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Geologie Wort der Woche: O ist für Ophiolit – Georneys

August 6, 2021 by admin

Schatten über dem Mantel Peridotit, Januar 2009.

def. Ophiolit:
Ein Ophiolit ist ein Segment der Ozeankruste und des Mantels, das tektonisch an Land durch Obduktion (Overthrust) freigelegt wird, normalerweise wenn sich ein Ozeanbecken schließt. Eine Ophiolitsequenz besteht aus variabel veränderten ozeanischen Gesteinen, einschließlich mariner Sedimente, Ozeankruste, und ein Teil des Mantels. Der Name Ophiolith bedeutet „Schlangenstein“ von „Ophio“ (Schlange) und „Lithos“ (Stein) auf Griechisch. Die Gesteinssequenz ist nach dem leuchtend grünen benannt, schlangenartige Serpentinenmineralien, die sich in veränderter Ozeankruste und -mantel bilden. Ophiolite sind selten, aber dennoch auf der ganzen Welt zu finden. Bemerkenswerte Ophiolite finden sich in Zypern, im Nordwesten der USA, in den Alpen, in Papua-Neuguinea und im Oman.
Ich bin Meeresgeologe, aber ich betrüge und arbeite oft an Land. Für eines meiner PhD General Exam-Projekte habe ich an Felsen aus Island gearbeitet, einem Teil des Mittelatlantischen Rückens, der sich aufgrund eines Hotspots über dem Meeresspiegel aufgebaut hat. Für meine Diplomarbeit arbeite ich im Samail-Ophiolith, der sich im Oman und in den Vereinigten Arabischen Emiraten befindet und einer der größten, am besten erhaltenen und am besten exponierten Ophiolite der Welt ist. Für beide Projekte untersuche ich Meeresgesteine, die aufgrund ungewöhnlicher Umstände an Land freigelegt wurden. Obwohl solche Gesteine anomal sind und daher keine perfekten Analogien zu Ihren durchschnittlichen Meeresbodengesteinen darstellen, Es gibt große Vorteile, Meeresgesteine im Kontext eines Aufschlusses tatsächlich sehen zu können, berühren, und – wenn zur Identifizierung erforderlich – Meeresgesteine schmecken.

Traditionelle Meeresgeologie ist teuer und schwierig. Da der Meeresboden in der Regel von mehreren Kilometern Wasser bedeckt ist, können Meeresgeologen den Meeresboden nicht mit traditionellen geologischen Methoden untersuchen. Das heißt, Meeresgeologen können nicht mit ihren Karten, Hämmern und Brunton-Kompassen herumlaufen und die Geologie aus erster Hand beobachten. Stattdessen müssen Meeresgeologen auf Schiffe gehen und entfernte Methoden anwenden, um Beobachtungen zu machen und den Meeresboden zu beproben. Auf Schiffen auszugehen ist sehr teuer und kostet Zehntausende von Dollar pro Tag. Zum Beispiel ist eine der besten Möglichkeiten, den Meeresboden zu beobachten, in einem bemannten Tiefsee-Tauchboot wie Alvin unterzugehen. Die Betriebskosten für Alvin, einschließlich der Schiffskosten, betragen jedoch etwa 40.000 US-Dollar pro Tag. Das ist unglaublich teuer, und selbst Alvin erlaubt es Ihnen nicht, mit Ihrem Brunton auf den Felsen zu laufen. Zum Vergleich: Ein Monat Feldarbeit im Oman kostet für mich und einen Assistenten etwa 10.000 US–Dollar – etwa 3.000 US-Dollar für zwei Hin- und Rückflugtickets, etwa 4.000 US-Dollar für eine 4 x 4-Miete, 500 US-Dollar für Gas, 500 US-Dollar für Essen und Wasser, vielleicht 500 US-Dollar für ein paar Nächte in einem Hotel (wir campen den Rest der Zeit) und 1.500 US-Dollar für Vorräte und Versand von Steinen. Für 1/4 der Kosten für den Betrieb von Alvin an einem einzigen Tag kann ich also einen Monat lang Feldarbeiten an Meeresgesteinen durchführen, die im Samail-Ophiolit freigelegt sind. Oman ist ein teures Land, daher werden viele dieser Kosten (wie das Mietfahrzeug) reduziert, wenn an anderen Ophiolithen gearbeitet wird.

Es gibt verschiedene entfernte Methoden, um die Geologie des Meeresbodens zu beobachten. Die Topographie des Meeresbodens kann von einem Schiff aus mittels Multibeam-Bathymetrie (Abprallen von Schallwellen vom Meeresboden zur Berechnung der Topographie) oder mittels Satelliten-Altimetrie (unter Verwendung der Höhe der Meereswellen, um nach Schwerkraftanomalien zu suchen und die Topographie abzuleiten) kartiert werden unten). Zusätzliche ferngesteuerte Instrumente (an Bord oder über Satellit) ermöglichen es Meeresgeologen, Eigenschaften wie Magnetismus und Anziehungskraft (die Informationen über Topographie und Dichte liefern können) von Meeresgesteinen zu messen. Seismische Wellen – passive Quelle (natürlich von der Erde erzeugt, z. B. während eines Erdbebens) und aktive Quelle (vom Menschen erzeugt, häufig durch eine Explosion) – können überwacht werden, um mehr über die Struktur der Meeresgesteine zu erfahren. Zum Beispiel kann die Geschwindigkeit seismischer Wellen durch verschiedene Teile der Kruste und des Mantels verwendet werden, um auf die Dichte zu schließen. Seismische Wellen wandern schneller durch dichtere Schichten (wie hartes Gestein wie Basalt oder Gabbro) und langsamer durch weniger dichte Schichten (wie weiches Meeressediment).

Es gibt auch verschiedene Methoden zur Probenahme des Meeresbodens. Eine der besten Möglichkeiten, den Meeresboden zu beproben, ist die Verwendung eines Tiefsee-Tauchboots wie Alvin, da Sie so genau sehen können, woher die Gesteine kommen, die Sie beproben. Da Alvin und andere Tauchboote jedoch so teuer sind, ist das Ausbaggern eine sehr verbreitete Methode zur Probenahme des Meeresbodens — im Grunde genommen wird ein Metallkorb über die Seite des Schiffes geworfen und entlang des Meeresbodens gezogen. Diese einfache Technik kann sehr effektiv sein. Als ich beispielsweise an einer zweimonatigen Kreuzfahrt entlang des Ninetyeast Ridge teilnahm, erhielten wir durch Ausbaggern etwa 3.000 Kilogramm Gestein. Das Ausbaggern bietet jedoch nur einen begrenzten geologischen Kontext für die Proben und neigt auch dazu, lose Oberflächengesteine aufzunehmen, die für den Aufschluss repräsentativ sein können oder nicht. Zum Beispiel können diese Felsen von anderen Orten bergab gerollt sein. Eine andere Methode der Probenahme ist das Bohren von Kernen aus dem Meeresboden. Seit den späten 1960er Jahren gab es weltweite Bemühungen, Kerne aus dem Meeresboden zu gewinnen, zunächst in Form des Tiefseebohrprojekts, dann des Ozeanbohrprogramms und schließlich des integrierten Ozeanbohrprogramms. Kerne sind großartig, weil sie den tatsächlichen Meeresboden (nicht nur loses Gestein) abtasten und auch tief in die Kruste eindringen können. Wie ich jedoch in meinem Beitrag zur Lithosphäre besprochen habe, ist es keinem Ozeanbohraufwand gelungen, die Krusten-Mantel-Grenze zu erreichen. Kerne haben auch ihre Grenzen. Sie sind nur wenige Zentimeter im Durchmesser, und so bieten sie nur schmale Zylinder Schnappschüsse der gesamten Geologie. Einige Kerne sind ziemlich tief, aber andere können nur die oberen paar Meter des Meeresbodens abtasten. Bohren ist auch viel zeitaufwendiger und teurer als Ausbaggern. Da das Studium der Geologie des eigentlichen Meeresbodens so herausfordernd und teuer ist, arbeiten viele Meeresgeologen auch in Island – dem einzigen Ort, an dem man entlang eines aktiven mittelozeanischen Rückens wandern kann – und bei Ophiolithen, bei denen es sich um Fragmente der Ozeankruste und des Mantels handelt, die aufgrund ungewöhnlicher tektonischer Umstände an Land freigelegt wurden. Dichte ozeanische Kruste subduziert fast immer unter leichtere und schwimmfähigere kontinentale Kruste. Dies ist die traditionelle plattentektonische Situation, die Sie in einführenden geowissenschaftlichen Kursen kennenlernen. Unter bestimmten Umständen kann jedoch Ozeankruste – zumindest kleine Splitter – an Land geschoben werden. Dies geschieht beispielsweise häufig, wenn sich Ozeanbecken schließen, insbesondere wenn die Ozeankruste jung und relativ heiß und lebhaft ist. Splitter der Ozeankruste können auch in einer Unterarmumgebung an Land geschoben werden. Der Unterarm ist der Bereich zwischen einer Subduktionszone und dem zugehörigen Vulkanbogen. Neue kontinentale Kruste wird oft in Unterarmumgebungen akkretiert, und diese Akkretion enthält oft kleine Teile der Ozeankruste.

Als Beispiel hier eine vereinfachte Version der Obduktion (Overthrust) des Samail-Ophiolits im Oman:

Samail-Ophiolit-Obduktion. Kontinentale Kruste durch Kreuze, ozeanische Kruste
durch dunklere Schattierung. Abbildung aus Coleman (1981). Klicken Sie auf die Abbildung, um sie zu vergrößern.

Es gibt einen weiteren wichtigen Grund, warum Meeresgeologen häufig Ophiolite untersuchen: Neben der Freilegung der Ozeankruste legen Ophiolite häufig auch einen Abschnitt des darunter liegenden Mantels frei. Da Wissenschaftler nie tief genug in die Erde gebohrt haben, um den Mantel zu beobachten, sind Ophiolite wichtig, weil sie Orte sind, an denen Geologen große Teile des Mantelgesteins direkt beobachten können. Geologen können auch Mantelgesteine untersuchen, die durch tektonische Prozesse auf den Meeresboden gehoben wurden, aber auch hier erschwert all das Wasser die Beobachtung.

Unten ist eine Karte, die globale Expositionen von Mantelgesteinen (auch bekannt als „ultramafische“) zeigt. Diese Karte ist etwas veraltet, da sie 1982 veröffentlicht wurde. Seitdem wurden viele weitere Mantelexpositionen entdeckt, insbesondere auf dem Meeresboden. Die Karte gibt Ihnen jedoch eine gute allgemeine Vorstellung davon, wo auf der Erde Ophiolite (Linien auf Kontinenten) zu finden sind und wo Mantelgesteine (Punkte und Kästchen auf Ozeanen) an die Oberfläche des Meeresbodens gebracht wurden.

Weltkarte mit Standorten von Ophiolithen (Linien auf Kontinenten) und Freilegungen von Mantelgesteinen auf dem Meeresboden (Punkte und Kästchen auf Ozeanen). Abbildung aus Hekinian (1982).
Klicken Sie auf die Abbildung, um sie zu vergrößern.

In der obigen Definition erwähne ich eine Ophiolitsequenz. Die klassische Ophiolitsequenz, wie sie im Oman zu finden ist, ist Meeressediment, dann vulkanischer Basalt, dann plutonischer Gabbro (die gleiche chemische Zusammensetzung wie Basalt, aber eher tief als am Meeresboden kristallisiert), dann Mantel (meist Peridotit). Diese klassischen Ophiolitschichten haben Zahlen erhalten, die Meeresgeologen als Kurzzeiger verwenden. Die Zahlen sind:

1- Tiefseesediment
2- Basalt
3- Gabbro
4- Peridotit

Einige dieser Schichten wurden basierend auf Dichte und strukturellen Merkmalen weiter in Unterschichten unterschieden:

1- Tiefseesediment – keine Unterteilung.
2-Basalt – oft weiter unterteilt in A, B und C. Schicht 2A repräsentiert Oberflächenlava-Basalt, während 2C eine Zone mit Blechdeichen darstellt, die langsamer abkühlten und in ihrer Zusammensetzung gabbroisch sind. 2B ist eine Art Übergangszone. Einige Geologen zerlegen Schicht 2 einfach in 2A (Oberflächenvulkane) und 2B (Schichtdeiche).
3-Gabbro- oft unterteilt in 3A (regular Gabbro) und 3B (layered Gabbro).
4- Peridotit- nicht in der Regel unterteilt, obwohl es auch regelmäßige und geschichtete Peridotit.

Schichten der Ozeankruste (und des Mantels). Abbildung modifiziert von Brown und Mussett (1993) und
aus meiner Meeresgeologie & Geophysik I Kursnotizen. Klicken Sie auf die Abbildung, um sie zu vergrößern.

Viele Jahre lang haben Meeresgeologen ihr Verständnis der Struktur und Zusammensetzung der Ozeankruste und des Ozeanmantels auf die Struktur und Zusammensetzung von Ophiolithen gestützt. Jetzt, Meeresgeologen verstehen, dass sich die Struktur der tatsächlichen Ozeankruste und des Mantels oft geringfügig von der von Ophiolithen unterscheidet. Zum Beispiel sind die Ozeankrusten- und Mantelschichten im eigentlichen Ozean oft dicker als in Ophiolithen (siehe obige Abbildung). Nichtsdestotrotz bieten Ophiolite ausgezeichnete, leicht zugängliche Analoga für die Ozeankruste und den Mantel.

Unten sind ein paar Fotos von meiner eigenen Feldarbeit in der Peridotit-Schicht des Samail-Ophiolits im Oman. Für meine Diplomarbeit untersuche ich die einzigartige Art und Weise, wie sich Peridotit – ein Mantelgestein, das nicht zur Erdoberfläche gehört – verändert, wenn es an Land gehoben wird. Insbesondere untersuche ich die Bildung von Karbonatmineralien. Wenn sich Peridotit verändert, werden viele Karbonatmineralien (z. B. Calcit, Dolomit, Magnesit) gebildet. Das Kohlendioxid (CO2) in diesen Karbonaten stammt aus der Atmosphäre. Thus, formation of carbonate minerals in peridotite is a natural process that removes CO2 from the atmosphere and stores this CO2 in solid mineral form.