Proses dalam kerak benuarheology

Perilaku kerak benua di bawah tekanan tergantung terutama pada suhu dan durasi tekanan. The panas kerak, semakin berperilaku seperti padat ulet deformasi oleh aliran plastik. Jika dingin, itu berperilaku seperti padat elastis deformasi oleh rapuh fraktur dan gesekan meluncur (Ranalli, 1991; Rutter dan Brodie, 1992). Distribusi kekuatan dengan kedalaman di kerak bervariasi dengan pengaturan tektonik, laju regangan, yang nketebalan dan komposisi kerak, dan suhu bumi. Rapuh-ulet transisi sesuai dengan aliran panas permukaan rata-rata 50 mW/m2 adalah sekitar kedalaman 20-km, yang sesuai dengan batas kedalaman kebanyakan gempa bumi dangkal. Bahkan di bawahkerak, namun, jika stres diterapkan dengan cepat dapat merusak oleh fraktur , demikian pula , jika pori cairan yang hadir dalam atas kerak - melemahnya -dan tekanan yang diterapkan perlahan , yang kerak dapat mengubah bentuk plastis . Di daerah aliran panas rendah, seperti perisai dan platform , patah getas dapat meluas ke bawah kerak atau bahkan ke dalam mantel atas karena batuan mafik dan ultramafik bisa tahan terhadap kegagalan plastik di kedalaman ini , dengan demikian , faulting rapuh adalah satu-satunya cara mereka dapat merusak . Perubahan litologi pada kedalaman ini, yang terpenting adalah di Moho , juga mungkin diskontinuitas rheologi . Contoh dua profil reologi litosfer kerak dan subcontinental adalahditunjukkan pada Gambar 2.13 . Rapuh - ulet transisi terjadi sekitar kedalaman 20 - km dikeretakan , sedangkan di dingin dan kuat perisai Proterozoikum , itu terjadi sekitar 30 km . dalam kedua kasus , kekuatan ulet kerak rendah menurun dengan meningkatnya kedalaman , mencapai minimum pada Moho . Kenaikan pesat dalam kekuatan di bawah Moho terutama mencerminkan peningkatan olivin , yang lebih kuat dari pyroxenes dan feldspar . reologi Thedasar litosfer , umumnya diambil sebagai kekuatan sekitar 1 MPa , terjadi 55 km di bawahkeretakan dan 120 km di bawah perisai Proterozoikum . Secara umum, transisi rapuh - uletterjadi pada kedalaman yang relatif dangkal dalam kerak hangat dan muda ( 10-20 km ) , sedangkan dalam dingin dan kerak tua, itu terjadi pada kedalaman lebih besar ( 20-30 km

Peran Cairan dan kerak mencairTransportasi fluida di kerak adalah proses penting yang mempengaruhi baik reologi dan kimia evolusi. Karena cairan kerak sebagian besar tidak dapat diakses untuk pengamatan langsung, ini Proses kurang dipahami dan sulit untuk belajar. Studi inklusi fluida terperangkap dalam mineral metamorf dan beku menunjukkan bahwa cairan kerak dangkal terutama air, sedangkan cairan kerak yang mendalam adalah campuran air dan CO2 , dan keduanya mengandung berbagai spesies terlarut ( Bohlen , 1991; Wickham , 1992) . Cairan yang reaktif dengan silikat mencair , dan di bawah kerak mereka dapat mempromosikan mencair dan dapat mengubah bahan kimia dan komposisi isotop batuan . Di bawah kerak , hanya sejumlah kecil cairan dapat dihasilkan oleh pemecahan mineral hydrous seperti biotit dan hornblende . Oleh karena itu , satu-satunya sumber utama cairan di bawah kerak mantel . Studi xenoliths menunjukkan bahwa litosfer mantel menyediakan sumber yang berpotensi besar untuk CO2 di bawah kerak , dan sumber utama untuk CO2 mungkin penting dalam produksi granulites kerak yang mendalam . Pembentukan granit meleleh di bawah kerak dan transfer ke dangkal kedalaman adalah proses dasar memimpin diferensiasi kimia dari benua . Hal ini sangat penting dalam busur dan orogens tumbukan . Kapasitas meleleh penghasil dari batuan induk di bawah kerak ditentukan terutama oleh komposisi kimia , tetapi juga tergantung pada rezim suhu dan kandungan fluida ( Brown et al . , 1995) . Orogens yang termasuk sejumlah besar remaja volkanik dan sedimen yang lebih subur ( meltproducing tinggi kapasitas ) daripada yang meliputi batuan dasar terutama tua yang cairan dan mencair telah diekstraksi ( Vielzeuf et al . , 1990) . Sebuah subur kerak yang lebih rendah dapat menghasilkan berbagai komposisi lelehan granit dan meninggalkan residu granulites . Pemisahan meleleh dari sumber batuan dapat terjadi oleh beberapa proses, dan berapa banyak dan seberapa cepat mencair dipisahkan tidak dikenal . Ini tergantung , bagaimanapun, pada apakah deformasi terjadi bersamaan dengan segregasi meleleh . Percobaan menunjukkan bahwa mencair segregasi ditingkatkan oleh meningkatnya tekanan cairan dan patahan batuan sekitarnya . Pemodelan menunjukkan bahwa pemadatan geser - diinduksi dapat mendorong meleleh ke dalam pembuluh darah yang mengalihkan dengan cepat ke tingkat patahan dangkal ( Rutter dan Neumann , 1995) .

Komposisi kerak

pendekatan

Beberapa pendekatan telah digunakan untuk memperkirakan kimia dan komposisi mineralogi kerak . Salah satu metode yang paling awal untuk memperkirakan komposisi ataskerak benua didasarkan pada analisis kimia tanah liat glasial , yang diasumsikan untuk menjadi wakil dari komposisi sebagian besar dari kerak benua atas. Perkiraan komposisi benua keseluruhan didasarkan pada rata-rata basal pencampuran dan komposisi granit dalam rasio umumnya berkisar 1:01-01:03 ( Taylor dan McLennan , 1985 ) atau pada bobot komposisi berbagai batuan beku , metamorf , dan sedimen batu sesuai dengan kelimpahan mereka disimpulkan dalam kerak ( Ronov dan Yaroshevsky , 1969) . Mungkin perkiraan yang paling akurat dari komposisi kerak benua atasberasal dari sampel yang luas dari batuan digali dari berbagai kedalaman di Prakambrium perisai dan dari komposisi Phanerozoic serpih ( Taylor dan McLennan , 1985 ; Condie , 1993) . Karena kerak benua lebih rendah tidak dapat diakses untuk pengambilan sampel , tidak langsung pendekatan harus digunakan . Ini termasuk ( 1 ) pengukur kecepatan seismik gelombang kerak batuan di laboratorium pada suhu dan tekanan yang tepat dan membandingkan ini dengan distribusi kecepatan yang diamati di kerak , ( 2 ) sampel dan menganalisis batuan dari blok kerak benua digali dari menengah ke bawah kedalaman kerak , dan ( 3 ) menganalisis xenoliths batuan kerak rendah dibawa ke permukaan selama letusan gunung berapi . itu komposisi kerak samudera diperkirakan dari komposisi batuan di ophiolites dan dari inti dangkal ke dalam sedimen dan lapisan basement kerak samudera diambil oleh Pengeboran Ocean Project . Hasil lagi dibatasi oleh distribusi kecepatan seismik di kerak samudera . Sebelum menjelaskan komposisi kimia kerak , saya akan meninjau utama sumber data .

Kecepatan seismik WaveKarena kecepatan seismik gelombang yang terkait dengan batu kerapatan dan kepadatan berhubungan dengan batu komposisi , pengukuran kecepatan ini memberikan rintangan penting tentang Komposisi dari kedua samudera dan kerak benua ( Rudnick dan Fountain , 1995) . Rasio Poisson , yang merupakan rasio P - gelombang dengan kecepatan S - gelombang , lebih diagnostik Komposisi kerak dari baik gelombang P atau S -gelombang data saja ( Zandt dan Amon , 1995) ( Tabel 2.1 ) . Gambar 2.14 menunjukkan rata-rata kecepatan kompresi - gelombang ( pada 600 MPa dan 300 C ) diberbagai batuan kerak . Kecepatan lebih lambat dari 6,0 km / detik terbatas pada serpentinit ,metagraywacke , andesit , basalt dan kuarsit . Banyak batu beragam asal memiliki kecepatan antara 6,0 dan 6,5 km / detik , termasuk papan tulis, granit , basal diubah , dan felsic granulites . Dengan pengecualian dari marmer dan anorthosite , yang mungkin komponen minor di kerak berdasarkan blok terkena kerak yang lebih rendah dan xenoliths , sebagian besar batuan dengan kecepatan 6,5-7,0 km / detik yang mafik dalam komposisi dan termasuk amphibolites dan granulites mafik tanpa garnet ( Holbrook et al , 1992; . Christensen dan Mooney , 1995 ) .

Rocks dengan rata-rata kecepatan 7,0-7,5 km / detik termasuk gabro dan garnet mafikgranulite , dan kecepatan lebih cepat dari 7,5 km / detik terbatas nonserpentinized ultrabasabatu dan eklogit (a mafik batuan tekanan tinggi ) . Penting untuk dicatat bahwa urutanmeningkatkan kecepatan dalam Gambar 2.14 bukan fungsi sederhana meningkatkan metamorf kelas . Misalnya , rendah , menengah , dan bermutu tinggi metamorf semua jatuh diberkisar 6,0-7,5 km / detik . Meskipun jenis batuan di kerak benua atas yang cukup terkenal , yang distribusi jenis batuan di bawah kerak masih belum jelas . Platform kerak yang lebih rendah , meskipun memiliki kecepatan S - gelombang yang relatif tinggi , menunjukkan rasio yang serupa Poisson untuk tumbukan orogens (Gambar 2.15a , Tabel 2.1 dan 2.2 ) . Kerak yang lebih rendah dari benua perpecahan , namun, menunjukkan kecepatan jelas lebih rendah , sebuah fitur yang akan muncul untuk mencerminkan suhu panas di bawah kerak . Dua pengamatan yang segera jelas dari diukur kecepatan batu diringkas dalam Gambar 2.14 dan 2.15b : ( 1 ) distribusi kecepatan dalam kerak yang lebih rendah menunjukkan heterogenitas komposisi , dan ( 2 ) batuan metapelitic tumpang tindih dalam kecepatan dengan batuan beku dan metamorf mafik dan felsic . Hal ini juga menarik bahwa dengan pengecualian perpecahan , berarti kecepatan kerak yang lebih rendah sangat mirip dengan mafik kecepatan batu . Namun , karena tumpang tindih dalam kecepatan batuan yang berbeda komposisi dan asal-usul, tidak mungkin untuk menetapkan komposisi batu yang unik untuk

kerak lebih rendah dari data kecepatan seismik saja . Bila digabungkan dengan data xenolith , bagaimanapun, distribusi kecepatan seismik menunjukkan bahwa kerak benua lebih rendah terdiri sebagian besar dari granulites mafik , gabbros , dan amphibolites ( 50-65 % ) , dengan sampai 10 % metapelitik , dan sisanya adalah menengah untuk felsic granulite ( Rudnick dan Fountain , 1995) . Berdasarkan data seismik , bagaimanapun , kerak rendah di Arkean Kaapvaal craton di selatan Afrika tampaknya felsic sampai menengah dalam komposisi ( James et al . , 2003) . Dalam jenis batuan umum , rasio Poisson ( ) bervariasi dari sekitar 0,20-0,35 dan sangat sensitif terhadap komposisi . Peningkatan kandungan silika menurunkan s , dan meningkatkan Fe dan Mg meningkat itu ( Zandt dan Amon , 1995) . Nilai rata-rata s di daratan kerak menunjukkan korelasi yang baik dengan tipe kerak (Gambar 2.16 , Tabel 2.1 ) . Prakambrium nilai perisai s tinggi secara konsisten , rata-rata 0,29 , dan rata-rata sekitar 0,27 platform . Semakin rendah dalam platform dan orogens Paleozoic tampaknya mencerminkan sedimen kaya silika yang menambah 4 sampai 5 km dari ketebalan kerak dengan rata-rata perisai ( Tabel 2.1 ) . Dalam Meso Kenozoikum orogens , bagaimanapun , s bahkan lebih rendah tetapi lebih bervariasi , yang mencerminkan beberapa kombinasi dari litologi dan perbedaan termal dalam kerak orogenic muda. Rasio tinggi dalam continentalmargin busur mungkin mencerminkan pentingnya batuan mafik di zona akar busur ini, meskipun lagi variasi dalam s adalah signifikan. Asal usul Moho terus menjadi topik yang menarik luas ( Jarchow dan Thompson, 1989) . Karena kelautan Moho terkena di banyak ophiolites , lebih baik dikenal daripada benua Moho . Dari distribusi kecepatan seismik dan dari ofiolit studi, kelautan Moho mungkin merupakan zona transisi yang kompleks 0-3 km tebal dan antara campuran mafik dan ultramafik beku cumulates di kerak dan harzburgites ( batuan orthopyroxene - olivin ) di mantel atas . Ini akan muncul bahwa tektonik besar lensa yang berbeda terjadi pada satuan batuan laut Moho dan bahwa ini adalah produk deformasi ulet sepanjang batas . Kontinental Moho jauh lebih kompleks dan bervariasi di alam dengan tipe kerak dan usia ( Griffin dan O'Reilly , 1987) . Eksperimental , geofisika , dan xenolith data, bagaimanapun, tidak mendukung transisi gabro eklogit untuk menjelaskan benua Moho . Juga , tidak adanya korelasi antara permukaan aliran panas dan ketebalan kerak tidak mendukung garnet granulite - eklogit perubahan fasa

di Moho. Di bawah platform dan perisai, yang Moho hanya lemah (atau tidak sama sekali) reflektif, menunjukkan keberadaan zona transisi yang relatif tebal (