Diferenciación toleítica versus calcoalcalina y evolución de la corteza de arco: limitaciones desde experimentos de fusión en Basaltos del Arco Izu-Bonin-Mariana.
Y. Tatsumi and T. Suzuki (2009).
Los magmas basálticos generados por la fusión del manto son transportados por la corteza como masa y calor. Cuando los magmas basálticos llegan a profundidades de la corteza pueden producir magmas más evolucionados por medio de sistemas cerrados de fraccionamiento (Sisson & Grove, 1993; Kawmoto, 1996; Grove et al., 2003; Pichavant & Macdonald, 2007), la fusión de la corteza (Smith & Leeman, 1987; Petford & Atherton, 1996; Fornelli et al., 2002; Sisson et al., 2005), o cualquier combinación de estos dos procesos (Sakuyama, 1981; Kay & Kay, 1985; Hildreth & Moorbath, 1988; Tatsumi, 2000; Dufek & Bergantz, 2005). La identificación de los procesos que ocurren dentro de la corteza de arco reviste una importancia crítica dado que los magmas evolucionados se han producido de manera ubicua, tanto en espacio como en tiempo, para crear una corteza continental compuesta como un miembro final de la diferenciación dentro de la Tierra sólida (e.g. Rudnick, 1995; Albarède, 1998; Tatsumi, 2005; Hwkesworth & Kemp, 2006).
Ha sido bien establecido que una mayor abundancia de magmas intermedios a félsicos son erupcionados a lo largo de arcos de margen continental más que en arcos oceánicos (Gill, 1981; Ewart, 1982; Green, 1982; Wilson, 1989; Tatsumi & Eggins, 1995). Esta observación general nos lleva a imaginar que magmas intermedios a félsicos no son producidos voluminosamente en configuraciones de arcos oceánicos. No obstante, extensos experimentos sísmicos en el arco Izu- Bonin-Mariana (IBM) intra-oceánico (Suyehiro et al., 1996; Takahashi et al., 1998, 2007, 2008; Kodaira et al., 2007a, 2007b; Sato et al., 2009) claramente han documentado la ocurrencia en la corteza media con una velocidad de onda-P (Vp) de 6-7 km/s. Siendo idéntico ambas Vp la de volumen y la promedio de la corteza continental y de rocas plutónicas o metamórficas de composición intermedia (e.g. Chrisensen & Mooney, 1995), proporcionando una razón de peso para concluir que los magmas intermedios son producidos activamente, aunque no necesariamente erupcionados, en el arco oceánico y para especular que la corteza continental evolucionada o diferenciada también está siendo creada en la configuración de arco intra-oceánico. Aunque han sido adoptados enfoques intensivos en un intento de determinar cómo formas intermedias componen la corteza media en un IBM (Kawate & Arima, 1998; Nakajima & Arima, 1998; Takahashi et al., 2007; Tatsumi et al., 2008a), la falta de conocimiento cuantitativo del régimen de la fusión o cristalización de magmas o rocas que ocurren en el arco han impedido la comprensión global de la evolución de la corteza de arco.
El objetivo principal de este estudio es investigar las relaciones de fases y composición liquido-solido durante la fusión parcial de una composición basáltica representativa del IBM bajo condiciones de presión relevantes para la profundidad de la corteza del IBM. Basado en esta información el proceso de diferenciación desde la corteza de arco juvenil hacia evolucionado es discutido.
ARCO IZU-BONIN-MARIANA (IBM)
Evolución tectónica
El sistema arco-trinchera del IBM se extiende por 2.800 kilómetros, hacia el sur desde Honshu a través de la Península de Izu a Guam (Fig. 1). La zona de subducción del IBM comenzó como parte del antiguo naufragio a escala hemisférica, de una litosfera densa en el Pacifico occidental de aproximadamente 50 Ma (Bloomer et al., 1995; Stern, 2004). Su inicio fue quizás ayudado por el hundimiento del manto con el límite astenosférico del dominio Indio-Pacifico (Okino et al., 1999) o por la convergencia de la placa (Hall et al., 2003). La Boninita, una andesita característica definida por el alto contenido de MgO, la ausencia de plagioclasa tanto como fases de fenocristales y masa fundamental, y la presencia de fenocristales de clinoenstatita, fue el producto magmático principal en la etapa inicial. Esto fue seguido por la generación de toleítas bajas en K (Ishizuka et al., 2006).
El volcanismo del arco IBM ha continuado hasta alrededor de 30 Ma, acompañado hasta por lo menos 33 Ma por una falla central en la cuenca que se propaga a lo largo con una tendencia WNW-ESE en el mar de Filipinas occidental (Deschamps et al., 2002; Taylor & Goodliffe, 2004). La IBM luego comenzó a formar su primera cuenca tras-arco. La extensión comenzó en el sur para formar la cuenca Parece Vela (Fig. 1) y se propago al norte y sur (Okino et al., 1998). La propagación en el norte del IBM comenzó alrededor de 25 Ma y se propago al sur para formar la cuenca Shikoku (Kobayashi et al., 1995; Okino et al., 1999). La cuenca Shikoku y la cuenca Parece Vela son un sistema extensional unidos hace aproximadamente 20 Ma, la encalladura del Ridge Kyushu-Palau como un remanente del arco (Fig. 1). Esta cuenca tras-arco ha parado su extensión hace aproximadamente 15 Ma y luego se ha reanudado la subducción SW por debajo de Japón. Esto ha causado la breve transformación del margen a lo largo del margen de la placa del mar de Filipinas (Zanja Nankai, Fig. 1) para convertirse en un margen convergente (e.g. Tatsumi, 2006) y más al norte del IBM para comenzar a colisionar con Honshu hace aproximadamente 15 Ma (Itoh, 1988; Itoh & Ito, 1989). Un nuevo episodio de fracturación hacia el sur del IBM comenzó hace 7 Ma, con la expansión del fondo marino formando la fosa de las Marianas una cuenca tras-arco desde hace aproximadamente 3-4 Ma (Bibee et al., 1980; Tamazaki & Stern, 1997).
Estructura de la corteza y el manto
Un sismómetro de fondo marino con gran ángulo (OBS) experimento cruzando el IBM a los 32°15’N (Suyehiro et al., 1996; Takahashi et al., 1998) definiendo un espesor de la corteza de arco de aproximadamente 20 km en general compuesta de tres capas (Fig. 2). La capa superior, con una velocidad de onda P (Vp) de 1,5-5,8 km/s, compuesta de sedimentos y rocas volcánicas por encima de una capa de corteza media (Vp=6,0-6,8 km/s). La corteza baja tiene una capa superior (Vp=6,8-6,9 km/s) que recubre una capa de corteza basal gruesa (Vp=7,1-7,2 km/s). Esta estructura de capa de corteza ha sido confirmada por un estudio sísmico reciente en todo el arco de las Marianas (Takahashi et al, 2007, 2008), que también sugiere, como se muestra en la Fig. 2, la existencia de una zona de manto superior con Vp de 7,2-7,6 km/s, significativamente más baja que lal Vp del manto superior normal (>7,8 km/s). Esta estructura de corteza ha sido también identificada a lo largo de la dirección bajo el norte y el centro de la IBM, aunque cada capa de la corteza varia en el espesor (Kodaira et al., 2007a, 2007b; Sato et al., 2009).
La discontinuidad de Moho es un límite sismológico agudo que generalmente separa rocas con un Vp de 6-7 km/s desde aquellos con un Vp de aproximadamente 8 km/s. El sub-Moho “manto” debajo del IBM, no obstante, muestra un bajo Vp que los típicos del manto, causando una confusión en la definición del sub-Moho IBM. El Moho sub-arco en el IBM está identificado basado en una combinación de la distribución de los reflectores sísmicos y la velocidad que saltan a través del Moho (desde 6,8-7,2 a 7,2-7,6 km/s), y la extrapolación de la bien definida Moho “normal” debajo de la cuenca tras-arco del IBM (Takahashi et al., 2007). Debajo del IBM la Vp de la sub-Moho en el manto muestra variaciones cruzadas del arco; que son, desde 8 km/s debajo de la cuenca tras-arco a 7,2-7,6 km/s debajo del arco volcánico.
Estas estructuras sísmicas observadas de la sub-IBM en la corteza y manto fueron examinadas por modelados petrológicos de la generación y diferenciación del arco magmatico (Tatsumi et al, 2008a). La corteza y el manto pueden interpretarse como capas petrológicas, descendientes desde rocas volcánicas con una composición bimodal en la superficie, mediante tonalita, anfibolita (el plutón equivalente de la corteza de arco inicialmente basáltica), granulita (originalmente producida como una restita “partes menos móviles de migmatitas” durante la anatexis de una corteza de arco basáltica o anfibolitica) a harzburgita (Fig. 2).
Composición de magmas
Resumiendo el magmatismo de hace 15 Ma y su continuación hasta el presente a lo largo del IBM, ha resultado en acumulación de rocas volcánicas, lavas, y rocas plutónicas con un amplio rango de composición. Como se destacó para Tamura & Tatsumi (2002) y Tatsumi et al. (2008a), el mayor producto volcánico son de composición basáltica, aunque están en menor cantidad que las andesitas, el cual tiene un rasgo característico de arcos intra-oceanicos. La figura 3 muestra la composición de rocas volcánicas cuaternarias desde el IBM. Deberían subrayarse como andesitas calco-alcalinas en el IBM teniendo un composición de elementos en general parecidas al volumen de la corteza continental.
Fig. 1. Marco tectónico del Arco Izu-Bonin-Mariana (IBM), creada por la subducción de la placa Pacifica en la trinchera IZu-Bonin-Mariana bajo la placa oceánica Filipina. Por detrás del IBM se han formado cuencas tras-arco, incluyendo la cuenca Shikoku y Parece Vela y la fosa de las Marianas. La IBM ha colisionado con Honshu en el extremo norte del arco para formar el complejo plutónico Tanzawa (estrella), compuesto principalmente de rocas plutónicas intermedias a félsicas. Composiciones similares han sido también dragadas a lo largo del IBM y de las cadenas montañosas marinas (ridge) Kyushu-Palau (círculos).
Fig. 2. Velocidad de onda-P (Vp) generalizado a la estructura de la subcorteza del IBM y al manto anterior a Suyehiro et al. (1996), Takashi et al., (1998, 2007, 2008), Kodaira et al. (2007a, 2007b) y Sato et al. (2009). El arco IBM se caracteriza por una corteza media con Vp de 6,0 – 6,8 km/s que es idéntico a las ambas Vp de volumen y promedio de la corteza continental, y rocas plutónicas o metamórficas de composición intermedia. Estos deberían ser enfatizados para Vp de la capa más superior del manto siendo significativamente más bajas que la del manto normal. La interpretación petrológica de las capas características estructurales también mostradas.
Conocimientos sobre la litología de la corteza media del IBM se han proporcionado por la exposición de la corteza más profunda en tierra al extremo norte del IBM donde están colisionando con Honshu (Fig. 1), y por la exposición de la corteza más profunda sobre escarpes de fallas submarinas profundas. La colisión de arco-arco al extremo norte del IBM comenzó alrededor de 15 Ma y expuso el complejo plutónico Tanzawa (Fig. 1), el cual consiste en gran parte de tonalitas, con menores series gabroicas (Kawate & Arima, 1998). El complejo se caracteriza por representar una serie magmática baja en K y tener composición isotópica de Sr y Nd comparable con el Norte de IBM (Kawate & Arima, 1998; Taira et al., 1998; Tamura & Tatsumi, 2002), y por lo tanto fue visto como un candidato potencial para representar la corteza media (Taira et al., 1998; Tatsumi et al., 2008a). Sin embargo, la utilización de microsonda iónica de alta resolución y sensibilidad (SHRIMP) en zircones sacados desde el complejo dio edades <5 Ma, sugiriendo que a lo menos algunos plutones son posteriores a la colisión (Tani et al., en preparación). En consecuencia, en lugar de representar la corteza media, estos sugieren que los plutones se formaron durante un magmatismo post- colisional. El modelo para la evolución de la corteza del arco IBM propuesto por Tatsumi et al (2008a) que asume las tonalitas del Tanzawa como una litología posible de la corteza media del IBM puede por consiguiente requerir de una modificación.
Las rocas plutónicas que van desde grabro via tonalita hasta granito que han sido dragados (método para obtener muestras de fondo marino) desde escarpes de falla en el arco y en crestas montañosas submarinas (ridge) Kyushu-Palau, un remanente del paleo arco IBM separado por un fracturamiento en el tras-arco en la cuenca Shikoku-Parece Vela (Fig. 1). Las muestras recolectadas hasta la fecha muestran tendencias químicas muy parecidas a las rocas volcánicas calco-alcalinas cuaternarias más que a las rocas toleiticas (Fig. 3). Si estos son realmente parte de la corteza profunda del IBM sugerirían que están compuestas por rocas calco-alcalinas con composición similar al promedio de la corteza continental.
Fig. 3. La composición de las rocas volcánicas subaereas y plutónicas dragadas del IBM. Dos tendencias químicas, calcoalcalinas (CA) y toleíticas (TH), son reconocidas entre las rocas volcánicas; las rocas plutónicas tienen composiciones similares a las rocas volcánicas CA. Las rocas del IBM calcoalcalinas, intermedias tienen composiciones similares a la de la corteza continental promedio (Weaver & Tarney, 1984; Taylor & Molennan, 1985; Shaw et al., 1986; Christensen & Mooney, 1995; Rudnick & Fountain, 1995; Wedepohl, 1995). Un basalto representante de los basaltos del IBM (estrella rellanada) es usado como el material inicial de los fundidos experimentales. Una riolita inferida, la cual se produce por cristalización o fusión parcial de los basaltos iniciales, son también ploteados (estrella vacía).
Tabla 1: Composiciones de los basaltos iniciales y vidrios hidratados.
*Fe total expresado como FeO.
El basalto inicial (D18-R04) y vidrio (G1-G5) son datos determinados por fluorescencia de rayos x y análisis de microsonda de electrones, respectivamente. El contenido en H2O en el vidrio fue medido por FTIR. Números en paréntesis indican el número de puntos analíticos. El Av, es el promedio. DB es un basalto representativo del IBM (Tatsumi et al., 2008a).
EXPERIMENTOS
Material inicial
Basado en la recopilación de la composición de rocas volcánicas desde el IBM, Tatsumi et al. (2008a) ha propuesto una composición basáltica ampliamente distribuida (DB en la tabla 1) como un magma parental de composición basáltica representativa. Proponen que estas se originaron desde un magma basáltico primario derivado del manto con aproximadamente un 20% de cúmulos de olivino dejados en el manto vía cristalización fraccionada. El componente es principalmente de composición basáltica dentro de la corteza del IBM, que ocurre ya sea como lavas basálticas en la corteza superior o como plutones máficos en la corteza inferior. Un basalto reciente desde la isla Sumisu-jima (Figuras 1 y 3, D18-R04 en la tabla 1) con una composición similar a la del basalto representativo propuesto por Tatsumi et al. (2008a) es utilizado como el material inicial para los experimentos en este estudio.
Cinco vidrios con contenidos de agua diferentes se sintetizaron para usarlos en experimentos de fusión de la siguiente manera. Una muestra en polvo se selló primeramente en una capsula de Pt (4,7 mm de diámetro interior, 0,15 mm de espesor en las paredes) con una pequeña cantidad de agua destilada (0.5, 1.0, 2.0, 2.5 y 3.0 wt%) añadida en ensayos separados. La muestra luego fue calentada a 1350-1400°C a 0,2 GPa por 30 minutos, y se apagó isobáricamente. El recuperado de los vidrios contenía 0.49, 1.14, 1.66, 2.43 y 2.83 wt% de H2O, se midieron utilizando espectrometría infrarroja con transformada de Fourier (FTIR) (Tabla 1).
Procedimientos experimentales
Los experimentos de fusión fueron realizados en un recipiente de presión calentado internamente tipo Kobelco a 500 MPa en los cuales se usó un gas puro de Ar a presión media. La muestra de vidrio fue colocada en una capsula Au25Pd (2,0 mm de diámetro interno, 0,15 mm de espesor en las paredes), y fueron colgados en alambres de Mo en los puntos calientes de un horno de Mo dentro de un recipiente a presión se mantuvieron durante 72 – 195 horas con un presión de 0,3 Gpa y a unas categorías de temperatura (ver tabla 2). La presión experimental corresponde la que hay en la corteza media e inferior bajo el IBM. Las presiones se midieron con un transductor de presión medidor de tensión. Las temperaturas se monitorearon con dos termopares W5Re-W26Re espaciados verticalmente 5 mm de separación, y el gradiente de temperatura observado en la muestra fue menor que 10°C. Al final de la ejecución el alambre fue cortado con una alza de corriente, dejando así a la capsula descender hasta enfriarse (<250°C) en el fondo del recipiente y apagarse isobáricamente.
Tabla 2: Condiciones experimentales, fases de asociaciones, y proporciones (wt%).
Números en paréntesis indican temperatura para 1 hora de pre-calentado antes de ejecutar con una temperatura planificada. RSS, cantidad residual de cuadriculas.
La fugacidad del oxígeno (fO2) durante el experimento de fusión no fue controlada, debido a que el método normal de doble-capsula utilizando almacenamiento oxido de níquel-níquel (NNO) no puede controlar la fO2 para la duración de este experimento ya que el hidrogeno se escapa fuera de la capsula y diluye el Ni con la capsula de Pt (Takagi et al., 2005; Hamada & Fujii, 2008). La fugacidad del oxígeno por lo tanto se estimó basado en el modelo de solución para la coexistencia de magnetita e ilmenita (Spencer & Lindsley, 1981). Aunque la composición observada de la magnetita e ilmenita están más allá del límite superior de su barómetro de oxígeno. Mostramos las estimaciones tentativas en la Fig. 4a. Las condiciones redox del experimento estaban dentro de un rango bien definido de aproximadamente NNO + 2.5 a NNO + 3.0, que es ligeramente menor que la fO2 durante los ensayos experimentales previos de Tatsumi et al. (2006), en el cual utilizo una configuración parecida (Fig. 4a).
Fig. 4. (a) fO2 durante la fusión experimental del estudio (estrella) y el estudio de Tatsumi et al. (2006) (línea discontinua) inferida desde la composición magnetita-ilmenita (Spencer & Lindsley, 1981). El rand de fO2 para los magmas del arco (Carmichael & Ghiorso, 1990; Ballhaus et al., 1991; Carmichael, 1991; Ballhaus, 1993; Parkinson & Arculus, 1999) también se muestran. (b – c) Efecto de la fO2 e la línea de líquido descendente basada en los datos experimentales de Sisson et al. (2005).
Composición mineral y de vidrio.
La composición mineral y de vidrio fueron analizadas usando un microanalizador de sonda de electrones JEOL JXA8800. El potencial de excitación, el haz de corriente y el tiempo transcurrido en cada máximo del elemento son a 15kV, 12 nA y 20 segundos, respectivamente. Un haz de electron desenfocado de 10um en diámetro fue usado para el vidrio, mientras que un haz enfocado fue utilizado para medir las fases cristalinas. Se emplearon porcesos de corrección ZAF. La composición modal fue calculada para el balance de masa basado en la composición del material inicial, los minerales y el vidrio.
Resultados
La composición modal y la composición promedio de los minerales y vidrio están listadas en la tabla 2 y 3.
Un criterio importante indica que se ha alcanzado el equilibrio que es la partición regular y consistente de los elementos mayores entre la fase cristalina y el fundido obtenido. El ortopiroxeno del fundido calculado y el clinopiroxeno del fundido de Fe-Mg tienen intercambio del coeficiente de distribución (KDFe-Mg) entre 0,20+-0,03 (1σ) y 0,29+-0,06 (1σ), respectivamente (Fig. 5a). La plagioclasa del fundido con Ca-Na tiene intercambio del coeficiente de distribución que cambia con la composición del fundido (Fig. 5b). Estos intercambios del coeficiente de distribución son cercanos a los mencionados anteriormente (e.g. Gaetani et al., 1993; Sisson & Grove, 1993; Grove et al., 2003; Sisson et al., 2005; Tatsumi et al., 2006; Hamada & Fujii, 2008). Esto, junto con la constante fusión y composición mineral que se lleva a cabo dentro de cada producto (Tabla 3), sugieren que los experimentos han alcanzado el equilibrio.
El análisis microsonda de electrones confirma el la perdida de Fe, que va desde 0,5 a 0,7 wt% relativo, durante la síntesis del gas hidratado en las capsulas de Pt (Tabla 1). En las capsulas de Au-Pd usadas en la larga duración (>72 horas) no se observa la perdida Fe en el fundido experimental. Como resultado, el contenido minimo de Fe en el vidrio templado se puede estimar, y desde cálculos del balance de masa es 9,8 wt%.
Para cada muestra sintetizada la fracción de fundido incrementa sistemáticamente con el incremento de la temperatura (e.g. Si y Fe) varia significativamente en el contenido de H2O (Fig. 6), con un resultado de cambio sistematico en la fase de abundante contenido de H2O (Fig 7). La cristalización de la tendencia de la plagioclasa y ortopiroxeno puede ser suprimida, mientras que cantidades de óxidos de Fe-Ti incrementan con el incremento del H2O. Bajas concentraciones de TiO2 y FeO* en fundidos pobres en H2O pueden así ser producidos por alta y baja abundancia de plagioclasas y óxidos de Fe-Ti, respectivamente (Figuras 7 y 8). Alta abundancia de ortopiroxeno con una fase de cristalización de alto grado de fusión parcial (Fig. 7) pueden considerarse para la observación de tendencias de SiO2 que son constantes en sistemas pobres en H2O (Fig. 8). Los datos de Na2O tienden a estar diseminados especialmente en pequeñas fracciones de fusión (Fig. 8), sugiriendo que el desenfoque del haz de electrón usado aquí puede todavía causar perdida de Na durante el análisis. Sin embargo, el tamaño de los grupos de vidrio presentes en estos experimentos no son lo suficientemente grandes para utilizar más haz desenfocado.
La composición de elementos mayores de los fundidos experimentales son ploteados en función del contenido en SiO2 en Fig. 9. Líneas de líquido descendente (LLDs), especialmente de TiO2, Al2O3, y FeO* versus SiO2 varían significativamente con el contenido de H2O.
DISCUSIONES
Efectos de la fO2 en líneas de líquido descendente
Estos fundidos experimentales permiten que se defina la LLD para la cristalización fraccionada no equilibrada para una composición basáltica específica en la presencia de diferentes cantidades de H2O. Para usar estos resultados para limitar procesos magmáticos, no obstante, tenemos que evaluar los efectos de la fO2 en la composición de los fundidos. La razón para esto es la diferencia en la fO2 enre los magmas experimentales y los naturales. La fO2 de arcos magmaticos son generalmente estimados en rangos desde NNO a NNO + 2 (i.e. ΔNNO = +2) (Carmichael & Ghiorso, 1990; Ballhaus et al., 1991; Carmichael, 1991; Ballhaus, 1993; Parkinson & Arculus, 1999). Para los magmas del IBM, han sido propuestas estimaciones similares (ΔNNO = 0.2 – 0.5, Yasuda et al., 2001; ΔNNO = 0 – 3, H. Shukuno, comunicación personal). Así, sugerimos que la fO2 durante los experimentos presentes (ΔNNO = 2 – 3) es ligeramente (<2 unidades log) más altas que la fO2 en los magmas IBM (Fig. 4a).
Sisson et al. (2005) demostró que las cantidades y composición de los líquidos evolucionados y asociación de minerales coexistiendo varia con la fO2 y temperatura, con los fundidos más evolucionados con alta fO2, y la asociación de mineral que coexiste más plagioclasa y oxidos ricos en Fe-Ti, y pobres en anfíbol. Un decrecimiento en la fO2 de aproximadamente 2 unidades log puede causar un máximo de aproximadamente 0,1% y 0,3 wt% decreciendo en TiO2 y MgO, y aproximadamente 0,5% y 0,3 wt% incrementado en Al2O3 y FeO* con un constante SiO2, respectivamente (Fig. 4b-c). Estos efectos son mostrados en la LLD en la Fig. 9.
Nuestros datos también muestras cambios sistemáticos y significativos en la LLD con variación en el contenido de H2O; por ejemplo contenidos de TiO2 y FeO* con un decrecimiento constante de SiO2, mientras el Al2O3 incrementa significativamente con el incremento del H2O (Fig. 9). Por lo tanto esto sugiere que el incremento en el contenido de H2O desde 0.49 a 2.83 wt% tiene un efecto mucho mayor que el inferido para la fO2.
Contenido de H2O versus tendencias de diferenciación toleítica y calcoalcalina
El objetivo final de esta trabajo experimental es comprender los procesos involucrados en la formación de las capas características de la corteza media en la IBM, las cuales muestran una velocidad sísmica cercanas a la de la corteza continental promedio y por lo tanto es probable que tenga una composición intermedia, y más generalmente entender la relación genética entre las series de magmas toleíticas y calcoalcalinas.
La serie de magmas calco- alcalinos son claramente dominante en los arcos continentales y arcos maduros con corteza gruesa (Miyashiro, 1971; Baker, 1974; Gill, 1981), mientras que la serie de magmas toleiticos caracterizan magmatismo en arcos intra-oceanicos. Sin embargo, se han encontrado rocas toleíticas que coexisten con rocas calco-alcalinos en un solo sistema volcánico en algunos arcos maduros; por ejemplo, Mt. Shasta, EE.UU. (Baker et al., 1994); Chichontepec, El Salvador (Bau y Knittel, 1993), Aso en SWJapan (Hunter, 1998), y Myoko-Kurohime en Central de Japón (Sakuyama, 1981). Además, a lo largo de la frente volcánica del arco NE de Japón cerca de un tercio de la Volcanes cuaternarios estallan tanto Toleíticos como magmas calco-alcalino (Kawano et al., 1961). El parentesco genético entre estas dos series de magmas es, por tanto, fundamental para comprender mejor la génesis y evolución de andesita en corteza de arco.(¿) Se ha propuesto en varias ocasiones que el calco-alcalino.
Se ha propuesto en varias ocasiones que la tendencia Calco-alcalina puede ser reproducida por la diferenciación de magmas basálticos hidratados (por ejemplo, verde y Ringwood, 1967; Sisson y Grove, 1993; Kawamoto, 1996; Grove et al., 2003; Pichavant y Macdonald, 2007). Hamada y Fujii (2008) examinado los LLDs de un basalto similares a la del material inicial utilizado aquí, pero bajo diferentes presiones, las condiciones de fO2 H2O demostraron que los LLDs definen tendencias calco-alcalinas en la presencia de H2O (42wt%). Aunque nuestros LLDs no pueden ser comparados directamente con las de Hamada y Fujii (2008) debido a la mayor fO2 en nuestros experimentos, también tienden a ser más calco-alcalino con el aumento de H2O (Figs 9 y 10).
Se puede por tanto sugerir que la diferenciación magmática bajo condiciones hidratadas, tales como cristalización de un magma basáltico hidratado o anatexis de gabro de anfibol o corteza en condiciones hidratadas, podrían ser un probablemente de derivación de magmas calco-alcalinos (IBM).
Para examinar más cuantitativamente la cantidad de H2O que juega un papel en la diferenciación magmática IBM, los LLDs se comparan con las composiciones volcánicas IBM, rocas en diagramas de variación SiO2, TiO2, Al2O3 y FeO contenidos en un cambio de contenido de SiO2 constante significativamente de H2O (Fig. 9), permitiendo el contenido de H2O en materiales basálticos parentales a estimar. Las tendencias composicionales de rocas calc-alcalinas para el IBM están mejor representadas por un LLD en presencia de 2,5-3% en peso de H2O, que es consistente con los datos experimentales de Hamada y Fujii (2008). Las Tendencias de diferenciación toleíticas observadas dentro de las rocas IBM se caracterizan por un aumento tanto en TiO2 y FeO con crecientes grados de diferenciación durante las etapas tempranas (figuras 3 y 9), que pueden ser más consistente con un LLD en presencia de 0,49% en peso de H2O (Fig. 9). Tal LLD también muestra una tendencia toleitica típica en un diagrama ternario AFM (Fig. 10). Los Magmas parentales pobres en aguas para series toleíticas IBM, también son consistentes con la observación toleítica de rocas volcánicas félsicas de la caldera del volcán Sumisu (Fig. 1) presentan temperaturas de cristalización de piroxeno superiores 10508C (Shukuno et al., 2006); tales temperaturas en magmas félsicos diferenciados podrían alcanzarse únicamente por diferenciación magmática pobre en H2O (Fig. 11).
Los análisis de las inclusiones de fusión en olivino y / o fenocristales de plagioclasa también proporcionan limitaciones sobre el contenido de H2O en IBM magmas toleíticos: Saito et al. (2005) y Hamada y Fujii (2007) analizaron las inclusiones de fusión en basaltos toleíticos desde Miyake- jima y volcanes Izu Oshima e informaron 0,2 a 2,4% en peso de H2O en inclusiones de fusión. Debido a que estas inclusiones de fusión tienen composiciones basálticas más diferenciadas que la del basalto utilizado aquí, un contenido inferido H2O en un magma de basalto parental (0,49% en peso) sería consistente con los datos de la inclusión fundida.
Fig. 5. Particion de elementos entre (a) ortopiroxeno (opx) y clinopiroxeno (cpx) y (b) plagioclasa (plag) y fusión durante los experimentos. Estos cambios en el coeficiente de distribución son similares a aquellos vistos anteriormente (por ejemplo Gaetani et al., 1993; Sisson & Grove, 1993; Grove et al., 2003; Sisson et al., 2005; Tatsumi et al., 2006; Hamada & Fujii, 2008).
Fig. 6. Relación entre la fracción fundida, la temperatura, el H2O, y abundancia de elementos seleccionados del fundido. Para cada contenido de H2O en el material inicial la fracción fundida incrementa sistemáticamente con temperaturas crecientes. El SiO2 y el FeO en el fundido cambia significativamente incluso en una fracción fundida con el cambio del contenido de H2O en el material inicial.
Cabe destacar que la fusión parcial de un basálto pobre en H2O de la corteza inferior, es un proceso inverso de equilibrio cristalización de un magma basáltico pobre en agua, es también un posible proceso para la producción de los magmas toleíticos, según lo sugerido por Tatsumi et al. (2008b) para los magmas toleíticos en el volcán Zao, NE Japón. La observación importante que puede llevar a esta conclusión es que los magmas basálticos toleíticos tienen mayor 87Sr / 86Sr que los magmas basálticos calco-alcalinos (0,7042 vs 0.7038) y por lo tanto se pueden derivar de una fuente de la corteza más radiogénica, lugar en que el manto superior es menos radiogénico. Los características de elementos trazas firman que los magmas toleíticos también son consistentes con la presencia de plagioclasa y anfíbol como residuos de fusión, lo que sugiere que son fundidos parciales anfiboliticos, dejando atrás los residuos peridotíticos.
Origen de los magmas calco-alcalinos: diferenciación de un basalto hidratado?
Nuestros datos experimentales confirman que un posible mecanismo de la producción de un magma calco alcalino en el IBM es la diferenciación de un magma basáltico en presencia de 2,5 a un 3% en peso de H2O. Si este valor es aceptado como el contenido de H2O del basalto parental, entonces los magmas félsico e intermedios (67,5 a 56,6% en peso de SiO2 sobre una base libre de H2O), que se diferencia por un basalto parental hidratado mediante 28 a 63% fusión parcial o 72 a 37% de solidificación (Fig. 8), debe contener entre 4 a 5 en % en peso en H2O y 10,2% . (Tabla 4). Debido a que la solubilidad de H2O en magmas félsicos a intermedios a 0,3 GPa ( por ejemplo las profundoaddes de la corteza media de los IBM) es 10%wt, las masas andesíticas hidratados fundidas inferidas no están sobresaturadas en H2O. las masas fundidas andesíticas hidratados inferidas no están sobresaturadas con H2O. Sin embargo, estas grandes cantidades de H2O deben causar saturación de H2O en los magmas durante la cristalización progresiva, pueden afectar significativamente la asociación mineral que cristaliza, y en consecuencia tienen un efecto sobre las propiedades físicas de las rocas solidificadas. Por ello es interesante estudiar la litología de rocas plutónicas intermedias ricos en agua y comparar la velocidad sísmica de estas rocas con la estructura sísmica observada velocidad de la corteza de IBM, sobre todo la de la corteza media con composición intermedia. Equilibrio de fases subsolids para composiciones diferenciadas a profundidades y temperaturas correspondientes a la corteza media IBM (10 km y 4108C) se pueden obtener mediante el algoritmo de minimización de la energía libre de Perple_X ?(Connolly, 1990, 2005). El perfil de temperatura utilizado aquí es cerca del gradiente de temperatura moderada a través de la corteza de IBM (Tatsumi et al., 2008a). La fugacidad de oxigeno (fO2) es fijada en QFM, como estabilidad, y por tanto las propiedades fidicas son relativamente a insensibles a fO2 (Behn y Kelemen, 2006). Las asociaciones minerales obtenidos en estas condiciones se enumeran en la Tabla 4. Las asociaciones mienrales se utilizan entonces para calcular la dendidad (ῤ) y velocidades de ondas S y P (Vp and Vs) de las litologías inferidads (Tabla 4) siguiendo el método de Hacker et al. (2003). El Vp calculado (6,3 a 6,8 kilometros / s) está dentro del rango de los valores observados (6.0 a 6,8 kilometros / s), lo que sugiere que la diferenciación de un componente mafico hidratado, ya sea a través de la diferenciación y cristalización de un magma hidratada mediante anatexis de un gabro hidratado o anfibolitico, podría ser un posible mecanismo para la formación de la característica media corteza IBM.
Fig. 7. Cambios en la composición modal de las fases en la ejecución de los productos con una temperatura y contenido de H2O.
Una prueba interesante de esta "hipótesis de basalto hidratado” sería comparar la relación de temperatura v/s la composición obtenida para la LLD obtenida experimentalmente (Fig. 11) con el de las andesitas-calco alcalino normales. Los datos petrográficos detallados incluyendo las composiciones de la coexistencia de orto y clinopiroxenos en las rocas volcánicas calco Alcalinas IBM están disponibles para los basaltos a andesitas de los volcanes Sumisu y Rota, both lying astride the IBM volcanic front (Shukuno et al., 2006; Y. Tamura & H. Shukuno, unpublished data).
Fig. 8. Variación en la composición del fundido inactivo con una función de fracción de fundido. Estrellas rellenadas y vacías indican la composición de los basaltos iniciales y fundido riolitico con 75 wt% de SiO2 inferido que se extrapolo de los resultados experimentales con 0,49 wt% en H2O. El fundido riolitico puede ser producido por un 6% de fusión parcial o 94% de cristalización a partir del basalto inicial.
Fig. 9. Diagramas de variación de SiO2 para fundidos inactivos con diferentes contenidos de H2O. Las tendencias calcoalcalinas (CA) y toleíticas (TH) observadas para las rocas del IBM (trazos de líneas gruesas y continuas) son en general consistente con las líneas del líquido descendente para altos y bajos contenidos de H2O. Alternativamente, las tendencias del IBM CA pueden ser explicados por mixing de fundidos máficos (estrella rellenada) y félsicos (estrella vacía). El efecto de la fO2 en la composición deducida de los fundidos desde resultados experimentales de Sisson eta l. (2005) son esquemáticamente mostrados por flechas (ver Fig. 4 y el texto).
Fig. 10. Composición de fundidos experimentales proyectados sobre diagrama de FeO* MgO- Na2O+K2O. También se muestran las tendencias representativas calcoalcalinas (CA) y toleíticas (TH) para rocas volcánicas del IBM y el límite entre las series TH y CA después de Kuno (1968).
Fig. 11. Relacion entre SiO2 versus temperatura a lo largo del LLDs en presencia de H2O al 0,49 – 2,83 wt%. Se muestran las temperaturas inferidas desde termometría de dos piroxenos para toleiticos (TH) y calcoalcalinos (CA). Las temperaturas de dacitas toleíticas son consistentes con un LLD en presencia de contenido de H2O de aproximadamente 0,5 wt%, mientras que aquellas rocas calcoalcalinas son más altas que aquellas LDD ricas en H2O (aproximadamente 2,5 wt%) que muestran tendencias de diferenciación similar a la tendencia calcoalcalina del IBM.
Cabe destacar que todas estas rocas calco-alcalinas se caracterizan por la presencia de fenocristales de piroxeno inversamente zonificadas. Las temperaturas obtenidas por termometría de dos piroxeno aplicado a los bordes de fenocristales de piroxeno se representan frente a los contenidos de SiO2 en roca total en la Fig. 11. Debido a que la masa fundida (masa fundamental), es probable que hayan equilibrada con los bordes piroxeno, debe tener un contenido de SiO2 superior a la roca total, la temperatura de origen natural calco alcalino se funde a un contenido de SiO2 constante tiende a ser mayor que la de la masa fundida experimentalmente inferido en presencia de 25% en peso H2O (Fig. 11). Aunque se necesitan más observaciones sobre otros volcanes, se sugiere que andesitas calco alcalinas, al menos en algunos volcanes de IBM, no poden ser producidos por la diferenciación cristalización de magmas basálticos hidratados (H2O42? 5% en peso).
Origen de los magmas calco-alcalina: mezcla de magmas máficos y félsicos?
Un mecanismo alternativo para la producción de magmas andesiticos calco alcalina es la mezcla entre magmas máficos y félsicas. A menudo se propone esta idea para explicar las características químicas y petrográficos de rocas calco-alcalinos (por ejemplo Eichelberger, 1975; Sakuyama, 1979, 1981; Clynne, 1999; Dungan y Davidson, 2004; Tatsumi et al, 2008b.), Aunque procesos físicos de mezcla de magma continúa siendo un tema de debate (egWiebe et al., 2004). Una de las características químicas las cuales pueden sugerir mezcla magmas es tendencias de diferenciación de línea recta para rocas calco alcalinos, y tendencias cóncavas o convexas para rocas toleíticas, como resultado de el fraccionamiento de fases sólidas con los cambios de composición continuos. Las rocas calc-alcalinos de los IBM exhiben tendencias de diferenciación de línea recta (figuras 3 y 9), y por lo tanto es posible que se puedan explicarse simplemente mediante la mezcla de magmas de miembro extremos maficos y félsicos.
Las características petrográficas que son comunes en las rocas calcoalcalinas pero no observadas en las rocas toleiticas son las siguientes características “desequilibrio” (e.g Sakuyama, 1979, 1981; Fujinawa, 1988; Clynne, 1999; Tatsumi et al., 2008b):
1) la presencia de zonación inversa de fenocristales de piroxeno con una bajo cifra de Mg [=100 x Mg/(Mg+Fe)] un nucleo rodeado por una mayor cifra de Mg en el borde;
2) la presencia de masa fundamental de piroxeno con un alto cifra de Mg, la cual tiene temperaturas más altas de equilibrio que los fenocristales;
3) una distribución bimodal en la composición del nucleo de los fenocristales de plagioclasa;
4) un desequilibrio en la asociación de fenocristales tales como los olivinos ricos en Mg y cuarzo;
5) Masa fundamental irregular con diferentes colores y/o cantidades de minerales máficos.
Estas observaciones pueden ser también explicadas por el mixing o mingling de un máfico, magma de alta temperatura con un félsico, magma de baja temperatura. El magma máfico contiene muchos piroxenos Mg/Fe y muchas plagioclasas Ca/Na y olivino, mientras que el magma félsico puede contener cuarzo.
Si aceptamos el mixing de un magma como un posible mecanismo responsable de la generación de rocas calcoalcalinas, el rango composicional de rocas volcánicas y plutónicas calcoalcalinas desde un IBM sugiere mixing entre un magma basáltico conteniendo aproximadamente 50 wt% SiO2 y un magma riolitico conteniendo aproximadamente 75 wt% de SiO2 (Figuras 3, 8 y 9). El basalto es usado como un material inicial para los experimentos de este estudio, el cual tiene una composición representativa de los basaltos del arco IBM y puede ser producido por cristalización fraccionada de un magma basáltico primario derivado del manto, parece ser un candidato razonable para miembro final basáltico (Figuras 3 y 9). Aunque nuestros experimentos no produzcan fundidos félsicos con 75% SiO2 como la composición félsica puede alcanzarse por extrapolación de la relación entre la fusión fraccionada y la composición (Fig. 8). En esta estimación, tentativamente asumimos que un fundido félsico es producto de una diferenciación toleitica de un basalto pobre en H2O (aproximadamente 0,5 wt%). Si es así, entonces la composición de un fundido félsico con 75% SiO2 puede ser producido por ambos aproximadamente 6% fusión parcial de una roca basáltica o aproximadamente 94% cristalización de un magma basaltico (Tabla 4). Cabe destacar que la composición de las rocas calcoalcalinas intermedias, que pueden formar las capas características de la corteza media del IBM, plotenado cerca de la línea mixing entre el magma basaltico y riolitico inferido (Figuras 3 y 9).
El magma origen del miembro final félsico esta todavía abierto a debate. Un mecanismo posible incluye “mixing con el mismo” (Couch et al., 2001) o “mixing interno”, en el cual magmas félsicos y máficos son esencialmente co-magmaticos; que es, un magma félsico derivado desde un magma basaltico via cristalización fraccionada. Alternativamente, en un magma el miembro final félsico puede formarse por anatexis de una corteza de arco pre-existente y mezclarse con un magma basaltico derivado del manto (e.g. Tatsumi et al., 2008b), el cual puede ser considerado como “mixing externo”. Cuando un magma basaltico derivado del manto es adherido bajo la corteza terrestre y/o intruido dentro de la corteza de arco estos transfieren calor dentro de la corteza que lo recubre y rodea, que puede conducir a la fusión parcial de la roca de caja (e.g. Hildreth, 1981; Raia & Spera, 1997; Annenn & Sparks, 2002).
Implicaciones para la estructura y evolución de la corteza del IBM
El sistema de IBM es un lugar adecuado para estudiar la evolución del arco y la formación de la corteza continental, debido a que la estructura de la corteza ha sido ampliamente examinada sísmicamente, revelando una corteza media bien desarrollada con Vp= 6,0-6,8 km/s (Suyehiro et al., 1996;. Takahashi et al, 1998, 2007, 2008;. Kodaira et al, 2007a, 2007b), valores idénticos a la Vp promedio de la corteza continental (por ejemplo, Christensen y Mooney, 1995). Para entender el proceso que crea esta estructura distintiva corteza y el manto, la litología de la corteza y el manto se infiere a partir de modelos de generación de magma y de diferenciación, para el que se calculan las velocidades sísmicas y compararse con la estructura sísmica observada. Tatsumi et al. (2008a) examinó si un modelo petrológico incluida la mezcla de manto derivados magma basáltico con magma félsico podría dar lugar a la génesis de la corteza y el manto de IBM, y encontró que la litología predicha por el modelo tiene una Vp consistente con los valores observados (Fig. 2). Por otra parte, los nuevos resultados experimentales presentados aquí, incluyendo el régimen de cristalización de fusión para basaltos representativos IBM de composición y contenidos en agua magmas varibles, pueden dar mejores restricciones sobre la composición de la corteza IBM, Por lo tanto, puede ser interesante examinar las implicaciones que tengan estos resultados para las propiedades litologícas y físicas de la corteza de IBM.
El miembro de extremo de basalto es el material de partida utilizado en este estudio con 0,5 wt % en de H2O, mientras que el miembro de extremo riolita, es una masa fundida félsica experimentalmente inferida. Aceptando ya sea 94% de cristalización del magma basáltico o 6% de fusión parcial de la corteza basáltica, entonces el magma félsico podría contener alrededor de 8, 3% en peso de H2O. Las composiciones de los magmas intermedios se obtienen entonces mezclando los miembros de extremo basalto y riolita en proporciones de 2: 1, 1: 1, y 1: 2 (Tabla 4). Las asociaciones minerales y Vp para estas composiciones a 10 km y 410 ° C se calculan a continuación, utilizando los métodos descritos anteriormente (Tabla 4), lo que sugiere que la Vp calculado (6,3 a 6,6 km/s) es similar a la observada para la corteza media IBM (6.0 a 6,8 km/ s). La principal diferencia entre este cálculo y el de Tatsumi et al. (2008a) es el contenido en H2O de los magmas intermedios mixtos, 3,1 a 5,7 y 0,3% en peso, respectivamente. Consideramos que el contenido de H2O utilizados en el modelo de este estudio, son más realistas que los de Tatsumi et al. (2008a).
Aunque la diferencia anteriormente resulta en la diferencia en la cantidad de anfíboles (app 20% vs 36% en rocas pobres y ricas en agua, respectivamente), la Vp calculado es más bien constante a 6,5 km / s aproximadamente. Modelado petrológico por Tatsumi et al. (2008a) asumió 10% fusión parcial de una composición basáltica para la producción de magma félsico que se mezcla con el magma basáltico para formar la corteza media IBM con una composición intermedia, y sugirió, en base a este régimen de fusión, que la restita después de la extracción de 10% masa fundida felsica puede ser una litología probable para la característica manto bajo “Vuppermost” inmediatamente por debajo del Moho (Fig. 2). Los presentes experimentos, por otro lado, sugieren 6% fusión parcial para la producción de un magma félsico. Tal como se recoge en la Tabla 5, sin embargo, la composición restita basado en los resultados experimentales es muy similar a la de Tatsumi et al. (2008a), lo que sugiere que el mecanismo propuesto por Tatsumi et al. (2008a), incluyendo la transformación de un componente de la corteza terrestre (es decir restita) a través del Moho transparente y permeable, aún podría ser válido para la interpretación de la estructura de la corteza y el manto característico de IBM.
CONCLUSIONES
Se acepta en general que la tendencia calco alcalino puede ser reproducida por la diferenciación cristalización de un magma de basalto hidratado (por ejemplo, Sisson y Grove, 1993; Kawamoto, 1996;. Grove et al, 2003; Pichavant y Macdonald, 2007; Hamada y Fujii, 2008). Nuestros resultados experimentales confirman que un magma basáltico parental 2,5% en peso de H2O se diferencia para producir líquidos calco-alcalinos. Sin embargo, dudamos de generalizar este mecanismo como el proceso único de la génesis de las andesitas calco-alcalinas IBM, ya que las temperaturas del magma andesítico naturales tienden a ser más altos que los del calco alcalino LLD obtenido experimentalmente. En cambio, producción de un fundido félsico a causa de fusión parcial de anhídrido (0.5% wt) basaltico anfibólico corteza o por cristalización diferencial de una magma similarmente basáltico, y su mezcla con magma basáltica, puede causar la tendencia de calco- alcalina del IBM rocas plutónicas o volcánicas y el desequilibrio petrográfico observado en los características de rocas volcánicas calco-alcalina. El Vp calculado para un magma solidificado inferido mixto es consistente con el valor observado para la característica corteza media IBM. Además, el restita después separación de una masa fundida felsica tiene una composición similar a la propuesta por Tatsumi et al. (2008a) y exhibe Vp valores similares a la de bajo-V del manto superior por debajo de la IBM. Puede ser tanto especulado que una corteza de arco juvenil con una composición basáltica podría convertirse en una corteza madura más diferenciada a través de la transformación de restitas máficas de la corteza del manto superior a través de un Moho químicamente transparente y permeable.
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