El basalto insular oceánico (OIB) es una roca volcánica , generalmente de composición basáltica , que hizo erupción en océanos alejados de los límites de las placas tectónicas . Aunque el magma basáltico de las islas oceánicas entra en erupción principalmente como lava basáltica , el magma basáltico a veces se modifica mediante 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 los basaltos de las dorsales oceánicas (MORB), que entran en erupción en centros de expansión ( límites de placas divergentes ) y las lavas de arco volcánico , que entran en erupción 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 en islas oceánicas coinciden con límites de placas como Islandia, que se encuentra en la cima de una dorsal 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, surge suficiente material como para que la roca sobresalga del océano y forme una isla, como en Hawái , 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 entran en erupción en puntos calientes volcánicos , que se cree que son expresiones superficiales del derretimiento de conductos ascendentes y térmicamente flotantes de roca caliente en el manto de la Tierra , llamados plumas del manto . [4] Se cree que algunas de estas cadenas volcánicas de puntos calientes comenzaron con la formación de grandes provincias ígneas . Los conductos de las plumas 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 columnas del manto produce cadenas de islas volcánicas y montes submarinos de edad progresiva, con los volcanes activos más jóvenes ubicados sobre el eje de la columna del manto, mientras que los volcanes más viejos e inactivos se ubican progresivamente más lejos del eje de la columna del manto. conducto de penacho ( 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 entre Hawai y el Emperador 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 de afloramiento del manto, 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 papeles importantes en la producción de vulcanismo intraplaca.
Hay varias fuentes identificadas de magma basáltico de islas oceánicas en el manto de la Tierra, pero el componente principal es la antigua corteza oceánica basáltica reciclada que ha heredado los oligoelementos y las firmas isotópicas de un proceso de deshidratación de la zona de subducción , con enriquecimiento en elementos de alta intensidad de campo. [5] Estas fuentes del manto se infieren a partir de diferencias en las proporciones de isótopos radiogénicos que los magmas heredan 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), pero ahora es posible clasificar de manera útil y más conveniente basándose únicamente en oligoelementos de alta intensidad de campo, como bario (Ba), cesio. (Ce), rubidio (Rb), niobio (Nb) y terbio (Tb se elige como proporción aproximadamente constante en todos los IOB). [6] [A] :
La geoquímica de los basaltos de las islas oceánicas es útil para estudiar la estructura química y física del manto terrestre. Se cree que algunas columnas del manto que alimentan las lavas del vulcanismo de los puntos críticos se originan a una profundidad tan profunda 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 críticos proporciona una ventana a la composición de los dominios del manto en el conducto del penacho que se derritió para producir los basaltos, proporcionando así pistas sobre cómo y cuándo se formaron diferentes reservorios en el manto.
Los primeros modelos conceptuales de la estructura geoquímica del manto sostenían que el manto estaba dividido en dos reservorios: el manto superior y el manto inferior. Se pensaba que el manto superior estaba geoquímicamente agotado debido a la extracción del derretimiento 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 de fusión ni mezclado con materiales subducidos, desde la acreción y formación del núcleo de la Tierra). La tomografía sísmica mostró losas subducidas pasando a través del manto superior y entrando en el manto inferior, lo que indica que el manto inferior no puede aislarse. [11] Además, la heterogeneidad isotópica observada en los basaltos de islas oceánicas derivados de columnas va en contra de 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 al derretimiento del manto. Según la tradición, la subclasificación utiliza relaciones isotópicas Sr-Nd-Pb-Hf-He. [12] Esto significa que la fuerte proporción isotópica radiogénica de una masa fundida, que emerge 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 basaltos de 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/ 188 Os. En cada uno de estos sistemas, un isótopo original radiactivo con una vida media larga (es decir, superior a 704 millones de años) se desintegra hasta convertirse en un isótopo hijo “radiogénico”. Los cambios en la proporción padre/hija debidos, por ejemplo, al derretimiento del manto, dan como resultado cambios en las proporciones isotópicas radiogénicas. Por lo tanto, estos sistemas isotópicos radiogénicos son sensibles al momento y al grado de padre/hijo, la proporción padre-hija modificada (o fraccionada), que luego informa los procesos responsables de generar la heterogeneidad isotópica radiogénica observada en los basaltos de las islas oceánicas. En geoquímica del manto, cualquier composición con 87 Sr/ 86 Sr relativamente bajo y 143 Nd/ 144 Nd y 176 Hf/ 177 Hf altos se denomina “geoquímicamente empobrecida”. Alto 87 Sr/ 86 Sr, y bajo 143 Nd/144 Nd y 176 Hf/ 177 Hf, se denomina “enriquecido geoquímicamente”. Las proporciones isotópicas relativamente bajas de Pb en rocas derivadas del manto se describen como no radiogénicas ; proporciones 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 las islas oceánicas. Cuando se trazan en un espacio multiisótopo, los basaltos de las islas oceánicas tienden a formar conjuntos que van desde una composición central hasta un miembro final con una composición extrema. El manto empobrecido, o DM, es un miembro final y está definido por 87 Sr/ 86 Sr, 206 Pb/ 204 Pb, 207 Pb/ 204 Pb, 208 Pb/ 204 Pb, y 143 Nd/ 144 Nd y 176 Hf. / 177 Hf. Por lo tanto, la DM está geoquímicamente agotada y es relativamente poco radiogénica. Las dorsales en medio del océano toman muestras pasivamente del manto superior y los MORB generalmente están agotados geoquímicamente y, por lo tanto, se acepta ampliamente que el manto superior está compuesto principalmente de manto agotado. Por lo tanto, el término manto MORB empobrecido (DMM) se utiliza a menudo para describir el manto superior que genera el vulcanismo de las dorsales en medio del océano. Los basaltos de las islas oceánicas también muestran dominios del manto agotados 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 hasta composiciones geoquímicamente enriquecidas (es decir, 143 Nd/ 144 Nd más bajas que los componentes básicos de la Tierra).
Hay dos dominios enriquecidos geoquímicamente, denominados manto enriquecido 1 (EM1) y manto enriquecido 2 (EM2). Aunque en términos generales son similares, existen algunas distinciones importantes entre EM1 y EM2. EM1 tiene 206 Pb/ 204 Pb no radiogénico, 87 Sr/ 86 Sr moderadamente alto y se extiende a 143 Nd/ 144 Nd y 176 Hf/ 177 Hf más bajos que EM2. [13] Pitcairn , Kerguelen - Heard y Tristan - Gough son las localidades tipo de EM1. EM2 se define por 87 Sr/ 86 Sr más alto que EM1, y 143 Nd/ 144 Nd y 176 Hf/ 177 Hf más altos en un valor dado de 87 Sr/ 86 Sr, y un valor intermedio de 206 Pb/ 204 Pb. [13] Samoa y Society son las localidades arquetípicas de EM2.
Otro dominio del manto distinto es el manto HIMU. En geoquímica de isótopos, la letra griega μ (o mu) se usa para describir 238 U/ 204 Pb, de modo que 'high μ' (abreviado HIMU) describe una alta relación 238 U/ 204 Pb. Con el tiempo, a medida que 238 U se desintegra a 206 Pb, los materiales de HIMU Earth desarrollan 206 Pb/ 204 Pb particularmente radiogénicos (altos). Si un material terrestre tiene niveles elevados de 238 U/ 204 Pb (HIMU), entonces también tendrá niveles elevados de 235 U/ 204 Pb y, por lo tanto, producirá composiciones de Pb radiogénico para los sistemas isotópicos de 206 Pb/ 204 Pb y 207 Pb/ 204 Pb. ( 238 U desintegra 206 Pb, 235 U desintegra 207 Pb). De manera similar, los materiales terrestres con un alto U/Pb también tienden a tener un alto Th/Pb y, por lo tanto, evolucionan hasta tener un alto nivel de 208 Pb/ 204 Pb ( 232 Th se desintegra 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 lineamiento volcánico Cook - Austral (por ejemplo, Mangaia ) son las localidades tipo de basaltos de islas oceánicas HIMU.
El último dominio del manto 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 frecuente 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 libras, 208 libras/ 204 libras. 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 basaltos de islas oceánicas. [14] Hart et al. (1992) denominaron posteriormente la ubicación de la intersección de las composiciones de basalto de las islas oceánicas en el multiespacio isotópico radiogénico como “Zona de enfoque” o FOZO. [15] Farley et al. (1992) en el mismo año describieron un alto componente de 3 He/ 4 He (una firma geoquímica primitiva) en las columnas como el “Manto de Helio Primitivo”, o PHEM. [16] Finalmente, Hanan y Graham (1996) utilizaron el término “C” (para componente común) para describir un componente de mezcla común en rocas derivadas del manto. [17]
La presencia de un dominio de manto particular en basaltos de islas oceánicas de dos puntos críticos, señalado por una composición isotópica radiogénica particular, no indica necesariamente que las plumas del manto con composiciones isotópicas similares provengan del mismo reservorio físico en el manto profundo. En cambio, se cree que los dominios del manto con composiciones isotópicas radiogénicas similares muestreados en diferentes localidades de puntos críticos comparten historias geológicas similares. [18] Por ejemplo, se cree que los puntos críticos EM2 de Samoa y Society tienen una fuente de manto que contiene corteza continental superior reciclada, [19] una idea que está respaldada por observaciones de isótopos estables, incluidos δ 18 O y δ 7 Li. Las similitudes isotópicas no implican que Samoa y la Sociedad tengan la misma fuente física del manto, como lo demuestran sus conjuntos ligeramente distintos en el multiespacio isotópico radiogénico. Por lo tanto, los puntos críticos que se clasifican como "EM1", "EM2", "HIMU" o "FOZO" pueden muestrear porciones del manto físicamente distintas, pero de composición similar. Además, algunas cadenas de puntos críticos albergan lavas con una amplia gama de composiciones isotópicas, de modo que la fuente del penacho parece muestrear múltiples dominios que pueden muestrearse en diferentes momentos de la evolución volcánica de un punto crítico.
Los sistemas isotópicos ayudan a desconvolucionar los procesos geológicos que contribuyeron a la formación de estos dominios del manto y, en algunos casos, al momento de la misma. Algunos ejemplos importantes incluyen la presencia de huellas dactilares de la corteza terrestre en fuentes enriquecidas del manto que indican que el material de los continentes y océanos de la Tierra puede subducirse hacia el manto y traerse de regreso a la superficie en forma de penachos mantos que se elevan boyantes. Los análisis isotópicos de azufre han demostrado un fraccionamiento independiente de la masa (MIF) en los isótopos de azufre en algunas lavas derivadas de penachos. [20] El FOMIN de isótopos de azufre es un fenómeno que ocurrió en la atmósfera de la Tierra sólo 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 y se formó antes de el 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. [21] Algunas columnas de manto grandes y calientes tienen niveles anormalmente altos de 3 He/ 4 He. Dado que 4 He se produce constantemente dentro de la Tierra a través de la desintegración alfa (de 235,238 U, 232 Th y 147 Sm), pero 3 He no se genera en cantidades apreciables en las profundidades de la Tierra, la proporción de 3 He a 4 He es disminuyendo en el interior de la Tierra con el tiempo. El Sistema Solar primitivo comenzó con un nivel alto de 3 He/ 4 He y, por lo tanto, la Tierra primero acreció con un nivel alto de 3 He/ 4 He. Por lo tanto, en las lavas derivadas de penachos, un alto nivel de 3 He/ 4 He es una firma geoquímica "antigua" que indica la existencia de un depósito de helio bien conservado 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 sólo se produjo por la desintegración del 129 I durante los primeros ~100 Mi de la historia de la Tierra. [22] Juntos, alto 3 He/ 4 He y 129 Xe/ 130Xe indica un dominio de gas noble primitivo y relativamente menos desgasificado que se ha conservado relativamente bien desde principios del Hadeano .