침강대 변성 작용

Subduction zone metamorphism
섭입대[1] 대륙 지각에 대한 용융 생성 및 부착

섭입대지각의 한 지각판이 다른 지각판 아래에서 움직이는 영역이다; 해양 지각은 맨틀로 재활용되고 대륙 지각은 아크 마그마의 형성에 의해 만들어진다.아크 마그마는 지상 생산 마그마의[2] 20% 이상을 차지하며, 맨틀로 내려갈 때 전도성 슬래브 내의 미네랄이 탈수되어 위쪽 대륙판의 [3]밑면에 부착됩니다.섭입대에는 강하 [4]중에 부전도 슬래브가 마주치는 고압, 저온 조건에 의해 만들어진 독특한 종류의 암석이 있습니다.이 과정에서 슬래브가 통과하는 변성 조건은 수성(수성) 광물상을 생성 및 파괴하여 맨틀로 물을 방출합니다.이 물은 맨틀 암석의 녹는점을 낮추어 [5]녹기 시작합니다.이러한 탈수 반응이 일어나는 시기와 조건을 이해하는 것은 맨틀 용융, 화산호 마그마, 대륙 [6]지각의 형성에 핵심이다.

지하 지각의 압력-온도 경로

변성상은 압력-온도 범위에 고유한 안정적인 광물 집합체 및 특정 시작 재료로 특징지어진다.침강대 변성 작용은 제올라이트,[7] 프레나이트-펌펠라이트, 블루슈이트에클로사이트 표면 안정대를 통과하는 저온, 초고압 변성 경로를 특징으로 한다.Zeolite 및 Prehnite-Pumpelyite pacies 조립체가 존재하거나 존재하지 않을 수 있으며, 따라서 변성 작용의 시작은 Blueschist [8]pacies 조건에 의해서만 특징지을 수 있다.서브덕터링 슬래브는 원양 [9]퇴적물이 위에 있는 현무암 지각으로 구성되지만,[10] 원양 퇴적물은 전호 현수벽에 부착되어 서브덕터링되지 않을 수 있다.서브덕터 슬래브 내에서 일어나는 대부분의 변성상 전이는 함수 광물상의 탈수에 의해 촉진된다.수성 광물상의 붕괴는 일반적으로 10km 이상의 [11]깊이에서 발생한다.이들 변성상은 각각 특정 안정광물 집합체의 존재로 특징지어 서브도전슬래브가 겪는 변성조건을 기록한다.상 사이의 전환은 특정 압력-온도 조건에서 수성 광물이 탈수되도록 하기 때문에 화산호 아래 맨틀의 녹는 현상을 추적할 수 있다.

해양 지각

아크 마그마는 맨틀 웨지 내의 메타소매틱 도메인이 부분적으로 용해됨으로써 생성되며, 이들은 미드오션 [2]능선에 형성된 해저 지각에 포함된 미네랄의 탈수 용해에서 파생된 액상과 반응한다.해저 지각은 4개의 주요 단위로 구성되어 있다.맨 위 유닛은 규소성 석회질 껍질, 유성 먼지, 다양한 양의 화산재로 구성된 최대 0.3km 두께의 얇은 원양 퇴적물입니다.다음 단위는 0.3~0.7km 두께의 베개 현무암으로 구성되어 있으며, 현무암 마그마가 바닷물로 분출하면서 담금질되면서 형성된다.베개 아래 현무암은 현무암 으로 된 제방 복합체로 냉각된 마그마 도관을 나타냅니다.바닥 유닛은 결정화된 마그마 챔버를 나타내며, 지각이 형성된 미드오션 능선을 먹여 살립니다.이 암석은 두께 7km 미만의 초산암 층(: 웨를라이트, 하즈버그라이트, 두나이트, [12]크롬라이트) 위에 1~5km 두께의 갑브로 층으로 구성되어 있습니다.해양 지각은 메타베이스사이트라고 [13]불린다.

부도체 슬래브의 수성 광물

매년, 1-2 x 10조 킬로그램의 물이 침강 지대로 내려갑니다.그 물의 약 90~95%는 운모, 벵가이트, 양서류, 로소나이트, 염소산염, 탈크, 조이스,[11] 서펜틴을 포함한 수성 미네랄에 포함되어 있습니다.가장 중요한 함수성 미네랄은 로소나이트(11wt2% HO), 프로그파이트(2wt2% HO), 양서류(2wt% HO2)이다.플루고파이트는 약 200km 깊이가 될 때까지 물을 방출하지 않는 반면, 양서류는 약 75km 깊이의 물을 방출한다.서펜틴은 또한 매우 중요한 함수상(13wt2% HO)이며, 초산암들이 얕은 곳에 위치한 느린 산등성이에서 생성된 해양 지각에만 존재한다.로소나이트는 약 300km 깊이가 될 때까지 물을 방출하지 않으며,[1][11] 물을 방출하는 마지막 수성 광물입니다.침강 중에 서브덕터슬래브 내에서 변성탈수 반응이 두드러지며, 펨가이트, 로소나이트 및 [14]조이스와 같은 수성광물의 분해로 인해 유체 이동 미량 원소가 포함된 액상을 일으킨다.이로 인해 아크 [3]마그마에 고유한 유형의 미량 원소 분포 패턴이 생성됩니다.아크 마그마 및 아크 마그마로부터 형성되는 대륙 지각은, 부도체 슬래브내의 탈수로부터 유래하는 붕소, , 비소, 안티몬으로 농축된다.슬래브에서 방출되는 열수성 유체는 이러한 요소들을 동원하여 아크 마그마에 통합할 수 있도록 하며, 아크 마그마를 중앙해령 및 [6][15]핫스팟에서 생성된 것과 구별합니다.

부도체 슬래브의 전이 및 탈수 반응 면

제올라이트상

현무암은 침강 중에 제올라이트 상 조건(50–150°C, 깊이 1~5km)에서 먼저 변성할 수 있다.제올라이트는 미세공질 규산염 광물로 모공액과 현무암 및 원양 퇴적물의 반응에 의해 생성될 수 있습니다.제올라이트 표면 조건은 일반적으로 매장 중인 펠라이트 퇴적물에만 영향을 미치지만, 일반적으로 소포 현무암 소포 내에서 제올라이트 광물이 생성됨으로써 나타납니다.베개 현무암의 유리 껍질은 제올라이트 표면 조건에서도 변성되기 쉬우며, 제올라이트 표면 조건에서는 제올라이트 힐랜다이트 또는 스틸바이트청자석, 스멕타이트, 카올리나이트 또는 몬모릴로나이트와 같은 수성 필로규산염2차 석영을 생성한다.사장석 장석인 알바이트의 나트륨 엔드부재가 유해 화성석 장석을 대체할 때 갑브로나 현무암과 같은 부전도 슬래브의 결정질 화성석은 보다 깊은 깊이가 될 때까지 안정된 상태를 유지한다.또한 제올라이트상의 보다 깊은 곳에서는 제올라이트 로몬타이트가 제올라이트 휴란다이트를 대체하고, 필로실리케이트 아염소라이트가 [8][16]일반적이다.

프레나이트-펌펠라이트상

최대 220–320°C 및 4.5kbars 미만의 경로에서 전도성 슬래브는 수성 염소산염, 프레나이트, 알바이트, 팜펠라이트, 트레몰라이트 에피도트의 존재와 제올라이트 힐란다이트 및 라우몬타이트의 손실을 특징으로 하는 프레나이트-펌펠라이트상과 마주칠 수 있다.액티놀라이트는 더 높은 [17]등급에서 발생할 수 있습니다.알바이트를 제외하고, 이러한 특징적인 광물들은 수성이고, 맨틀 용융의 원인이 될 수 있다.이 미네랄들은 또한 블루스키스트 양상과 연관된 글라우코판의 형성에 필수적입니다.로소나이트의 저압상의 시작은 프레나이트-펌펠라이트 변성의 가장 중요한 지표이다.로소나이트의 발생은 로소나이트가 11 중량%의 HO를 함유하고 있어2[18] 높은 등급에서 방출되며 상당한 [8]용융을 시작할 수 있기 때문에 중요합니다.

로몬타이트=로소나이트+쿼츠+HO2[19]

블루슈티스트의 양상

청색 양서류인 글라우코판을 함유한 블루슈트

블루슈트 양상은 블루슈트 양서류, 즉 글라우코판(glaucophane)의 형성에 의해 특징지어지며, 이 블루슈트 양서류 양서류는 블루슈트 양서류 양서류 양서류 양서류 양서류에서 유래는 글라우코판이다.로소나이트는 또한 블루스키스트 양상을 진단하며 글라우코판과 [20]함께 발생한다.글라우코판 형성 반응은 다음과 같습니다.글라우코판을 생성하는 반응은 물을 방출하거나 함수성 필로규산염의 분해를 통해 로소나이트를 생성하기 때문에 중요하다.블루슈티스트의 높은 압력에서 알바이트는 분해되어 옥석과 석영을 형성할 수 있습니다.칼사이트는 일반적으로 블루슈티스트 조건하에서 아라곤사이트로 의사 형질화된다.블루슈리스트 메타사이트의 다른 흔한 광물로는 파라고나이트, 염소산염, 티타나이트, 스틸프노멜란, 석영, 알바이트, 세리사이트, 품펠라이트가 있다.

트레몰라이트+클로로라이트+알바이트=글라우코판+에피도트+HO2

트레몰라이트+클로로라이트+알바이트=글라우코판+로소나이트

팜펠라이트+클로로라이트+알바이트=글라우코판+에피도트+HO2[8]

에클로자이트상

글라우코판, 옴파시이트 피록센 및 가넷을 포함한 블루슈티스트에서 에클로사이트 표면으로 전환
옴파사이트 화록센과 가넷을 함유한 에클로자이트 표면 암석

에클로자이트 상은 일반적으로 약 80-100km 깊이에서 볼 수 있으며 녹색 옴파사이트 화록센과 적색 화로프 [11]가넷이 존재하는 것이 특징이다.옴파시트 피록센은 오가이트 자데이트 용액이다.Eclogite 상 조건에서는 사장석은 더 이상 안정적이지 않습니다.알바이트 성분은 글라우코판이 반응하는 동안 분해되고 그 나트륨은 글라우코판과 피록센에 통합됩니다.이 반응은 다음과 같습니다.글라우코판의 분해는 약 600°C에서 중요한 물을 생성하는 반응이며, 1GPa 이상에서 상당한 맨틀 용해와 화산 [8]활동을 촉발할 수 있다.

글라우코판+파라고나이트=파이로프+제이드라이트+쿼츠+HO2[8]

에클로사이트상 중에 발생하는 또 다른 중요한 물 생성 반응은 아래 반응에 의한 함수성 필로규산염 프롤고파이트의 탈수이다.이 반응은 또한 상당한 맨틀 용융과 화산 활동을 일으킬 수 있다.맨틀 용융을 일으키는 것 외에, 이 반응은 또한 서브덕터 슬래브 자체의 부분 용융을 유발할 수 있다.

프롭사이트 + 디옵사이드 + 오르토피록센 = HO2 + 멜트[1]

로소나이트는 최대 1080°C 및 9.4 GPa까지 안정 상태를 유지합니다.로소나이트의 분해는 대량의 H2O를 맨틀로 방출하여 슬래브와 맨틀 위에 있는 맨틀의 부분 용융을 유발할 수 있습니다.로소나이트의 분해 반응은 다음과 같습니다.[18]

로소나이트 = 그로술라 + 토파즈 + 스티쇼바이트 + HO2[18]

안티고라이트 서펜틴은 에클로자이트 표면 조건에서 분해되는 또 다른 중요한 수분 공급 단계입니다.안티고라이트는 600~700°C에서 2~5GPa 사이에서 분해된다.안티고라이트는 13 중량입니다.물(%)로 인해 상당한 맨틀 [11]용융이 발생합니다.반응은 다음과 같습니다.

안티고라이트 = Forsterite + Enstatite + HO2[21]

에클로자이트 상으로의 이행은 깊이 70km 이상의 지진 발생원으로 제안된다.이러한 지진은 광물이 보다 콤팩트한 결정 구조로 이행함에 따라 슬래브가 수축하여 발생합니다.부전도 슬래브에서 이러한 지진의 깊이는 와다티-베니오프 구역으로 알려져 있다.[22]

페어링 변성 벨트

쌍으로 구성된 변성 벨트는 두 개의 대조적인 변성 조건과 두 개의 구별되는 [23]광물 집합을 나타내는 섭입대에 평행한 일련의 변성 암석 단위로 예상되었다.트렌치에 가장 가까운 곳은 저온, 고압 변성 조건의 구역으로, 블루슈티스트에서 에클로자이트 면 조립체로 특징지어진다.이 집합체는 트렌치를 따라 가라앉는 것과 낮은 열 흐름과 관련이 있습니다.아크에 가장 가까운 곳은 알루미늄 규산염, 코디에라이트, 오르토피록센 등의 그래뉴라이트 표면 광물 집합체에 대한 수륙양광으로 특징지어지는 고온-저압 변성 조건의 구역이다.이 집합체는 화산호 [24]아래에서 녹으면서 발생하는 높은 열 흐름과 관련이 있습니다.

그러나 대륙 내부에서는 한 쌍의 변성 벨트가 공통적으로 발생하고 있어 그 [25]기원에 대한 논란이 일고 있다.수렴 접시 여백을 극단적인 변성 작용과 post-subduction 마그마 활동, 쌍의 검사에 기초하여 변성 벨트는 다시 두개 대조적인 변성상 시리즈:[7]하나에서 없어지고 변성 작용에 의해<>의 낮은 열 경사도 10분 °C/km에서 생산되었다 시상 시리즈 eclogite에 속해 있고 나머지amph은blueschist은 확장된다.iboli30°C/km 이상의 높은 열 구배에서 강선 변성을 통해 생성된 te to granulite faces 시리즈.

레퍼런스

  1. ^ a b c Winter, John D. (2010). Principles of Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall. pp. 344–345. ISBN 978-0-321-59257-6.
  2. ^ a b Tatsumi, Yoshiyuki (2005). "The subduction factory: How it operates in the evolving Earth" (PDF). GSA Today. 15 (7): 4. doi:10.1130/1052-5173(2005)015[4:TSFHIO]2.0.CO;2. Retrieved December 3, 2014.
  3. ^ a b Spandler, Carl; et al. (2003). "Redistribution of trace elements during prograde metamorphism from lawsonite blueschist to eclogite facies; implications for deep subduction-zone processes". Contributions to Mineralogy and Petrology. 146 (2): 205–222. doi:10.1007/s00410-003-0495-5. S2CID 140693326.
  4. ^ 정, Y.F., 첸, Y.X., 2016.대륙과 해양의 침강 지대.국립과학리뷰 3, 495-519.
  5. ^ "How Volcanoes work – Subduction Zone Volcanism". San Diego State University Department of Geological Science.
  6. ^ a b Mibe, Kenji; et al. (2011). "Slab melting versus slab dehydration in subduction zones". Proceedings of the National Academy of Sciences. 108 (20): 8177–8182. doi:10.1073/pnas.1010968108. PMC 3100975. PMID 21536910.
  7. ^ a b Jeng, Y.F., Chen, R.X., 2017.극한 조건에서의 지역 변혁:수렴판 가장자리에서의 조생에 대한 영향.아시아 지구과학 저널 145, 46-73
  8. ^ a b c d e f Winter, John D. (2010). Principles of Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall. pp. 541–548. ISBN 978-0-321-59257-6.
  9. ^ Reynolds, Stephen (2012-01-09). Exploring Geology. McGraw-Hill. p. 124. ISBN 978-0073524122.
  10. ^ Bebout, Grey E. (May 31, 2007). "Metamorphic Chemical Geodynamics of Subduction". Earth and Planetary Science Letters. 260: 375. Bibcode:2007E&PSL.260..373B. doi:10.1016/j.epsl.2007.05.050.
  11. ^ a b c d e Peacock, Simon M. (1 January 2004). "Thermal Structure and Metamorphic Evolution of Subducting Slabs". In Eiler, John (ed.). Inside the subduction factory. Geophysical Monograph Series. Vol. 138. American Geophysical Union. pp. 12–15. ISBN 9781118668573.
  12. ^ Liou, Juhn; et al. "Ophiolite". Access Science. McGraw-Hill Education. {{cite web}}:누락 또는 비어 있음 url=(도움말)
  13. ^ Winter, John D. (2010). Principles of Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall. p. 249. ISBN 978-0-321-59257-6.
  14. ^ Zheng, YongFei; Chen, RenXu; Xu, Zheng; Zhang, ShaoBing (20 January 2016). "The transport of water in subduction zones". Science China Earth Sciences. 59 (4): 651–682. doi:10.1007/s11430-015-5258-4. S2CID 130912355.
  15. ^ Noll, P.D.; et al. (1995). "The role of hydrothermal fluids in the production of subduction zone magmas: Evidence from siderophile and chalcophile trace elements and boron". Geochimica et Cosmochimica Acta. 60 (4): 587–611. doi:10.1016/0016-7037(95)00405-x.
  16. ^ Liou, Juhn (1979). "Zeolite facies metamorphism of basaltic rocks from the East Taiwan Ophiolite". American Mineralogist. 64.
  17. ^ Frey, M.; et al. (1991). "A new petrogenetic grid for low-metabasites". Journal of Metamorphic Geology. 9: 497–509. doi:10.1111/j.1525-1314.1991.tb00542.x.
  18. ^ a b c Pawley, A. R. (May 3, 1994). "The pressure and temperature stability limits of lawsonite: Implications for H2O recycling in subduction zones". Contributions to Mineralogy and Petrology. 118: 99–108. Bibcode:1994CoMP..118...99P. doi:10.1007/BF00310614. S2CID 128408585.
  19. ^ Winter, John D. (2010). Principles of Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall. p. 575. ISBN 978-0-321-59257-6.
  20. ^ Maekawa, Hliokazu (August 5, 1993). "Blueschist metamorphism in an active subduction zone". Nature. 364 (6437): 520–523. doi:10.1038/364520a0. S2CID 4315927.
  21. ^ Winter, John D. (2010). Principles of Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall. p. 648. ISBN 978-0-321-59257-6.
  22. ^ Green, Harry (September 1994). "Solving the Paradox of Deep Earthquakes". Scientific American. 271 (3): 64–71. doi:10.1038/scientificamerican0994-64.
  23. ^ 미야시로, A., 1961년변성 벨트의 진화.암석학 저널 2, 277–311.
  24. ^ Oxburgh, E.R.; et al. (February 10, 1971). "Origin of Paired Metamorphic Belts and Crustal Dilation in Island Arc Regions". Journal of Geophysical Research. 76 (5): 1315–1327. Bibcode:1971JGR....76.1315O. doi:10.1029/jb076i005p01315.
  25. ^ 브라운, M., 2006.열정권의 이중성은 네오아르헨 시대 이후 판구조론의 특징입니다.지질학 34, 961–964.