Вікіпедія

Ісландський плюм

Про альтернативну теорію див. Ісландія (гаряча точка).

Ісландський плюм — постульований апвелінг аномально гарячого каменю в мантії Землі під Ісландією. Його джерело розташовано глибоко в мантії, можливо, на межі між ядром і мантією на глибині близько 2 880 км. Вчені розходяться у поглядах щодо того, чи дійсно сейсмічні дослідження виявили таку структуру,[1] але прихильники пов'язують вулканізм Ісландії з цим плюмом згідно теорії Вільяма Джейсона Моргана.[2]

Геологічна історія ред.

За моделлю плюму, джерело ісландського вулканізму лежить глибоко під центром острова. Найдавніші вулканічні породи, які відносять до плюму, знаходять на обох сторонах Атлантики. Їх вік був визначений в діапазоні від 58 до 64 мільйонів років, що збігається з відкриттям Північної Атлантики в пізньому палеоцені і ранньому еоцені. Внаслідок цього роблять припущення, що поява плюма була пов'язана, і, можливо, сприяла, розпаду Північноатлантичного континенту. В рамках гіпотези плюму, вулканізм був викликаний потоком гарячої речовини плюму спочатку під товстою континентальною літосферою, а потім під літосферою зростаючої долини океану при продовженні розколювання континенту. Точне положення плюму в той час є питанням наукової суперечки,[3][4] так само як і те, чи піднявся плюм з глибин мантії тільки в той час або ж він набагато старший і несе відповідальність за старий вулканізм Північної Ґренландії, на острові Елсмір, і на хребті Альфа в Арктиці.[5]

Коли Північна Атлантика відкрилася на схід від Ґренландії в період еоцену, Північна Америка і Євразія віддалилися одна від одної; Серединно-Атлантичний хребет утворився як центр океанічного розширення та частина підводної вулканічної системи серединно-океанічних хребтів. Початкова голова плюму могла бути декілька тисяч кілометрів в діаметрі, і він викидав вулканічні породи по обидві сторони цього океанського басейну, звідки утворилася Північно-Атлантична магматична провінція. Постулюється, що при подальшому відкритті океану і дрейфі плит плюм та Серединно-атлантичний хребет рухалися один до іншого, і, нарешті, зустрілися. Згідно з моделлю, надлишок магматизму, який супроводжував перехід від трапового вулканізму в Ґренландії, Ірландії та Норвегії до сучасної ісландської вулканічної активності, є результатом підйому гарячого мантійного джерела під поступового тоншою літосферою, або постулюється надзвичайно продуктивною частиною системи серединно-океанічних хребтів.[6] Деякі геологи припускають, що ісландський плюм може бути відповідальний за палеогенове підняття Скандинавських гір шляхом створення змін в щільності літосфери і астеносфери в ході відкриття Північної Атлантики.[7]

Існування згаслого хребта в західній частині Ісландії призводить до теорії, що плюм з часом змістився на схід. Найстаріша кори Ісландії має вік понад 20 мільйонів років і утворилася в старому центрі океанічного розширення в західній області фіордів (Вестфірдир). Рух плит у західному напрямку і хребта над плюмом та сильна термальна аномалія останнього змусили цей старий центру розширення припинити активність 15 мільйонів років тому і призвели до утворення нового центру в районі нинішніх півостровів Скагі та Снайфетльснес; на останньому є ще деяка активність у вигляді вулкану Снайфетльсйокутль. Центр розширення, і, отже, основна активність, змістилися ще далі на схід 7-9 млн років тому і утворили поточні вулканічні зони на південному заході (Рейк'янес, Гофсйокутль) і північному сход (Тйорнес) острова. Зараз відбувається повільне зниження активності на північному сході, в той час як розвивається вулканічна зона на південному сході (Катла, Ватнайокутль), яка утворилась близько 3 млн років тому.[8] Зміну кордонів плит в Ісландії також пов'язують з тектонікою мікроплит.[6]

 
Топографія/батіметрія Північної Атлантики в районі Ісландії

Геофізичні і геохімічні спостереження  ред.

Інформація про будову глибинних надр Землі може бути отримана тільки непрямим шляхом — геофізичними і геохімічними методами. Для дослідження постульованого плюму корисними виявились гравіметричний, геоїдний і, особливо, сейсмологічний методи поряд з геохімічним аналізом вивержених лав. Чисельні моделі геодинамічних процесів намагаються об'єднати ці спостереження у послідовну загальну картину.

Сейсмологія ред.

Важливим методом для візуалізації великомасштабних структур земних надр є сейсмічна томографія, за допомогою якої досліджувана ділянка «підсвічується» з усіх сторін сейсмічними хвилями від землетрусів якомога більшої кількості напрямків; ці хвилі записуються мережею сейсмографів. Розмір мережі має вирішальне значення для розміру ділянки, яка може бути зображена з достатнім ступенем надійності. Для вивчення ісландського плюму були використані як глобальна, так і регіональна томографія; при першій, вся мантія зображена з відносно низькою роздільною здатністю з використанням даних з станцій в усьому світі, а при другій, більш щільна мережа сейсмографів тільки в Ісландії створює зображення мантії аж до 400–450 км глибини з великою роздільною здатністю.

Регіональні дослідження 1990-х і 2000-х років[9][10][11] показують, що під Ісландією існує аномалія з низькою швидкістю сейсмічних хвиль, але думки розділилися щодо того, чи вона існує глибше, ніж перехідна зона мантії на приблизно 600 км глибини. Швидкість сейсмічних хвиль зменшується на 3 % (p-хвилі) і понад 4 % (s-хвилі), відповідно. Ці значення відповідають маленькому відсотку часткового розплаву, високому вмісту магнію у мантії або підвищеній температурі; і неможливо однозначно виділити, який ефект призводить до спостережуваного скорочення швидкості.

Геохімія ред.

Численні дослідження торкались геохімічного складу лави в Ісландії і в Північній Атлантиці. Отримана картина узгоджується в кількох важливих аспектах. Наприклад, вважається доведеним, що джерело вулканізму в мантії хімічно і петрологічно неоднорідне: воно містить не тільки звичайний перидотит, але й еклогіт — породи, що походить з субдукованої плити — обидва з яких сприяють розплаву.[12][13] Джерелом останнього припускається метаморфізована, дуже стара океанічна кора, яка затонула в мантію кілька сотень мільйонів років тому під час субдукції океану, а потім піднялася з глибин мантії.

Дослідження на основі складу основних та рідкоземельних елементів у вулканізмі Ісландії[14] показали, що джерело сучасного вулканізму на близько 100 °С гарячіше, ніж джерело базальтів серединно-океанічного хребта.

Зміни концентрації різкоземельних елементів, таких як гелій, свинець, стронцій, неодим та інші, ясно показують, що Ісландія композиційно відрізняється від решти Північної Атлантики. Наприклад, співвідношення He-3 та He-4 має яскраво виражений максимум в Ісландії, який добре корелює з геофізичними аномаліями, а зменшення цього та інших геохімічних індикаторів збільшенням відстані від Ісландії вказує, що ступінь композиційної аномалії простягається на близько 1500 км уздовж хребта Рейкьянес і не менше 300 км уздовж хребта Колбейнсі.[15] Залежно  від того, які елементи розглядаються і на якій велика площі, можна визначити до шести різних мантійних компонентів, які не всі присутні в будь-якому одному місці.

Крім того, деякі дослідження показують, що кількість води, розчиненої в мантійних мінералах, від двох до шести разів вище в регіоні Ісландії регіоні, ніж у непорушених частинах серединно-океанічних хребтів, де її вміст вважається близько 150 частин на мільйон.[16][17] Наявність такої великої кількості води в джерелі лави, як правило, веде до нижчої точки плавлення і робить її більш продуктивною при заданій температурі.

Гравіметрія/Геоїд ред.

Північна Атлантика характеризується сильними, великомасштабними аномаліями гравітаційного поля і геоїда. Геоїд піднімається на 70 м над геодезичним еліпсоїдом у приблизно круговій області діаметром у кілька сотень кілометрів. У контексті гіпотези плюму це було пояснено динамічним ефектом апвелінгу плюму, який випинає поверхню Землі.[18] Крім того, плюм та потовщена кора викликають позитивні аномалії сили тяжіння у близько 60 мґал (=0.0006 м/с²) (у повітрі).

 
Аномалії гравітаційного поля у вільному повітрі у  Північній Атлантиці в районі Ісландії. Для кращого уявлення кольорова гамма була обмежена аномаліями до +80 мґал (+0,8 мм/с²).

Геодинаміка ред.

З середини 1990-х років було здійснено низку спроб пояснити спостереження числовими геодинамічними моделями мантійної конвекції. Мета цих розрахунків, серед іншого, вирішити парадокс, що широкий плюм з відносно низькою температурною аномалією краще узгоджується зі спостережуваними товщею земної кори, рельєфом і силою тяжіння, ніж тонкий, гарячий плюм, існування якого припускали для пояснення сейсмологічних і геохімічних спостережень.[19][20] У найбільш сучасних моделях плюм має температуру на 180–200 °C гарячіше, ніж навколишня мантія, і стержень з радіусом близько 100 км. Однак такі температури ще не були підтверджені петрологією.

Заперечення моделі плюма ред.

Слабка видимість постульованого плюму на томографічних зображеннях нижньої мантії та геохімічні дані наявності еклогіту в мантійному джерелі призвели до появи теорій, що під Ісландією плюму не має, а її вулканізм є результатом процесів, пов'язаних з тектонікою плит, і обмежується верхньою мантією.[21][22]

Субдукована океанічна плита ред.

Згідно з однією з цих моделей, великий шматок субдукованої плити колишнього океану зберігся у верхній мантії протягом кількох сотень мільйонів років, і його океанічна кора тепер викликає надмірне утворення розплаву і спостережуваний вулканізм.[23] Ця модель, однак, не підкріплена динамічними розрахунками чи не випливає з наявних даних, а також залишає без відповіді питання, що стосуються динамічної та хімічної стабільності такого тіла протягом такого тривалого періоду або термального впливу такого масового плавлення.

Конвекція у верхній мантії ред.

Інша модель припускає, що апвелінг в регіоні Ісландії спричинений латеральними градієнтами температур між субокеанічною мантією і сусіднім гренландським кратоном, а, отже, також обмежений верхніми 200–300 км мантії.[24] Однак цей механізм конвекції є, ймовірно, не досить сильним в умовах, що склалися в Північній Атлантиці, в частині швидкості розширення, і він не пропонує простого пояснення спостережуваної аномалії геоїда.

Див. також ред.

Примітки ред.

  1. ↑ Ritsema, J; Van Heijst, HJ; Woodhouse, JH (1999). Complex shear wave velocity structure imaged beneath Africa and Iceland. Science. 286 (5446): 1925—1928. doi:10.1126/science.286.5446.1925. PMID 10583949.
  2. ↑ W.J. Morgan (1971): Convection plumes in the lower mantle, Nature pp 230, 242, 243
  3. ↑ L.A. Lawver, R.D. Müller (1994): Iceland hotspot track, Geology 22,311–314
  4. ↑ R.S. White, D.P. McKenzie (1989): Magmatism at rift zones: The generation of volcanic continental margins and flood basalts, J. Geophys. Res. 94(B6),7685–7729
  5. ↑ D.A. Forsyth, P. Morel-a-l'Huisser, I. Asudeth, A.G. Green (1986): Alpha Ridge and Iceland — products of the same plume?, J. Geodyn. 6, 197—214
  6. ↑ а б Foulger, G.R.; Anderson, D.L. (2005). A cool model for the Iceland hotspot. J. Volc. Geotherm. Res. 141: 1—22.
  7. ↑ Nielsen, S.B.; Paulsen, G.E.; Hansen, D.L.; Gemmer, L.; Clausen, O.R.; Jacobsen, B.H.; Balling, N.; Huuse, M.; Gallagher, K. (2002). Paleocene initiation of Cenozoic uplift in Norway. У Doré, A.G.; Cartwright, J.A.; Stoker, M.S.; Turner, J.P.; White, N. (ред.). Exhumation of the North Atlantic Margin: Timing, Mechanisms and Implications for Petroleum Exploration. Geological Society, London, Special Publications. № 196. The Geological Societ y of London. с. 103–116.
  8. ↑ K. Sæmundsson (1979): Outline of the geology of Iceland, Jökull 29,7–28
  9. ↑ C.J. Wolfe, I.Þ. Bjarnason, J.C. VanDecar, S.C. Solomon (1997): Seismic structure of the Iceland mantle plume, Nature 385(5727), 245—247
  10. ↑ R.M. Allen, G. Nolet, W.J. Morgan, K. Vogfjörd, B.H. Bergsson, P. Erlendsson, G.R. Foulger, S. Jakobsdóttir, B.R. Julian, M. Pritchard, S. Ragnarsson, R. Stefánsson (2002): Imaging the mantle beneath Iceland using integrated seismological techniques, J. Geophys. Res. 107(B12),2325,DOI:10.1029/2001JB000595
  11. ↑ Foulger, G.R. та ін. (2001). Seismic tomography shows that upwelling beneath Iceland is confined to the upper mantle. Geophys. J. Int. 146: 504—530. doi:10.1046/j.0956-540x.2001.01470.x.
  12. ↑ M.F. Thirlwall (1995): Generation of the Pb isotopic characteristics of the Iceland plume, J. Geol. Soc. Lond. 152, 991—996
  13. ↑ B.J. Murton, R.N. Taylor, M.F. Thirlwall (2002): Plume-ridge interaction: a geochemical perspective from the Reykjanes Ridge, J. Petrol. 43(11), 1987—2012
  14. ↑ Herzberg, C., Asimow, P.D. Arndt, N.T., Nui, Y., Lesher, C.M., Fitton, J.G., Cheadle, M.J., Saunders, A.D. (2006). Temperatures in ambient mantle and plumes: constraints from basalts, picrites and komatiites. Geochem. Geophys. Geosyst. 8, Q02006, DOI:10.1029/2006GC001390
  15. ↑ K. Breddam, M.D. Kurz, M. Storey (2000): Mapping out the conduit of the Iceland mantle plume with helium isotopes, Earth Planet. Sci. Lett. 176, 45–55
  16. ↑ B. Jamtveit, R. Brooker, K. Brooks, L. Melchior Larsen}, T. Pedersen (2001): The water content of olivines from the North Atlantic Volcanic Province, Earth Planet. Sci. Lett. 186, 401—415
  17. ↑ A.R.L. Nichols, M.R. Carroll, Á. Höskuldsson (2002): Is the Iceland hot spot also wet? Evidence from the water contents of undegassed submarine and subglacial pillow basalts, Earth Planet. Sci. Lett. 202(1), 77–87
  18. ↑ e.g. G. Marquart, G. (1991): On the geometry of mantle flow beneath drifting lithospheric plates, Geophys. J. Int. 144(2), 356—372
  19. ↑ N.M. Ribe, U.R. Christensen, J. Theißing (1995): The dynamics of plume-ridge interaction, 1: Ridge-centered plumes, Earth Planet. Sci. Lett. 134, 155—168
  20. ↑ G. Ito, G. J. Lin, C.W. Gable (1996): Dynamics of mantle flow and melting at a ridge-centered hotspot: Iceland and the mid-Atlantic ridge, Earth Planet. Sci. Lett. 144, 53–74
  21. ↑ Foulger, G.R. (2010). Plates vs. Plumes: A Geological Controversy. Wiley-Blackwell. ISBN 978-1-4051-6148-0. Архів оригіналу за 25 листопада 2017. Процитовано 6 травня 2017.
  22. ↑ Foulger, Gillian R. (8 лютого 2005). Iceland & the North Atlantic Igneous Province. Архів оригіналу за 11 березня 2015. Процитовано 22 березня 2008.
  23. ↑ G.R. Foulger, D.L. Anderson (2005): A cool model for the Iceland hotspot, J. Volc. Geotherm. Res. 141(1–2), 1–22
  24. ↑ S.D. King, D.L. Anderson (1995): An alternative mechanism of flood basalt formation, Earth Planet. Sci. Lett. 136, 269—279

Посилання ред.

Отримано з https://uk.wikipedia.org/w/index.php?title=Ісландський_плюм&oldid=41847608