El basalto de las islas oceánicas (OIB) es una roca volcánica , generalmente de composición basáltica , que entra en 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 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 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 las islas oceánicas son el resultado del vulcanismo intraplaca . Sin embargo, algunas ubicaciones de basalto de las islas oceánicas coinciden con los límites de las placas, como Islandia, que se encuentra en la parte superior 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, se expulsa 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 completamente submarinos o guyots . Muchos basaltos de las islas oceánicas entran en erupción en puntos calientes volcánicos , que se cree que son las expresiones superficiales de la fusión de conductos ascendentes y térmicamente flotantes de roca caliente en el manto de la Tierra , llamados penachos 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 los penachos del manto pueden desplazarse lentamente, pero las placas tectónicas de la Tierra se desplazan más rápidamente en relación con los penachos del manto. Como resultado, el movimiento relativo de las placas tectónicas de la Tierra sobre las plumas del manto produce cadenas de islas volcánicas y montes submarinos de progresión gradual con la edad, con los volcanes más jóvenes y activos ubicados sobre el eje de la pluma del manto, mientras que los volcanes más viejos e inactivos se ubican 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 en la cadena de montes submarinos Hawaianos-Emperadores tienen más de 80 millones de años.
No todos los basaltos de las islas oceánicas son producto de columnas del manto. Hay miles de montes submarinos que no están claramente asociados con columnas del manto que surgen, y hay cadenas de montes submarinos que no son progresivas en cuanto a la edad. Los montes submarinos que no están claramente vinculados a una columna del manto indican que la composición regional del manto y la actividad tectónica también pueden desempeñar papeles importantes en la producción de vulcanismo intraplaca.
Existen varias fuentes identificadas para el magma basáltico de las islas oceánicas en el manto de la Tierra, pero el componente principal es la antigua corteza oceánica basáltica reciclada que ha heredado los elementos traza 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 de las 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 los isótopos de estroncio (Sr), neodimio (Nd) y plomo (Pb), pero ahora es posible clasificar de manera útil y más conveniente solo en elementos traza 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 de lava del manto que alimentan las lavas de los puntos calientes del vulcanismo se originan a una profundidad tan profunda como el límite entre el núcleo y el manto (aproximadamente a 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 columna que se fundió para producir los basaltos, lo que proporciona pistas sobre cómo y cuándo se formaron los diferentes reservorios en el manto.
Los primeros modelos conceptuales de la estructura geoquímica del manto sostenían que el manto estaba dividido en dos depósitos: el manto superior y el manto inferior. Se pensaba que el manto superior estaba agotado geoquímicamente debido a la extracción de material fundido 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 la extracción de material fundido, o mezclado con materiales subducidos, desde la acreción de la Tierra y la formación del núcleo). La tomografía sísmica mostró losas subducidas que pasaban a través del manto superior y entraban en el manto inferior, lo que indica que el manto inferior no puede aislarse. [11] Además, la heterogeneidad isotópica observada en basaltos de islas oceánicas derivados de penachos contradice la idea de un manto inferior homogéneo. Los isótopos pesados y radiogénicos 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 proporciones isotópicas Sr-Nd-Pb-Hf-He. [12] Esto significa que la proporción isotópica radiogénica pesada de un material fundido, 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 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 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 ejemplo, debido a 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 la relación padre/hija modificada (o fraccionada), que luego informa el proceso o los procesos responsables de generar la heterogeneidad isotópica radiogénica observada en los basaltos de las islas oceánicas. En la geoquímica del manto, cualquier composición con relativamente bajo 87 Sr/ 86 Sr, y alto 143 Nd/ 144 Nd y 176 Hf/ 177 Hf, se denomina "geoquímicamente empobrecida". Alto 87 Sr/ 86 Sr, y bajo 143 Nd/El 144 Nd y el 176 Hf/ 177 Hf se consideran “geoquímicamente enriquecidos”. Las proporciones isotópicas relativamente bajas de Pb en rocas derivadas del manto se describen como no radiogénicas ; las 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 tienden desde una composición central hacia un miembro final con una composición extrema. El manto empobrecido, o DM, es un miembro final, y se define por un bajo contenido de 87 Sr/ 86 Sr, 206 Pb/ 204 Pb, 207 Pb/ 204 Pb, 208 Pb/ 204 Pb y un alto contenido de 143 Nd/ 144 Nd y 176 Hf/ 177 Hf. Por lo tanto, el DM está empobrecido geoquímicamente y es relativamente no radiogénico. Las dorsales oceánicas muestrean pasivamente el manto superior y las MORB suelen estar empobrecidas geoquímicamente, por lo que se acepta ampliamente que el manto superior está compuesto principalmente de manto empobrecido. 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 oceánicas. Los basaltos de las islas oceánicas también muestrean dominios del manto empobrecidos geoquímicamente. De hecho, la mayoría de los basaltos de las islas oceánicas están empobrecidos geoquímicamente, y <10% de los basaltos de las islas oceánicas tienen lavas que se extienden hasta composiciones enriquecidas geoquímicamente (es decir, 143 Nd/ 144 Nd más bajo que los bloques de construcción de la Tierra).
Hay dos dominios geoquímicamente enriquecidos, llamados manto enriquecido 1 (EM1) y manto enriquecido 2 (EM2). Aunque son muy similares, hay 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 altos que EM1 , y 143 Nd/ 144 Nd y 176 Hf/ 177 Hf más altos en un valor dado de 87 Sr/ 86 Sr, y 206 Pb/ 204 Pb intermedio. [13] Samoa y Society son las localidades EM2 arquetípicas.
Otro dominio del manto distinto es el manto HIMU. En geoquímica isotópica, la letra griega μ (o mu) se utiliza para describir la relación 238 U/ 204 Pb, de modo que "μ alto" (abreviado HIMU) describe una relación 238 U/ 204 Pb alta. Con el tiempo, a medida que el 238 U se desintegra en 206 Pb, los materiales terrestres HIMU desarrollan una relación 206 Pb/ 204 Pb particularmente radiogénica (alta) . Si un material terrestre tiene una relación 238 U/ 204 Pb elevada (HIMU), entonces también tendrá una relación 235 U/ 204 Pb elevada y, por lo tanto, producirá composiciones de Pb radiogénicas para los sistemas isotópicos 206 Pb/ 204 Pb y 207 Pb/ 204 Pb ( el 238 U se desintegra en 206 Pb, el 235 U se desintegra en 207 Pb). De manera similar, los materiales de la Tierra con alto U/Pb también tienden a tener alto Th/Pb, y por lo tanto evolucionan para tener alto 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 los productos de los dominios del manto HIMU. Santa Elena y varias islas en el lineamiento volcánico Cook - Austral (por ejemplo, Mangaia ) son las localidades tipo para los basaltos de las islas oceánicas HIMU.
El dominio final del manto que se analiza 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 206 Pb/ 204 Pb, 207 Pb/ 204 Pb, 208 Pb/ 204 Pb intermedios. Este dominio central del manto 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. [14] Hart et al. (1992) más tarde denominaron 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. [15] Farley et al. (1992) en el mismo año describieron un componente alto 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” (por 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 calientes, señalados por una composición isotópica radiogénica particular, no necesariamente indica que las columnas de manto con composiciones isotópicas similares provengan del mismo reservorio físico en el manto profundo. En cambio, se cree que los dominios de manto con composiciones isotópicas radiogénicas similares muestreados en diferentes localidades de puntos calientes comparten historias geológicas similares. [18] Por ejemplo, se cree que los puntos calientes 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 Society tengan la misma fuente de manto físico, como lo evidencian sus arreglos ligeramente distintos en el multiespacio isotópico radiogénico. Por lo tanto, los puntos calientes que se clasifican como “EM1”, “EM2”, “HIMU” o “FOZO” pueden muestrear porciones del manto físicamente distintas, pero con una composición similar. Además, algunas cadenas de puntos calientes albergan lavas con una amplia gama de composiciones isotópicas, de modo que la fuente de la columna parece muestrear múltiples dominios que pueden muestrearse en diferentes momentos de la evolución volcánica de un punto caliente.
Los sistemas isotópicos ayudan a deconvolucionar los procesos geológicos que contribuyeron a la formación de estos dominios del manto y, en algunos casos, a su cronología. Algunos ejemplos importantes incluyen la presencia de huellas corticales en fuentes enriquecidas del manto que indican que el material de los continentes y océanos de la Tierra puede ser subducido hacia el manto y llevado de regreso a la superficie en columnas de manto que se elevan de manera boyante. Los análisis isotópicos de azufre han mostrado fraccionamiento independiente de la masa (MIF) en los isótopos de azufre en algunas lavas derivadas de columnas. [20] 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 hace ~2,3 Ga. La presencia de material reciclado con firmas de MIF indica que parte del material reciclado traído es más antiguo que 2,3 Ga, se formó antes del Gran Evento de Oxidación y ha resurgido a través del vulcanismo de columnas del manto. Los sistemas isotópicos de gases nobles , como 3 He/ 4 He, 20 Ne/ 22 Ne y 129 Xe/ 130 Xe, se han utilizado 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 grandes y calientes del manto tienen niveles anómalamente altos de 3 He/ 4 He. Dado que el 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 el 3 He no se genera en cantidades apreciables en la Tierra profunda, la proporción de 3 He a 4 He está disminuyendo en el interior de la Tierra con el tiempo. El Sistema Solar primitivo comenzó con niveles altos de 3 He/ 4 He y, por lo tanto, la Tierra primero se acrecentó con niveles altos de 3 He/ 4 He. Por lo tanto, en las lavas derivadas de penachos, el alto contenido de 3 He/ 4 He es una firma geoquímica “antigua” que indica la existencia de un reservorio de helio bien conservado en el manto profundo. El momento de la formación de este reservorio 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 descomposición del 129 I durante los primeros ~100 millones de años de la historia de la Tierra. [22] Juntos, el alto contenido de 3 He/ 4 He y el 129 Xe/ 130Xe indica un dominio de gas noble primitivo, relativamente menos desgasificado, que se ha conservado relativamente bien desde principios del Hádico .