Basalto de la isla del océano

Figura 1. Evolución de la edad de las islas volcánicas y los montes submarinos en el hotspot de Hawái

El basalto de la isla oceánica (OIB) es una roca volcánica , generalmente de composición basáltica , que erupcionó en océanos lejos de los límites de las placas tectónicas . Aunque el magma basáltico de las islas oceánicas se erupciona principalmente como lava basáltica , el magma basáltico a veces se modifica por diferenciación ígnea para producir una variedad de otros tipos de rocas volcánicas, por ejemplo, riolita en Islandia y fonolita y traquita en el volcán intraplaca Fernando de Noronha . ^[1] A diferencia de la cordillera en medio del océanobasaltos (MORB), que erupcionan en centros de expansión ( límites de placas divergentes ), y lavas de arco volcánico , que erupcionan en zonas de subducción ( límites de placas convergentes ), los basaltos de islas oceánicas son el resultado del vulcanismo intraplaca . Sin embargo, algunas ubicaciones de basalto de islas oceánicas coinciden con los límites de las placas como Islandia, que se encuentra en la cima de una cresta oceánica, y Samoa , que se encuentra cerca de una zona de subducción. ^[2]

En las cuencas oceánicas, los basaltos de las islas oceánicas forman montes submarinos , ^[3] y en algunos casos, se hace erupción de suficiente material como para que la roca sobresalga del océano y forme una isla, como en Hawai , Samoa e Islandia. Sin embargo, con el tiempo, el hundimiento térmico y la pérdida de masa a través de la erosión subaérea hacen que las islas se conviertan en montes submarinos o guyots completamente submarinos . Muchos basaltos de islas oceánicas hacen erupción en puntos calientes volcánicos , que se cree que son las expresiones superficiales del derretimiento de conductos ascendentes de roca caliente térmicamente flotantes en el manto de la Tierra , llamados plumas del manto . ^[4]Los conductos de la pluma del manto pueden desplazarse lentamente, pero las placas tectónicas de la Tierra se desplazan más rápidamente en relación con las plumas del manto. Como resultado, el movimiento relativo de las placas tectónicas de la Tierra sobre las plumas del manto produce cadenas progresivas de islas volcánicas y montes submarinos con los volcanes activos más jóvenes ubicados sobre el eje de la pluma del manto, mientras que los volcanes inactivos más antiguos se encuentran progresivamente más lejos del conducto de la pluma ( ver Figura 1 ). ^{[2] Las} cadenas de puntos calientes pueden registrar decenas de millones de años de historia volcánica continua; por ejemplo, los montes submarinos más antiguos de la cadena de montes submarinos Hawaiian-Emperor tienen más de 80 millones de años.

No todos los basaltos de las islas oceánicas son producto de las plumas del manto. Hay miles de montes submarinos que no están claramente asociados con penachos del manto de afloramiento, y hay cadenas de montes submarinos que no progresan con la edad. Los montes submarinos que no están claramente vinculados a una pluma del manto indican que la composición regional del manto y la actividad tectónica también pueden desempeñar un papel importante en la producción de vulcanismo intraplaca.

Geoquímica de isótopos

La geoquímica de los basaltos de las islas oceánicas es útil para estudiar la estructura química y física del manto de la Tierra. Se cree que algunas plumas del manto que alimentan las lavas del vulcanismo de puntos calientes se originan tan profundamente como el límite entre el núcleo y el manto (~ 2900 km de profundidad). La composición de los basaltos de las islas oceánicas en los puntos calientes proporciona una ventana a la composición de los dominios del manto en el conducto de la pluma que se derritió para producir los basaltos, proporcionando así pistas sobre cómo y cuándo se formaron los diferentes reservorios en el manto.

Los primeros modelos conceptuales para la estructura geoquímica del manto argumentaron que el manto se dividió en dos depósitos: el manto superior y el manto inferior. Se pensaba que el manto superior estaba geoquímicamente agotado debido a la extracción por fusión que formó los continentes de la Tierra. Se pensaba que el manto inferior era homogéneo y "primitivo". (Primitivo, en este caso, se refiere al material de silicato que representa los bloques de construcción del planeta que no ha sido modificado por extracción por fusión, o mezclado con materiales subducidos, desde la acreción de la Tierra y la formación del núcleo). La tomografía sísmica mostró losas subducidas pasando a través del manto superior y entrar en el manto inferior, lo que indica que el manto inferior no se puede aislar. ^[5]Además, la heterogeneidad isotópica observada en los basaltos de las islas oceánicas derivadas de la pluma se opone a un manto inferior homogéneo. Los isótopos radiogénicos pesados son una herramienta particularmente útil para estudiar la composición de las fuentes del manto porque las proporciones isotópicas no son sensibles a la fusión del manto. Esto significa que la proporción isotópica radiogénica pesada de una masa fundida, que surge y se convierte en una roca volcánica en la superficie de la Tierra, refleja la proporción isotópica de la fuente del manto en el momento de la fusión. Los sistemas de isótopos radiogénicos pesados ​​mejor estudiados en los basaltos de las islas oceánicas son ⁸⁷ Sr / ⁸⁶ Sr, ¹⁴³ Nd / ¹⁴⁴ Nd, ²⁰⁶ Pb / ²⁰⁴ Pb, ²⁰⁷ Pb /²⁰⁴ Pb, ²⁰⁸ Pb / ²⁰⁴ Pb, ¹⁷⁶ Hf / ¹⁷⁷ Hf y, más recientemente, ¹⁸⁷ Os / ¹⁸⁸Os. En cada uno de estos sistemas, un isótopo progenitor radiactivo con una vida media larga (es decir, más de 704 millones de años) se desintegra en un isótopo hijo "radiogénico". Los cambios en la relación padre / hija por, por ejemplo, la fusión del manto, dan como resultado cambios en las relaciones isotópicas radiogénicas. Por lo tanto, estos sistemas isotópicos radiogénicos son sensibles al momento y al grado de padre / hija en la relación padre-hija modificada (o fraccionada), que luego informa el proceso o procesos responsables de generar heterogeneidad isotópica radiogénica observada en los basaltos de islas oceánicas. En geoquímica del manto, cualquier composición con relativamente bajo ⁸⁷ Sr / ⁸⁶ Sr, y alto ¹⁴³ Nd / ¹⁴⁴ Nd y ¹⁷⁶ Hf / ¹⁷⁷Hf, se conoce como "geoquímicamente agotado". Alto ⁸⁷ Sr / ⁸⁶ Sr, y bajo ¹⁴³ Nd / ¹⁴⁴ Nd y ¹⁷⁶ Hf / ¹⁷⁷ Hf, se conoce como “enriquecido geoquímicamente”. Las proporciones isotópicas relativamente bajas de Pb en rocas derivadas del manto se describen como irradiogénicas ; relaciones relativamente altas se describen como radiogénicas .

Estos sistemas isotópicos han proporcionado evidencia de un manto inferior heterogéneo. Hay varios "dominios del manto" o miembros finales distintos que aparecen en el registro de basalto de la isla oceánica. Cuando se grafican en un espacio de isótopos múltiples, los basaltos de las islas oceánicas tienden a formar matrices que van desde una composición central hacia un miembro terminal con una composición extrema. El manto empobrecido, o DM, es un miembro del extremo, y se define por bajo ⁸⁷ Sr / ⁸⁶ Sr, ²⁰⁶ Pb / ²⁰⁴ Pb, ²⁰⁷ Pb / ²⁰⁴ Pb, ²⁰⁸ Pb / ²⁰⁴ Pb y alto ¹⁴³ Nd / ¹⁴⁴ Nd y ¹⁷⁶ Hf / ¹⁷⁷Hf. Por lo tanto, la DM está geoquímicamente empobrecida y es relativamente irradiogénica. Las dorsales oceánicas muestrean pasivamente el manto superior y los MORB suelen estar geoquímicamente agotados y, por lo tanto, se acepta ampliamente que el manto superior está compuesto principalmente de manto empobrecido. Por lo tanto, el término manto MORB empobrecido (DMM) se usa a menudo para describir el manto superior que origina el vulcanismo de la dorsal oceánica. Los basaltos de las islas oceánicas también muestran dominios del manto empobrecidos geoquímicamente. De hecho, la mayoría de los basaltos de las islas oceánicas están geoquímicamente agotados, y <10% de los basaltos de las islas oceánicas tienen lavas que se extienden a composiciones enriquecidas geoquímicamente (es decir, ¹⁴³ Nd / ¹⁴⁴ Nd más bajas que los bloques de construcción de la Tierra).

Hay dos dominios enriquecidos geoquímicamente, denominados manto enriquecido 1 (EM1) y manto enriquecido 2 (EM2). Aunque son muy similares, existen algunas distinciones importantes entre EM1 y EM2. EM1 tiene ²⁰⁶ Pb / ²⁰⁴ Pb irradiogénicos , ⁸⁷ Sr / ⁸⁶ Sr moderadamente alto , y se extiende a ¹⁴³ Nd / ¹⁴⁴ Nd y ¹⁷⁶ Hf / ¹⁷⁷ Hf más bajos que EM2. ^[6] Pitcairn , Kerguelen - Heard y Tristan - Gough son las localidades tipo de EM1. EM2 se define por mayor ⁸⁷ Sr / ⁸⁶Sr que EM1, y mayor ¹⁴³ Nd / ¹⁴⁴ Nd y ¹⁷⁶ Hf / ¹⁷⁷ Hf a un valor dado de ⁸⁷ Sr / ⁸⁶ Sr, e intermedio ²⁰⁶ Pb / ²⁰⁴ Pb. ^[6] Samoa y Society son las localidades arquetípicas de EM2.

Otro dominio de manto distinto es el manto HIMU. En geoquímica de isótopos, la letra griega µ (o mu) se usa para describir el ²³⁸ U / ²⁰⁴ Pb, de modo que 'alto µ' (abreviado HIMU) describe una alta relación ²³⁸ U / ²⁰⁴ Pb. Con el tiempo, a medida que el ²³⁸ U se desintegra a ²⁰⁶ Pb, los materiales de la Tierra HIMU desarrollan ²⁰⁶ Pb / ²⁰⁴ Pb particularmente radiogénicos (altos) . Si un material de la Tierra tiene ²³⁸ U / ²⁰⁴ Pb elevados (HIMU), entonces también tendrá ²³⁵ U / ²⁰⁴ Pb elevados y, por lo tanto, producirá composiciones de Pb radiogénicas tanto para ²⁰⁶ Pb / ²⁰⁴Pb y ²⁰⁷ Pb / ²⁰⁴ Pb sistemas isotópicos ( ²³⁸ U decae ²⁰⁶ Pb, ²³⁵ U decae a ²⁰⁷ Pb). De manera similar, los materiales terrestres con alto U / Pb también tienden a tener un alto Th / Pb y, por lo tanto, evolucionan para tener un alto nivel de ²⁰⁸ Pb / ²⁰⁴ Pb ( ²³² Th decae a ²⁰⁸ Pb). Los basaltos de las islas oceánicas con ²⁰⁶ Pb / ²⁰⁴ Pb, ²⁰⁷ Pb / ²⁰⁴ Pb, ²⁰⁸ Pb / ²⁰⁴ Pb altamente radiogénicos son productos de los dominios del manto HIMU. Santa Elena y varias islas del Cook- Los lineamientos volcánicos australes (por ejemplo, Mangaia ) son las localidades tipo de los basaltos de las islas oceánicas HIMU.

El dominio del manto final discutido aquí es la composición común hacia la que tienden los basaltos de las islas oceánicas en el multiespacio isotópico radiogénico. Esta es también la fuente de manto más prevalente en los basaltos de las islas oceánicas, y tiene ⁸⁷ Sr / ⁸⁶ Sr, ¹⁴³ Nd / ¹⁴⁴ Nd y ¹⁷⁶ Hf / ¹⁷⁷ Hf, intermedios a geoquímicamente empobrecidos , así como intermedios ²⁰⁶ Pb / ²⁰⁴ Pb, ²⁰⁷ Pb / ²⁰⁴ Pb, ²⁰⁸ Pb / ²⁰⁴Pb. Este dominio del manto central tiene varios nombres, cada uno con implicaciones ligeramente diferentes. PREMA, o "Manto Prevalente" fue el primer término acuñado por Zindler y Hart (1986) para describir la composición más común muestreada por los basaltos de las islas oceánicas. ^[7] Hart y col. (1992) más tarde denominó la ubicación de la intersección de las composiciones de basalto de las islas oceánicas en el multiespacio isotópico radiogénico como la "Zona de enfoque", o FOZO. ^[8] Farley y col. (1992) en el mismo año describieron un componente alto de ³ He / ⁴ He (una firma geoquímica primitiva) en las plumas como el "Manto de helio primitivo", o PHEM. ^[9]Finalmente, Hanan y Graham (1996) utilizaron el término "C" (para componente común) para describir un componente de mezcla común en rocas derivadas del manto. ^[10]

La presencia de un dominio de manto particular en los basaltos de las islas oceánicas de dos puntos calientes, señalado por una composición isotópica radiogénica particular, no indica necesariamente que las plumas del manto con composiciones isotópicas similares se obtengan del mismo depósito físico en el manto profundo. En cambio, se cree que los dominios del manto con composiciones isotópicas radiogénicas similares muestreadas en diferentes localidades de puntos calientes comparten historias geológicas similares. ^[11] Por ejemplo, se cree que los puntos calientes EM2 de Samoa y la Sociedad tienen una fuente de manto que contiene corteza continental superior reciclada, ^[12] una idea que se apoya en observaciones de isótopos estables, incluidos δ ¹⁸ O y δ ⁷Li. Las similitudes isotópicas no implican que Samoa y la Sociedad tengan la misma fuente de manto físico, como lo demuestran sus matrices ligeramente distintas en multiespacios isotópicos radiogénicos. Por lo tanto, los hotspots que se clasifican como "EM1", "EM2", "HIMU" o "FOZO", pueden mostrar porciones del manto físicamente distintas, pero de composición similar. Además, algunas cadenas de puntos calientes albergan lavas con una amplia gama de composiciones isotópicas, de modo que la fuente de la pluma parece muestrear múltiples dominios que se pueden muestrear en diferentes momentos de la evolución volcánica de un punto caliente.

Los sistemas isotópicos ayudan a deconvolucionar los procesos geológicos que contribuyeron y, en algunos casos, el momento de la formación de estos dominios del manto. Algunos ejemplos importantes incluyen la presencia de huellas dactilares de la corteza en fuentes enriquecidas del manto que indican que el material de los continentes y océanos de la Tierra puede ser subducido en el manto y devuelto a la superficie en forma de plumas de manto que se elevan flotando. Los análisis isotópicos de azufre han demostrado un fraccionamiento independiente de la masa (MIF) en los isótopos de azufre en algunas lavas derivadas de la pluma. ^{[13] El} MIF de los isótopos de azufre es un fenómeno que ocurrió en la atmósfera de la Tierra solo antes del Gran Evento de Oxidación.~ 2.3 Ga. La presencia de material reciclado con firmas del FOMIN indica que parte del material reciclado traído tiene más de 2.3 Ga, se formó antes del Gran Evento de Oxidación y ha resurgido a través del vulcanismo de la pluma del manto. Se han utilizado sistemas isotópicos de gases nobles , como ³ He / ⁴ He, ²⁰ Ne / ²² Ne y ¹²⁹ Xe / ¹³⁰ Xe, para demostrar que partes del manto inferior están relativamente menos desgasificadas y no se han homogeneizado a pesar de miles de millones de años. de mezcla convectiva del manto. ^[14] Algunas plumas de manto grandes y calientes tienen una altura anómala de ³ He / ⁴ He. Desde ⁴Se está produciendo constantemente dentro de la Tierra a través de la desintegración alfa (de ^235,238 U, ²³² Th y ¹⁴⁷ Sm), pero ³ No se está generando en cantidades apreciables en las profundidades de la Tierra, la proporción de ³ He a ⁴ He está disminuyendo en el interior de la Tierra a lo largo del tiempo. El sistema solar primitivo comenzó con un alto ³ He / ⁴ He y, por lo tanto, la Tierra primero se acreció con un alto ³ He / ⁴ He. Así, en las lavas derivadas de la pluma, un alto ³ He / ⁴ He es una firma geoquímica "antigua" que indica la existencia de un helio bien conservado.reservorio en el manto profundo. El momento de la formación de este depósito está limitado por las anomalías observadas de ¹²⁹ Xe / ¹³⁰ Xe en los basaltos de las islas oceánicas, porque el ¹²⁹ Xe solo se produjo por la desintegración de ¹²⁹ I durante los primeros ~ 100 My de la historia de la Tierra. ^[15] Juntos, un alto ³ He / ⁴ He y ¹²⁹ Xe / ¹³⁰ Xe indican un dominio primitivo de gas noble relativamente menos desgasificado que se ha conservado relativamente bien desde el Hadeano temprano .

Fuentes del manto

Hay varias fuentes identificadas para el magma de basalto de las islas oceánicas en el manto de la Tierra. Estas fuentes del manto se infieren de las diferencias en las proporciones de isótopos radiogénicos que heredan los magmas de su roca fuente. Las fuentes se han definido a partir de un análisis combinado de isótopos de estroncio (Sr), neodimio (Nd) y plomo (Pb). Las fuentes definidas por isótopos radiogénicos son:

Fuentes enriquecidas
EMI	Manto enriquecido I [16]	Probablemente manto contaminado con material derivado de sedimentos pelágicos subducidos . Una explicación alternativa es que esta fuente se deriva de la litosfera subcontinental que también podría estar contaminada por sedimentos pelágicos subducidos. [17]
EMII	Manto enriquecido II	Probable manto contaminado con material derivado del reciclaje [A] de sedimentos terrígenos de la corteza continental hacia el manto. [17]
HIMU	Alta relación U / Pb	Probablemente derivado de la corteza oceánica subducida que no se ha homogeneizado con el resto del manto. La falta de homogeneización podría deberse a la acumulación de corteza oceánica subducida en “megalitos” a gran escala en la discontinuidad sísmica de 670 km o cerca del límite entre el núcleo y el manto. [18]
Fuentes agotadas
PREMA	Manto prevalente	Posiblemente formado por la mezcla de todas las otras fuentes del manto o una fuente formada temprano en la historia de la Tierra. [dieciséis]
DMM	Manto agotado
FOZO	Zona de enfoque	Una fuente asociada con las plumas del manto. Es de composición intermedia entre DMM y HIMU. El nombre Focus Zone se deriva del aparente abanico de composiciones de esta zona cuando se muestran los datos de composición de isótopos en un gráfico tetraedro. FOZO contiene altos contenidos de Helio-3 . La fuente FOZO está asociada con penachos profundos del manto. Se ha propuesto que FOZO sea el material de la pluma que se eleva desde el límite del núcleo-manto o el material que se adhiere a la pluma como una hoja a medida que la pluma se eleva desde el límite del núcleo-manto. [19]

Notas al pie

1. Subducción, erosión por subducción ,etc.

Referencias

Notas

1. Weaver, Barry L. (octubre de 1990). "Geoquímica de suites de basalto de islas oceánicas altamente insaturadas del Océano Atlántico Sur: islas Fernando de Noronha y Trindade". Contribuciones a la mineralogía y la petrología . 105 (5): 502–515. Código Bibliográfico : 1990CoMP..105..502W . doi : 10.1007 / BF00302491 .
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3. Staudigel, Hubert; Koppers, Anthony AP (2015). "Montes submarinos y construcción de islas". La enciclopedia de los volcanes . págs. 405–421. doi : 10.1016 / b978-0-12-385938-9.00022-5 . ISBN 9780123859389.
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17. Dickin, 2005, págs. 161-162.
18. Dickin, 2005, p. 151
19. Dickin, 2005, p. 164

Fuentes

• Niu, Yaoling; Wilson, Marjorie; Humphreys, Emma R .; O'Hara, Michael J. (julio de 2011). "El origen de los basaltos de la isla del océano intraplaca (OIB): el efecto de la tapa y sus implicaciones geodinámicas" . Revista de Petrología . 52 (7-8): 1443-1468. Código Bibliográfico : 2011JPet ... 52.1443N . doi : 10.1093 / petrology / egr030 .
• Dickin, Alan P. (2005) [1995]. Geología de isótopos radiogénicos (2ª ed.). Prensa de la Universidad de Cambridge.