zón jsou odsunuty, když se vytvoří nové mořské dno, což je fenomén známý jako šíření mořského dna, a v průběhu času jsou nejstarší hráze natlačeny dostatečně daleko od konvergenčních zón, aby byly vystaveny nad hladinou moře.

Šíření mořského dna a kontinentální drift

(Nahoru) Vytvoření příkopová propadlina kvůli nízké rozmetací rychlosti. (Střední a dolní) Vytvoření hřebeny středního oceánu kvůli vyššímu rozmetanému množství.

Vytváření krytých hrází je trvalý a nepřetržitý proces, který podporuje fenomén známý jako šíření mořského dna.[5] Šíření mořského dna je vytvoření nové oceánské kůry vulkanickou aktivitou na středooceánských hřebenech a jak magma nadále stoupá a tuhne na středooceánských hřebenech, stávající starší hráze jsou vytlačovány z cesty, aby vytvořily prostor pro novější mořské dno.[4] Rychlost vytváření nové oceánské kůry se označuje jako vydatnosta variace rychlosti šíření určují geometrii středooceánského hřebene vytvářeného na hranicích desek.

Rychle se šířící hřebeny

Hřebeny středního oceánu s rychlostí šíření větší nebo rovnou 90 mm / rok jsou považovány za rychle se šířící hřebeny. Vzhledem k velkému množství magmatu vypuzeného z astenosféry v relativně krátkém časovém období vyčnívají tyto formace z mořského dna obvykle mnohem výše.[6]

Pomalu se šířící hřebeny

Středooceánské hřebeny s rychlostí šíření menší nebo rovnou 40 mm / rok jsou považovány za pomalu se šířící hřebeny. Tyto formace se obvykle vyznačují velkou depresí v mořském dně, známou jako příkopová údolí, a jsou tvořeny kvůli nedostatku přítomného magmatu k tuhnutí.[6]

Příklady

  • Troodos Ofiolit, Kypr[7]
  • Maydan Syncline, Omán, součást Semail Ophiolite - Bylo zjištěno, že komplex pláště na pobřeží Ománu vznikl během jedné epizody šíření mořského dna.[8][9]
  • Díra 504b, Kostarika - Díra 504b je vědecký oceánský vrtací program, který se zavrtal 1562,3 m pod mořským dnem přímo skrz vrstvy sedimentu, které odhalovaly hráze a lávu na polštáři.[10]

Reference

  1. ^ A b Phillips-Lander, Charity M .; Dilek, Yildirim (březen 2009). „Strukturální architektura komplexu krytých hrází a extenzivní tektonika jurského Mirdita ophiolite, Albánie“. Lithos. 108 (1–4): 192–206. Bibcode:2009Litho.108..192P. doi:10.1016 / j.lithos.2008.09.014.
  2. ^ Karson, Jeffrey A. (2019). „Od ofiolitů po oceánskou kůru: Komplexy hrázových hrází a šíření mořského dna“. In Srivastava, R .; Ernst, R .; Peng, P. (eds.). Dyke Swarms of the World: A Modern Perspective. Springerova geologie. Singapur: Springer. 459–492. doi:10.1007/978-981-13-1666-1_13. ISBN  978-981-13-1665-4.
  3. ^ A b Schmincke, Hans-Ulrich (2004). Vulkanismus. New York: Springer-Verlag. 61–62. ISBN  3-540-43650-2.
  4. ^ A b Robinson, Paul T .; Malpas, John; Dilek, Yildirim; Zhou, Mei-fu (2008). „Význam komplexů krytých hrází v ofiolitech“. GSA dnes. 18 (11): 4. doi:10.1130 / GSATG22A.1.
  5. ^ Karson, Jeffrey A .; Hurst, Stephen D .; Lonsdale, Peter (1992). „Tektonické rotace hrází v rychle se šířící oceánské kůře vystavené poblíž Hess Deep“. Geologie. 20 (8): 685. Bibcode:1992Geo .... 20..685 tis. doi:10.1130 / 0091-7613 (1992) 020 <0685: TRODIF> 2.3.CO; 2.
  6. ^ A b Marinoni, Laura B (červen 2001). Msgstr "Rozšíření kůry od vniknutí exponovaných plechů: revize a návrh metody". Journal of Volcanology and Geothermal Research. 107 (1–3): 27–46. Bibcode:2001JVGR..107 ... 27M. doi:10.1016 / S0377-0273 (00) 00318-8.
  7. ^ Mackenzie, G.D .; Maguire, P.K.H .; Coogan, L. A.; Khan, M.A .; Eaton, M .; Petrides, G. (2006). „Geofyzikální omezení krustální architektury Troodos ofiollitu: výsledky projektu IANGASS“. Geophys. J. Int. 167: 1385–1401. doi:10.1111 / j.1365-246X.2006.03144.x.
  8. ^ Rothery, D. A. (březen 1983). „Základ komplexu s pláštěm hráze, ománský ophiolit: důsledky pro komory magmatu v oceánských šířících se osách“. Časopis geologické společnosti. 140 (2): 287–296. Bibcode:1983JGSoc.140..287R. doi:10.1144 / gsjgs.140.2.0287.
  9. ^ Nicolas, A .; Boudier, F. (1991). „Zakořenění komplexu krytých hrází v Ománu Ophiolite“. Geneze a vývoj ofiolitové oceánské litosféry. Petrologie a strukturní geologie. 5. 39–54. doi:10.1007/978-94-011-3358-6_4. ISBN  978-94-010-5484-3.
  10. ^ Kelley, Deborah S .; Vanko, David A .; Gu, Chifeng (1995). „Vývoj tekutin v oceánské vrstvě kůry 2: důkazy o začlenění tekutin z komplexu krytých hrází, díra 504B, Costa Rica Rift“. Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results. Proceedings of the Ocean Drilling Program. 137/140: 191–198. doi:10.2973 / odp.proc.sr.137140.015.1995.