Базальт океанического острова - Ocean island basalt

Рис. 1. Возрастная динамика вулканических островов и подводных гор в горячей точке Гавайев.

Базальт океанического острова (OIB) - это вулканическая порода , обычно базальтовая по составу, извергающаяся в океанах вдали от границ тектонических плит . Хотя базальтовая магма океанических островов в основном извергается в виде базальтовой лавы , базальтовая магма иногда модифицируется магматической дифференциацией с образованием ряда других типов вулканических пород, например риолита в Исландии , а также фонолита и трахита на внутриплитном вулкане Фернандо-де-Норонья . В отличие от базальтов срединно-океанических хребтов (MORB), которые извергаются в центрах спрединга ( границы расходящихся плит ), и лав вулканической дуги , извергающихся в зонах субдукции ( границы сходящихся плит ), базальты океанических островов являются результатом внутриплитного вулканизма . Однако некоторые местоположения базальтов на океанских островах совпадают с границами плит, например, Исландия, которая находится на вершине срединно-океанического хребта, и Самоа , которая расположена недалеко от зоны субдукции.

В океанских бассейнах базальты океанических островов образуют подводные горы , и в некоторых случаях извергается достаточно материала, чтобы скала выступала из океана и образовывала остров, как на Гавайях , Самоа и Исландии. Однако со временем из-за термического оседания и потери массы из-за субаэральной эрозии острова полностью превращаются в подводные горы или гайоты . Многие базальты океанических островов извергаются в горячих точках вулканов , которые, как считается, являются проявлением таяния термально плавучих восходящих каналов горячих пород в мантии Земли , называемых мантийными шлейфами . Каналы мантийных плюмов могут дрейфовать медленно, но тектонические плиты Земли дрейфуют быстрее, чем мантийные плюмы. В результате относительное движение тектонических плит Земли над мантийными плюмами создает возрастающие по возрасту цепочки вулканических островов и подводных гор с самыми молодыми действующими вулканами, расположенными над осью мантийного плюма, в то время как более старые, неактивные вулканы располагаются все дальше и дальше от моря. канал для шлейфа ( см. рисунок 1 ). Цепи горячих точек могут фиксировать десятки миллионов лет непрерывной вулканической истории; например, древнейшим подводным горам в цепи подводных гор Гавайи – Император более 80 миллионов лет.

Не все базальты океанических островов являются продуктом мантийных плюмов. Есть тысячи подводных гор, которые явно не связаны с восходящими мантийными шлейфами, и есть цепочки подводных гор, которые не прогрессируют по возрасту. Подводные горы, которые явно не связаны с мантийным плюмом, указывают на то, что региональный состав мантии и тектоническая активность также могут играть важную роль в образовании внутриплитного вулканизма.

Изотопная геохимия

Геохимия островных базальтов океанических полезно для изучения химического и физического строения мантии Земли. Считается, что некоторые мантийные плюмы, питающие лавы горячих точек вулканизма, берут свое начало на глубине границы ядро-мантия (глубина ~ 2900 км). Состав базальтов океанических островов в горячих точках дает представление о составе мантийных доменов в канале плюма, который плавился, давая базальты, тем самым давая ключ к разгадке того, как и когда образовались различные резервуары в мантии.

Ранние концептуальные модели геохимической структуры мантии утверждали, что мантия была разделена на два резервуара: верхняя мантия и нижняя мантия. Считалось, что верхняя мантия геохимически истощена из-за извлечения расплава, который сформировал континенты Земли. Нижняя мантия считалась однородной и « примитивной ». (Примитив в данном случае относится к силикатному материалу, который представляет собой строительные блоки планеты, который не был изменен извлечением из расплава или смешанным с субдуцированными материалами после аккреции Земли и образования ядра.) Сейсмическая томография показала субдуцированные плиты, проходящие через верхняя мантия и вход в нижнюю мантию, что указывает на то, что нижняя мантия не может быть изолирована. Кроме того, изотопная неоднородность, наблюдаемая в базальтах океанических островов, образованных шлейфом, свидетельствует против гомогенной нижней мантии. Тяжелые радиогенные изотопы являются особенно полезным инструментом для изучения состава мантийных источников, поскольку изотопные отношения нечувствительны к плавлению мантии. Это означает, что высокое отношение радиогенных изотопов в расплаве, который поднимается вверх и становится вулканической породой на поверхности Земли, отражает соотношение изотопов мантийного источника во время плавления. Наиболее изученными системами тяжелых радиогенных изотопов в базальтах океанических островов являются 87 Sr / 86 Sr, 143 Nd / 144 Nd, 206 Pb / 204 Pb, 207 Pb / 204 Pb, 208 Pb / 204 Pb, 176 Hf / 177 Hf и другие. недавно 187 Os / 188 Os. В каждой из этих систем радиоактивный родительский изотоп с длительным периодом полураспада (т.е. более 704 миллионов лет) распадается до «радиогенного» дочернего изотопа. Изменения в соотношении родитель / дочерний объект, например, в результате плавления мантии, приводят к изменению отношений радиогенных изотопов. Таким образом, эти радиогенные изотопные системы чувствительны к времени и степени измененного (или фракционированного) соотношения родитель / дочерний элемент родитель / дочерний элемент, что затем влияет на процесс (ы), ответственный за создание наблюдаемой радиогенной изотопной неоднородности в базальтах океанических островов. В геохимии мантии любой состав с относительно низким содержанием 87 Sr / 86 Sr и высоким содержанием 143 Nd / 144 Nd и 176 Hf / 177 Hf называется «геохимически обедненным». Высокий 87 Sr / 86 Sr и низкий 143 Nd / 144 Nd и 176 Hf / 177 Hf называют «геохимически обогащенным». Относительно низкие изотопные отношения Pb в породах мантийного происхождения описываются как нерадиогенные ; относительно высокие отношения описываются как радиогенные .

Эти изотопные системы свидетельствуют о гетерогенной нижней мантии. Есть несколько отдельных «мантийных доменов» или концевых частей, которые появляются в базальтовой записи океанических островов. При нанесении на многоизотопное пространство базальты океанических островов имеют тенденцию образовывать массивы, простирающиеся от центрального состава к конечному элементу с экстремальным составом. Обедненная мантия, или DM, является одним концевым элементом и определяется низким содержанием 87 Sr / 86 Sr, 206 Pb / 204 Pb, 207 Pb / 204 Pb, 208 Pb / 204 Pb и высоким 143 Nd / 144 Nd и 176 Hf. / 177 Hf. Таким образом, DM является геохимически обедненным и относительно нерадиогенным. Срединно-океанические хребты пассивно отбирают верхнюю мантию, а MORB обычно геохимически истощены, и поэтому широко распространено мнение, что верхняя мантия состоит в основном из обедненной мантии. Таким образом, термин истощенная мантия MORB (DMM) часто используется для описания верхней мантии, которая является источником вулканизма срединно-океанического хребта. Базальты океанических островов также являются образцами геохимически обедненных областей мантии. Фактически, большинство базальтов океанических островов геохимически истощены, и <10% базальтов океанических островов имеют лавы, которые простираются до геохимически обогащенных (то есть на 143 Nd / 144 Nd ниже, чем у строительных блоков Земли) составов.

Есть два геохимически обогащенных домена: обогащенная мантия 1 (EM1) и обогащенная мантия 2 (EM2). Хотя в целом они схожи, между EM1 и EM2 есть некоторые важные различия. EM1 имеет нерадиогенный 206 Pb / 204 Pb, умеренно высокий 87 Sr / 86 Sr и простирается до более низких 143 Nd / 144 Nd и 176 Hf / 177 Hf, чем EM2. Питкэрн , Кергелен - Слышал , и Тристан - Гоф являются типа местонахождения EM1. EM2 определяется более высоким значением 87 Sr / 86 Sr, чем EM1, и более высоким 143 Nd / 144 Nd и 176 Hf / 177 Hf при заданном значении 87 Sr / 86 Sr и промежуточным 206 Pb / 204 Pb. Самоа и Сообщество - архетипические районы EM2.

Другой отличительный мантийный домен - это мантия HIMU. В изотопной геохимии греческая буква µ (или мю) используется для описания 238 U / 204 Pb, так что «высокий µ» (сокращенно HIMU) описывает высокое отношение 238 U / 204 Pb. Со временем, когда 238 U распадается до 206 Pb, материалы HIMU Earth вырабатывают особенно радиогенные (высокие) 206 Pb / 204 Pb. Если земной материал имеет повышенное содержание 238 U / 204 Pb (HIMU), то он также будет иметь повышенное содержание 235 U / 204 Pb и, следовательно, будет производить радиогенные составы Pb как для изотопных систем 206 Pb / 204 Pb, так и 207 Pb / 204 Pb. ( 238 U распадается на 206 Pb, 235 U распадается до 207 Pb). Точно так же земные материалы с высоким содержанием U / Pb также имеют тенденцию к высокому уровню Th / Pb и, таким образом, эволюционируют, чтобы иметь высокое содержание 208 Pb / 204 Pb ( 232 Th распадается до 208 Pb). Базальты океанических островов с высокорадиогенными 206 Pb / 204 Pb, 207 Pb / 204 Pb, 208 Pb / 204 Pb являются продуктами мантийных доменов HIMU. Святой Елены , и несколько островов в Куке - Austral вулканические линеаментного (например, Mangaia ) являются населенными пунктами типа для HIMU океана островных базальтов.

Последняя область мантии, обсуждаемая здесь, - это общий состав, к которому базальты океанических островов склоняются в радиогенном изотопном мульти-пространстве. Это также самый распространенный мантийный источник в базальтах океанических островов и имеет промежуточные и геохимически обедненные 87 Sr / 86 Sr, 143 Nd / 144 Nd и 176 Hf / 177 Hf, а также промежуточные 206 Pb / 204 Pb, 207 Pb / 204 Пб, 208 Пб / 204 Пб. Этот центральный домен мантии имеет несколько названий, каждое из которых имеет несколько разные значения. PREMA, или «преобладающая мантия», был первым термином, введенным Зиндлером и Хартом (1986) для описания наиболее распространенного состава базальтов океанических островов. Hart et al. (1992) позже назвал место пересечения базальтовых составов океанических островов в радиогенном изотопном множественном пространстве «Фокусной зоной» или FOZO. Фарли и др. (1992) в том же году описал компонент с высоким содержанием 3 He / 4 He (примитивная геохимическая характеристика) в шлейфах как «примитивная гелиевая мантия» или PHEM. Наконец, Ханан и Грэм (1996) использовали термин «C» (для обозначения общего компонента) для описания общего компонента смешения в породах, происходящих из мантии.

Присутствие определенного мантийного домена в базальтах океанических островов из двух горячих точек, о чем свидетельствует определенный радиогенный изотопный состав, не обязательно указывает на то, что мантийные плюмы с аналогичным изотопным составом происходят из одного и того же физического резервуара в глубокой мантии. Вместо этого считается, что мантийные домены со сходным радиогенным изотопным составом, отобранные в разных местах горячих точек, имеют схожую геологическую историю. Например, считается, что горячие точки EM2 на Самоа и Общество имеют мантийный источник, содержащий переработанную верхнюю континентальную кору, идея, которая подтверждается наблюдениями за стабильными изотопами, включая δ 18 O и δ 7 Li. Изотопное сходство не означает, что Самоа и Общество имеют один и тот же физический мантийный источник, о чем свидетельствуют их несколько отличные друг от друга массивы в радиогенном изотопном множественном пространстве. Таким образом, горячие точки, которые классифицируются как «EM1», «EM2», «HIMU» или «FOZO», могут каждый образец физически отличаться, но схожи по составу части мантии. Кроме того, некоторые цепочки горячих точек содержат лавы с широким диапазоном изотопных составов, так что источник плюма, кажется, либо отбирает образцы нескольких доменов, образцы которых можно брать в разное время в процессе вулканической эволюции горячей точки.

Изотопные системы помогают деконволюции геологических процессов, которые способствовали, а в некоторых случаях и времени формирования этих мантийных доменов. Некоторые важные примеры включают присутствие коровых отпечатков пальцев в обогащенных мантийных источниках, которые указывают на то, что материал с земных континентов и океанов может погружаться в мантию и подниматься на поверхность в плавучих мантийных шлейфах. Изотопный анализ серы показал массово-независимое фракционирование (MIF) изотопов серы в некоторых лавах, образованных шлейфом. МИФ изотопов серы - это явление, которое произошло в атмосфере Земли только до Великого окислительного события ~ 2,3 млрд лет. Присутствие переработанного материала с сигнатурами МВС указывает на то, что некоторые из привезенных переработанных материалов старше 2,3 млрд лет и образовались до Великого окисления. Событие и всплыло на поверхность через вулканизм мантийного шлейфа. Изотопные системы благородных газов , такие как 3 He / 4 He, 20 Ne / 22 Ne и 129 Xe / 130 Xe, были использованы для демонстрации того, что части нижней мантии относительно менее дегазированы и не гомогенизированы, несмотря на миллиарды лет. мантийного конвективного перемешивания. Некоторые большие горячие мантийные плюмы имеют аномально высокое содержание 3 He / 4 He. Поскольку 4 He постоянно вырабатывается на Земле в результате альфа-распада ( 235 238 U, 232 Th и 147 Sm), но 3 He не образуется в заметных количествах в глубинах Земли, отношение 3 He к 4 He составляет уменьшается со временем в недрах Земли. Ранняя Солнечная система начиналась с высокого уровня 3 He / 4 He, и поэтому Земля сначала аккрецировалась с высоким уровнем 3 He / 4 He. Таким образом, в лавах, полученных из плюмов, высокое содержание 3 He / 4 He является «древним» геохимическим признаком, указывающим на существование хорошо сохранившегося резервуара гелия в глубокой мантии. Время образования этого резервуара ограничено наблюдаемыми аномалиями 129 Xe / 130 Xe в базальтах океанических островов, поскольку 129 Xe образовался только в результате распада 129 I в течение первых ~ 100 млн лет в истории Земли. Вместе высокое содержание 3 He / 4 He и 129 Xe / 130 Xe указывает на относительно менее дегазированный примитивный домен благородных газов, который относительно хорошо сохранился с раннего Хадея .

Источники мантии

Существуют различные источники, идентифицированные для базальтовой магмы океанических островов в мантии Земли. Эти мантийные источники выводятся из различий в соотношении радиогенных изотопов , которые магмы наследуют от своей материнской породы. Источники были определены на основе комбинированного анализа изотопов стронция (Sr), неодима (Nd) и свинца (Pb). Источники по определению радиогенных изотопов:

Обогащенные источники
EMI Обогащенная мантия I Вероятно, мантия загрязнена материалом субдуцированных пелагических отложений . Альтернативное объяснение состоит в том, что этот источник происходит из субконтинентальной литосферы, которая также может быть загрязнена субдуцированными пелагическими отложениями.
EMII Обогащенная мантия II Вероятно мантия загрязнен материалом , полученная в результате переработки терригенных отложений из континентальной коры в мантию.
HIMU Высокое соотношение U / Pb Вероятно, происходит из субдуцированной океанической коры , которая не была гомогенизирована с остальной частью мантии. Отсутствие гомогенизации могло быть связано с накоплением субдуцированной океанической коры в крупномасштабных «мегалитах» на сейсмическом разрыве 670 км или вблизи границы ядро-мантия.
Истощенные источники
PREMA Преобладающая мантия Возможно, образовался в результате смешения всех других мантийных источников или источника, образовавшегося в начале истории Земли.
DMM Истощенная мантия
ФОЗО Зона фокусировки Источник, связанный с мантийными шлейфами. Он имеет промежуточный состав между DMM и HIMU. Название Focus Zone происходит от очевидного разветвления составов из этой зоны при отображении данных изотопного состава на тетраэдрической диаграмме. ФОЗО содержит высокое содержание гелия-3 . Источник ФОЗО связан с глубинными мантийными плюмами. Предполагается, что FOZO представляет собой либо материал плюма, который поднимается от границы ядро-мантия, либо материал, который присоединяется к плюму в виде листа по мере того, как плюм поднимается от границы ядро-мантия.

Сноски

использованная литература

Примечания
Источники