Ісландський плюм

Матеріал з Вікіпедії — вільної енциклопедії.
Перейти до навігації Перейти до пошуку

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. | ред. код]

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 Гренландії, на острові Елсмір, і на хребті Альфа в Арктиці.[5]

Коли Північна Атлантика відкрилася на схід від Гренландії 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. Постулюються, що при подальшому відкритті океану і дрейфі плит плюм та та Серединно-атлантичний хребет рухалися один до іншого, і, нарешті, зустрілися. Згідно з моделлю, надлишок магматизму, який супроводжував перехід від трапового вулканізму в Гренландії, 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 бл. 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. | ред. код]

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. | ред. код]

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. | ред. код]

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. | ред. код]

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. | ред. код]

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 бл. 100 км. Однак такі температури ще не були підтверджені петрологією.

Заперечення моделі плюма[ред. | ред. код]

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. | ред. код]

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. | ред. код]

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. | ред. код]

Примітки[ред. | ред. код]

  1. Ritsema, J; Van Heijst, HJ; Woodhouse, JH (1999). Complex shear wave velocity structure imaged beneath Africa and Iceland. Science 286 (5446): 1925–1928. PMID 10583949. doi:10.1126/science.286.5446.1925. 
  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. та ін. (2002). Paleocene initiation of Cenozoic uplift in Norway. У Doré, A.G.; Cartwright, J.A.; Stoker, M.S.; Turner, J.P.; White, N. 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. (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. 
  22. Foulger, Gillian R. (2005-02-08). Iceland & the North Atlantic Igneous Province. Процитовано 2008-03-22. 
  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. | ред. код]