Articles

Geologie Woord van de Week: O is voor Ophiolite-Georneys

augustus 6, 2021 by admin

Shadows over Oman mantle peridotite, januari 2009.

def. Ophioliet:een ophioliet is een segment van de oceaankorst en-mantel dat tektonisch op het land wordt blootgesteld door obductie (overtrouwen), meestal wanneer een oceaanbekken sluit. Een ophiolietsequentie bestaat uit variabel veranderde oceanische rotsen, waaronder mariene sedimenten, oceaankorst en een deel van de mantel. De naam ophioliet betekent ” slangensteen “van” ophio “(slang) en” lithos ” (steen) in het Grieks. De rotsvolgorde is vernoemd naar de briljante groene, slangenachtige serpentinemineralen die zich vormen in veranderde oceaankorst en mantel. Ophiolieten zijn zeldzaam, maar toch over de hele wereld te vinden. Opmerkelijke ophiolieten worden gevonden in Cyprus, de noordwestelijke VS, de Alpen, Papoea-Nieuw-Guinea en Oman. ik ben een zeegeoloog, maar ik speel vaak vals en werk op het land. Voor een van mijn algemene Doctoraatsprojecten werkte ik aan rotsen uit IJsland, een deel van de Mid-Atlantische Rug die boven de zeespiegel is opgebouwd door een hotspot. Voor mijn proefschrift onderzoek, ik werk in de Samail Ophiolite, die is gevestigd in Oman en de Verenigde Arabische Emiraten en is een van de grootste, best bewaarde, en best blootgestelde ophiolites in de wereld. Voor beide projecten bestudeer ik zeegesteente dat door ongebruikelijke omstandigheden aan land is blootgesteld. Hoewel zulke rotsen afwijkend zijn en dus geen perfecte analogie zijn voor uw gemiddelde zeebodem rotsen, zijn er grote voordelen aan het daadwerkelijk kunnen zien, aanraken, en– indien nodig voor identificatie– proeven van mariene rotsen in de context van een outcrop.

traditionele mariene geologie is duur en moeilijk. Omdat de oceaanbodem over het algemeen bedekt is met enkele kilometers water, kunnen mariene geologen de oceaanbodem niet bestuderen met behulp van traditionele geologische methoden. Dat wil zeggen, mariene geologen kunnen niet rondlopen met hun kaarten, hamers en Brunton kompassen en de geologie uit de eerste hand observeren. In plaats daarvan moeten mariene geologen op schepen gaan en op afstand methoden gebruiken om waarnemingen te doen en de oceaanbodem te bemonsteren. Varen op schepen is erg duur, kost tienduizenden dollars per dag. Bijvoorbeeld, een van de beste manieren om de oceaanbodem te observeren is om naar beneden te gaan in een bemande diepzee duikboot zoals Alvin. Echter, de operationele kosten voor Alvin, met inbegrip van de kosten van het schip, zijn ongeveer $ 40.000 per dag. Dit is ongelooflijk duur, en zelfs Alvin staat je niet toe om op de rotsen te lopen met je Brunton. Ter vergelijking, een maand van veldwerk in Oman kost ongeveer $ 10.000 voor mezelf en een assistent-ongeveer $ 3.000 voor twee retour vliegtickets, ongeveer $ 4.000 voor een huur 4 x 4, $ 500 voor gas, $ 500 voor voedsel en water, misschien $ 500 voor een paar nachten in een hotel (we kamperen de rest van de tijd), en $1.500 voor leveringen en scheepvaart rotsen. Dus, voor een kwart van de kosten van het bedienen van Alvin voor een enkele dag, kan ik een maand veldwerk uitvoeren op mariene rotsen blootgesteld in de Samail Ophiolite. Oman is een duur land, dus veel van deze kosten (zoals de huurauto) worden verlaagd bij het werken op andere ophiolieten.

Er zijn verschillende methoden op afstand om de geologie van de oceaanbodem te observeren. De topografie van de oceaanbodem kan in kaart worden gebracht vanaf een schip met behulp van multibeam bathymetrie (stuiterende geluidsgolven van de bodem van de oceaan om de topografie te berekenen) of met behulp van satelliethoogtemetrie (met behulp van de hoogte van de oceaangolven om te zoeken naar zwaartekrachtafwijkingen en de onderstaande topografie af te leiden). Met extra instrumenten op afstand (aan boord of satelliet) kunnen mariene geologen eigenschappen meten, zoals magnetisme en gravitationele trek (die informatie kunnen verschaffen over topografie en dichtheid), van mariene rotsen. Seismische golven-passieve bron (van nature gegenereerd door de aarde, zoals tijdens een aardbeving) en actieve bron (gegenereerd door de mens, vaak door een explosie)– kunnen worden gemonitord om te leren over de structuur van de mariene rotsen. Bijvoorbeeld, de snelheid van seismische golven door verschillende delen van de korst en mantel kan worden gebruikt om dichtheid af te leiden. Seismische golven reizen sneller door meer dichte lagen (zoals hard rock zoals basalt of gabbro) en reizen langzamer door minder dichte lagen (zoals zacht zeesediment).

Er zijn ook verschillende bemonsteringsmethoden voor de oceaanbodem. Een van de beste manieren om de oceaanbodem te bemonsteren is om een diepzeeonderzeeër zoals Alvin te gebruiken, want hiermee kunt u precies zien waar de rotsen vandaan komen waar u monsters neemt. Echter, omdat Alvin en andere duikboten zo duur zijn, is een veel voorkomende methode voor het bemonsteren van de zeebodem baggeren— in principe, het gooien van een metalen mand over de zijkant van het schip en het slepen langs de zeebodem. Deze eenvoudige techniek kan zeer effectief zijn. Als voorbeeld, toen ik deelnam aan een twee maanden durende cruise langs de Ninetyeast Ridge, verkregen we ongeveer 3.000 kilo rotsen door te baggeren. Baggerwerk biedt echter slechts een beperkte geologische context voor de monsters en heeft ook de neiging om losse oppervlaktesteentjes op te pikken die al dan niet representatief zijn voor de uitstroming. Bijvoorbeeld, deze rotsen kunnen zijn gerold bergafwaarts van andere locaties. Een andere methode van bemonstering is het boren van kernen uit de oceaanbodem. Sinds de late jaren 1960 is er een wereldwijde inspanning gedaan om kernen van de oceaanbodem te verkrijgen, in de vorm van eerst het Deep Sea Drilling Project, dan het Ocean Drilling Program, en ten slotte het Integrated Ocean Drilling Program. Kernen zijn geweldig omdat ze de eigenlijke zeebodem (niet alleen losse stenen) bemonsteren en ook diep in de korst kunnen bemonsteren. Echter, zoals ik in mijn post op de lithosfeer besprak, heeft geen enkele oceaanboring de korst-mantel grens bereikt. Kernen hebben ook hun beperkingen. Ze zijn slechts een paar centimeter in diameter, en dus bieden ze alleen smalle cilinder snapshots van de totale geologie. Sommige kernen zijn vrij diep, maar andere kunnen alleen de bovenste paar meter van de oceaanbodem bemonsteren. Boren is ook veel tijdrovender en duurder dan baggeren. omdat het bestuderen van de geologie van de eigenlijke oceaanbodem zo uitdagend en duur is, werken veel mariene geologen ook in IJsland– de enige plek waar je langs een actieve Mid-Oceaanrug kunt lopen– en bij ophiolites, dat zijn fragmenten van oceaankorst en-mantel die op het land zijn blootgesteld door ongewone tektonische omstandigheden. Dichte oceanische korst subducten bijna altijd onder een lichtere en meer drijvende continentale korst. Dit is de traditionele platentektonische situatie waar je over leert in inleidende aardwetenschappelijke lessen. Onder bepaalde omstandigheden kan de oceaankorst– althans kleine splinters-echter op het land worden gestuwd. Dit gebeurt bijvoorbeeld vaak wanneer oceaanbekkens sluiten, vooral als de oceaankorst jong en relatief heet en drijvend is. In een forearc omgeving kunnen ook stukjes oceaankorst op het land worden gestoten. Het voorschip is het gebied tussen een subductiezone en de bijbehorende vulkanische boog. Nieuwe continentale korst wordt vaak aangegroeid in forearc-omgevingen, en deze aangroei omvat vaak kleine stukjes oceaankorst.

als voorbeeld, hier is een vereenvoudigde versie van de obductie (overrust) van de Samail Ophiolite in Oman:

samail Ophiolite obductie. Continentale korst aangegeven door kruisingen, oceanische korst
Door donkerdere arcering. Figuur overgenomen uit Coleman (1981). Klik op de afbeelding om groter te bekijken.

Er is een andere belangrijke reden waarom mariene geologen vaak ophiolieten bestuderen: naast het blootstellen van oceaankorst, stellen ophiolieten ook vaak een deel van de onderliggende mantel bloot. Omdat wetenschappers nooit diep genoeg in de aarde hebben geboord om de mantel te observeren, zijn ophiolieten belangrijk omdat ze plaatsen zijn waar geologen grote delen van mantelrotsen direct kunnen observeren. Geologen kunnen ook mantelrotsen bestuderen die door tektonische processen naar de zeebodem zijn getild, maar al dat water maakt observatie moeilijk.

Hieronder is een kaart die de Globale blootstelling van mantle (aka “ultramafic”) rotsen toont. Deze kaart is een beetje gedateerd toen hij in 1982 werd gepubliceerd. Sindsdien zijn er veel meer mantelblootstellingen ontdekt, vooral op de oceaanbodem. De kaart geeft je echter een goed algemeen beeld van waar op aarde ophiolites (lijnen op continenten) te vinden zijn en waar mantelrotsen (stippen en dozen op oceanen) naar het oppervlak van de oceaanbodem zijn gebracht.

wereldkaart met locaties van ophiolieten (lijnen op continenten) en blootstelling van mantelstenen op de oceaanbodem (stippen en dozen op oceanen). Figuur overgenomen uit Hekinian (1982).
Klik op de afbeelding om deze te vergroten.

in de definitie hierboven vermeld ik een ofiolietsequentie. De klassieke ophiolietsequentie, zoals die in Oman, is marien sediment dan vulkanisch basalt dan plutonisch gabbro (dezelfde chemische samenstelling als basalt, maar gekristalliseerd diep in plaats van op de oceaanbodem oppervlak) dan mantel (meestal peridotiet). Deze klassieke ophiolietlagen hebben nummers gekregen die marine geologen gebruiken als short-hand. De nummers zijn:

1 – Diepzeesediment
2 – Basalt
3 – Gabbro
4-peridotiet

sommige van deze lagen zijn verder onderscheiden in sublagen op basis van dichtheid en texturale kenmerken:

1 – Diepzeesediment-geen onderverdeling.
2-Basalt-vaak verder verdeeld in a, B, en C. laag 2A Staat voor het lavabasalt op het oppervlak, terwijl 2C een zone vertegenwoordigt met omhulde dijken, die langzamer afkoelen en gabbroisch van samenstelling zijn. 2B is een soort overgangszone. Sommige geologen breken laag 2 gewoon af in 2A (oppervlaktevulkanen) en 2B (omhulde dijken).
3-Gabbro – vaak verdeeld in 3A (reguliere gabbro) en 3B (gelaagde gabbro).
4-peridotiet-meestal niet onderverdeeld, hoewel er ook regelmatige en gelaagde peridotiet is.

Ocean crust (and mantle) layers. Figuur modified from Brown and Mussett (1993) and
taken from my Marine Geology& Geofysics I course notes. Klik op de afbeelding om groter te bekijken.gedurende vele jaren baseerden mariene geologen hun begrip van de structuur en samenstelling van de oceaankorst en-mantel op de structuur en samenstelling van ophiolieten. Nu begrijpen zeegeologen dat de structuur van de eigenlijke oceaankorst en-mantel vaak iets verschilt van die van ophiolieten. Zo zijn de oceaankorst en mantellagen in de oceaan vaak dikker dan bij ophiolieten (zie bovenstaande figuur). Niettemin bieden ophiolites Uitstekende, gemakkelijk toegankelijke analogen voor de oceaankorst en mantel.

hieronder zijn een paar foto ‘ s van mijn eigen veldwerk in de peridotietlaag van de Samail Ophioliet in Oman. Voor mijn proefschrift bestudeer ik de unieke manieren waarop peridotiet– dat een mantelrots is en niet aan het aardoppervlak hoort– verandert wanneer het op het land wordt opgetild. Ik bestudeer in het bijzonder de vorming van carbonaatmineralen. Wanneer peridotiet verandert, ontstaan veel carbonaatmineralen (bv. calciet, dolomiet, magnesiet). Het kooldioxide (CO2) in deze carbonaten komt uit de atmosfeer. 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.