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Abstrad
Las composiciones de elementos principales, elementos traza e isotópicas de aproximadamente 1200 basaltos (<53% en peso de SiO 2) de arcos de islas intraoceánicos se han compilado para evaluar la naturaleza y las posibles fuentes de basaltos de arco isleño primitivos (IAB). Las características químicas de la IAB se examinan con referencia a las de los basaltos de cresta del océano medio (MORB) y los basaltos oceánicos intraplaca (IPB). Las composiciones de elementos principales de [Mg / (Mg + Fe 2)> 65] IAB y MORB son similares, pero difieren significativamente de las IPB. En general, IAB no tiene mayor A1203, menor TiO 2 o falta de enriquecimiento de Fe en comparación con el MORB primitivo, pero muchos sí tienen mayores contenidos de K20. Las diferencias en los contenidos de elementos mayores y menores entre IAB más evolucionado y MORB resultan del predominio de la plagioclasa + fraccionamiento de cristales de olivino en magmas MORB frente a fraccionamiento controlado de clinopiroxeno + olivino en suites IAB. Esta diferencia en la historia de cristalización puede estar relacionada con la mayor PH20 o mayor profundidad de cristalización de los magmas IAB en comparación con los inferidos para MORB. Los IAB están característicamente enriquecidos en elementos de ion-litófilo grande (LIL) y se agotan en iones de alta intensidad de campo (por ejemplo, Zr, Nb y Hf) en relación con el MORB normal (tipo N) y el IPB. El enriquecimiento de algunos elementos LIL (p. Ej., St, Rb, Ba y Pb) en relación con los elementos de tierras raras en IAB es difícil de explicar por simple fusión parcial solo y sugiere una petrogénesis de múltiples etapas que involucra un componente enriquecido con LIL. La baja abundancia de iones de alta intensidad de campo en IAB evolucionada se puede explicar en términos de cristalización fraccionada, pero la causa de las abundancias consistentemente bajas en IAB primitiva sigue siendo problemática. Las lavas de arco de islas contienen mayores concentraciones de compuestos volátiles y tienen mayores relaciones de CO: / H20 y C1 / F que MORB o IPB, lo que sugiere la participación de un componente volátil derivado de la losa. Sin embargo, esto no concuerda con los datos de 3He / 4He que indican que solo los volcanes cercanos a las zanjas se han visto significativamente afectados por la deshidratación de la corteza oceánica. Los datos isotópicos de Sr, Nd, Pb y O, junto con los datos del elemento traza, indican claramente que IAB se derivan de fuentes de manto heterogéneas y con LIL más similares a las que dan lugar a MORB enriquecido (E tipo).
El marcado cambio hacia una mayor 87Sr / 86Sr en IAB en comparación con lavas oceánicas con valores similares a 143Nd / 14'Nd no puede explicarse simplemente por la adición de Sr radiogénico de la losa. Los grados variables de contaminación de un componente sedimentario derivado de la corteza es consistente con los datos isotópicos y elementos traza. Sin embargo, la falta de correlación entre las relaciones LIL / REE y las relaciones isotópicas más radiogénicas sugiere que este proceso de enriquecimiento / contaminación es complejo. Un método petrogenético de múltiples etapas que involucra corteza oceánica subducida (± sedimentos), deshidratación / transferencia volátil y fusión parcial del manto metasomatizado debajo de arcos de islas se considera el método más razonable, aunque menos restringido, para generar una variedad de IAB primitiva.
INTRODUCCIÓN
Los basaltos representan una parte importante de las rocas ígneas generadas en la Tierra y, aparentemente, en cuerpos extraterrestres. Sus composiciones de elementos principales, elementos
traza e isotópicas pueden proporcionarnos mucha información sobre la naturaleza y la historia de sus fuentes, siempre que podamos descifrar los procesos físicos y químicos involucrados durante la evolución magmática (es decir, fusión parcial, fraccionamiento, mezcla, contaminación). Para facilitar la comprensión de los procesos involucrados en la generación de basalto y las características de sus fuentes, es instructivo examinar la variabilidad química de un gran número de muestras de ambientes tectónicos específicos. En general, los basaltos en erupción en diferentes regímenes tectónicos tienen características químicas particulares que sirven para distinguirlos entre sí (por ejemplo, Pearce y Cann, 1973; RCO Gill, 1979; Pearce y Norry, 1979; Wood et al., 1979a; Bence et al., 1980a) así como diferencias menores, pero significativas, entre basaltos de una sola provincia tectónica como el Atlántico Norte (por ejemplo, Schilling, 1975; Flower y Robinson, 1979; Tarney et al., 1979; Wood et al. , 1979b).
La asociación de basalto - andesita - dacita - riolita de las suites orogénicas ocupa el segundo lugar en importancia volumétrica solo a los basaltos de cresta en el océano medio (MORB) en el entorno volcánico terrestre. Las lavas orogénicas se pueden dividir en aquellas que se producen en arcos de islas y las de los márgenes continentales. La distinción entre los dos grupos no está del todo clara, dado que muchas de sus características químicas se superponen y que algunos arcos están situados en regiones que tienen una estructura de corteza cuasi continental (por ejemplo, Japón y Nueva Zelanda). Parece, sin embargo, que muchas lavas hicieron erupción a través de la corteza continental gruesa (a menudo vieja) se ven afectadas por la contaminación de la corteza superior (por ejemplo, James et al., 1976; Briqueu y Lancelot, 1979), lo que altera sus características químicas primarias. Teniendo esto en cuenta, la discusión se limitará a aquellos basaltos de ambientes intraoceánicos o cuasi continentales donde la contaminación de la corteza es menos probable.
Este artículo examina las variaciones de elementos mayores, menores y trazas (cuando estén disponibles) en los basaltos de arco de isla (<53% SiO2) e ilustra algunas de las regularidades químicas que existen a pesar de su amplia distribución espacial y las diferencias en la química de elementos principales.. Los datos (~ 1200 análisis) se tomaron de la literatura y de nuestro propio trabajo no publicado (principalmente de Papua Nueva Guinea, las Antillas Menores, las Aleutianas). Las principales contribuciones a la base de datos provienen de las Antillas Menores (36% del total), Japón - Kuriles (15%), Papua Nueva Guinea (13%), Nuevas Hébridas (8%), Aleutianas (7%) e Indonesia ( 7%).
una lista de la cantidad de análisis y fuentes de datos para cada arco de la isla está disponible de los autores. Bence et al. (1979, 1980b) examinaron la química del elemento mayor y menor de los basaltos cristalinos MORB y los vidrios basálticos y revisaron datos similares para los basaltos intraplato. Las variaciones de elementos traza en MORB también se han discutido en numerosas publicaciones (por ejemplo, Kay y Hubbard, 1978; Flower y Robinson, 1979; Sun y otros, 1979; Tarney y otros, 1979; Wood y otros, 1979b, c) ). Este documento se basa en gran medida en estas publicaciones para la comparación de la química de elementos principales, menores y traza de IAB con MORB.
La obvia relación espacial entre el magmatismo del arco de islas y la subducción de las placas oceánicas sugiere un vínculo genético entre los dos. Hasta la fecha, sin embargo, los efectos físicos y químicos de la losa subducida sobre las características geoquímicas de los magmas de arco son enigmáticos. En los entornos de arco intraoceánico hay al menos tres fuentes potenciales diferentes que pueden estar involucradas en la generación de basaltos de arco isleño: (1) corteza oceánica subducida, con o sin el sedimento atrapado entre los flujos de basalto o que se encuentra en la parte superior de la corteza ; (2) material del manto en la cuña por encima de la losa subducida; (3) el
Por lo tanto, aunque creemos que se pueden identificar magmas relativamente primitivos en los arcos de islas, la mayoría de IAB ha sufrido fraccionamiento. En las siguientes secciones argumentamos que los efectos de tal fraccionamiento pueden explicarse y que el uso de una gran base de datos de todos los basaltos proporciona información significativa sobre las características distintivas de los magmas islandarc y sus fuentes. Las composiciones de IAB que se cree que son el basalto parental más primitivo de seis arcos insulares se presentan en la Tabla I. También se muestran con fines comparativos los MORB primitivos y los IPB. Aparte de las diferencias en el contenido de álcali, las composiciones de los elementos principales son sorprendentemente similares para las MORB e IAB más primitivas. El magma parental estimado para IPB de Hawai es, sin embargo, significativamente diferente. La convergencia de las composiciones primitivas de elementos principales de IAB y MORB sugiere que las fuentes de estos magmas pueden de hecho ser similares.
CARACTERÍSTICAS DE ELEMENTOS PRINCIPALES.
La comparación de la geoquímica de elementos principales de IAB con basaltos de otros regímenes tectónicos es significativa solo si los efectos de la cristalización fraccionada se evalúan adecuadamente. Aunque estos efectos son generalmente conocidos (por ejemplo, Wilcox, 1979), se complican por las diferencias en las condiciones físicas de cristalización y la composición inicial del magma parental. Las variaciones en la química basáltica a menudo se examinan con respecto al número de MgO o Mg, ya que los valores decrecientes reflejan el fraccionamiento de las fases ferromagnesias de liquidus o de liquidliquidus (Bowen, 1928). La variación química encontrada, por ejemplo en vidrios MORB, corresponde a una línea de descenso de líquido que involucra olivina (- + espinela) y olivina + plagioclasa (Bender et al., 1978; Bence et al., 1979) y en algunos casos , plagioclasa + clinopiroxeno (Walker et al., 1979). La MORB cristalina, sin embargo, presenta una variación química mucho mayor que la de los vidrios debido a los efectos de la acumulación de cristales, pero en general refleja una línea de descenso de líquido similar. En general, los vidrios IAB son infrecuentes y los basaltos cristalinos tienen contenidos de fenocristales más altos que los MORB cristalinos. Por lo tanto, los efectos de la acumulación en su química pueden ser más marcados y las variaciones con respecto al contenido de Mg más erráticas.
Los criterios para reconocer la acumulación de cristales no están bien establecidos (Clarke y O'Hara, 1979), por lo que estos efectos son difíciles de evaluar. Por lo tanto, incluimos en la presentación de diagramas de variación de IAB, campos de vidrios MORB y basaltos cristalinos (Bence et al., 1979) y en algunos casos IPB cristalinos (Bence et al., 1980a), para ayudar a comparar las posibles historias petrogenéticas. de estos diferentes basaltos. La mayoría de IAB tienen contenidos de TiO2 de menos de 1.2% en peso, lo que aumenta ligeramente con la disminución de MgO (Fig. 1A). IAB y MORB con números de Mg ~ 70 tienen concentraciones de TiO2 comparables (0,4-1,2% en peso), pero IPB tiene contenidos claramente más altos (1,5-2,5% en peso) (Fig. 1B).
Las pequeñas diferencias en TiO2 en IAB y MORB primitivos pueden reflejar diferencias en los grados de fusión parcial (10--30%) de fuentes similares. Sin embargo, el enriquecimiento de Ti de 6 veces en MORB no puede explicarse solo por la cristalización fraccionada, por lo tanto, se implican múltiples fuentes con TiO2 de bajo a moderado para MORB (Hanson y Langmuir, 1978; Bence et al., 1979). El mayor enriquecimiento de TiO2 en IPB en comparación con IAB y MORB también debe reflejar diferencias inherentes en los contenidos de Ti de las fuentes de IPB (Bence et
al., 1980a). El aumento de Ti con la disminución de MgO en los vidrios MORB es consistente con el fraccionamiento olivino + plagioclasa - + clinopiroxeno. La tendencia consistentemente baja de titanio en IAB es compatible con una petrogénesis que involucra una fase que contiene Ti (por ejemplo, flogopita, anfíbol, Fe - Tióxido) como fase líquida o casi líquida.
IAB tiene una amplia gama de contenidos A1203 (13--18% en peso) y se superpone con los campos definidos por los vidrios MORB y MORB cristalino en un diagrama A12Oa - MgO (Fig. 2). La mayoría de los MORB con un contenido de A1203 es superior al 18% en peso. El% muestra los efectos de la acumulación de plagioclasa, mientras que la IAB con alto contenido de MgO muestra poco o ningún efecto de la acumulación de plagioclasa. El campo definido por los vidrios MORB (15--18% en peso) se solapa con el campo IAB en contenidos altos de MgO, pero los campos divergen en contenidos más bajos de MgO (Fig. 2). Esta disminución de A1203 con MgO en MORB nuevamente refleja un fuerte control de plagioclasa + olivina (- + clinopiroxeno); mientras que la tendencia opuesta en IAB sugiere una falta de fraccionamiento controlado plagioclasa. En comparación con IAB, IPB contiene menos A1203 en MgO comparable pero muestra un enriquecimiento similar de A1203 con MgO en disminución (Fig. 2). Las concentraciones inicialmente bajas en IPB pueden reflejar diferencias de fuente o la presencia de una fase aluminosa residual (es decir, granate o espinela) después de la fusión parcial (Bence et al., 1980a). La tendencia A1203 similar de IPB también defiende la ausencia de fraccionamiento plagioclasa. Por lo tanto, aunque los contenidos generales de A1203 de IAB se parecen a MORB, su historia petrogenética posterior se parece más a IPB. Las generalizaciones que han enfatizado los altos contenidos de alúmina primaria de IAB como una característica distintiva de OFB no son válidas y reflejan únicamente las consecuencias del fraccionamiento plagioclasa ausente. Las concentraciones de hierro total (como FeO) en el rango de IAB de ~ 6 a 15% en peso. %, similar al de MORB cristalino pero consistentemente más bajo que en IPB (Fig. 3). Los IAB parentales tienen contenidos de FeO (~ 8 - 10% en peso) equivalentes a los observados en los vidrios MORB primitivos. FeO varía inversamente con MgO en vidrios MORB pero es extremadamente variable en MORB cristalino e IAB. Hay un aumento general en FeO / MgO con el aumento de SiO2 en IAB; una característica que supuestamente no es característica de las lavas de arco de islas en general.
De hecho, la mayoría de las parcelas de IAB en el campo toleítico definido por Miyashiro (1974) en un diagrama SiO2 - FeO / MgO. Las tendencias de enriquecimiento de Fe, características de la MORB toleítica y la IPB, también se observan en la IAB (Fig. 4). Es importante tener en cuenta que hay un ligero aumento en los álcalis totales con el aumento de FeO en IAB y MORB cristalino y que la tendencia de FeO / MgO constante con enriquecimiento alcalino no se desarrolla hasta que se forman rocas más diferenciadas. El MgO en IAB varía de ~ 23% en peso a menos de 2% en peso, con una mayoría de muestras entre 3 y 13% en peso. Pocos MORB contienen <5% en peso de MgO, mientras que muchos IAB tienen MgO <5% en peso. %. Dado que los padres MORB e IAB tienen contenidos comparables de FeO y MgO; El cambio general hacia números de Mg más bajos en IAB puede ser una consecuencia de la dominación de las fases de ferromagnesio de fraccionamiento en magmas de arco de isla en comparación con el fraccionamiento de cristales dominado por plagioclasa en MORB. La abundancia de álcalis en IAB es extremadamente variable. IAB ha sido clasificada clas236 como tholeiitic, calc-alkalic y alkalic según lo definido por sus valores de K20 o (Na20 + K20). Aunque la clasificación de IAB en asociaciones de roca artificial a menudo carece de significado (Arculus y Johnson, 1978; Johnson et al., 1978), ilustra la amplia gama de alcalinidad de IAB. Sin embargo, la diferencia de elementos principales más significativa entre IAB y MORB es el contenido extremadamente bajo de K20 en MORB. Las MORB tienen concentraciones de K2 O menores que 1% en peso con muchas muestras que tienen menos de 0.25% en peso. %, mientras que el rango de IAB de ~ 0.25 wt. % a mayor que 8 wt. % con una
diferenciados ( JB Gill, 1978). Sin embargo, tenga en cuenta que la Kd para V entre la magnetita y la masa fundida depende en gran medida del fO2 del equilibrio (LindstrSm, 1976). Las relaciones de elementos ferromagnesianos parecen reflejar diferentes historias de cristalización en MORB, IPB y IAB y posiblemente las diferencias de fo2 que prevalecen durante la cristalización.
Los elementos LIL y los elementos de tierras raras (REE) son extremadamente variables en los basaltos de arco de isla. En general, existen: (1) correlaciones positivas entre la alcalinidad, la abundancia de LIL y REE en diferentes suites de roca; y {2) correlaciones negativas entre el contenido de MgO, LIL y REE dentro de las suites de rock individuales. La última tendencia se explica fácilmente por el enriquecimiento de los elementos incompatibles durante la cristalización fraccionada. Sr es una excepción importante a las generalizaciones anteriores, ya que varía considerablemente entre suites y puede que no varíe regularmente dentro de una suite (J.B. Gill, 1978). Las abundancias absolutas de elementos LIL tales como Ba, Rb, Sr, Cs y Pb son comúnmente mayores en IAB que en MORB normal (Ntype). En la mayoría de los arcos, un enriquecimiento de estos elementos imita al de K ~ O. Cabe destacar que las MORB de las regiones de "pluma" (tipo E) y las cuencas marginales tienen abundancias de K, Ba, St, Cs y Rb que se superponen con las de ciertas IAB de bajo K {J.B. Gill, 1976; Hawkins, 1976; Tarney et al., 1977; Johnson y Arculus, 1978; Lordkipanidze et al., 1979; Saunders y Tarney, 1979; Sun et al., 1979; Weaver et al., 1979; Taylor et al., 1980). Los rangos de Rb / Sr (0.01-0.05) y K / Rb (240-1100) en IAB, también se superponen con los de MORB e IPB en cada extremo {Sun et al., 1979; Chow et al., 1980). La mayoría de los MORB (tipo N) tienen K / Rb y K / Ba claramente más altos que en IAB debido a las bajas concentraciones de Rb y Ba en MORB (ver Fig. 11, p. 242).
Los patrones de REE normalizados de condrita de la IAB varían desde relativamente plano (La] Ybch - ~ 1, en bajas a base de K a REE enriquecido con luz (Lach - ~ 20--100, Ybch - ~ 6--30) en basaltos con moderada a un alto K. El IAB más alcalino generalmente muestra el mayor fraccionamiento de REE ligero y pesado, y rara vez muestra un ligero agotamiento de REE pesado (p. ej., Granada, Arculus, 1976; Tierras Altas de Papua Nueva Guinea, Mackenzie, 1976). El tipo MORB tiene distintos agotamientos de luz REE (La / Smch = 0.4--0.7) mientras que el tipo E MORB muestra importantes enriquecimientos de luz REE (La] Smch - ~ 1--4.8) para tener patrones REE que no se distinguen de muchos IAB e IPB. Aunque los cationes grandes y REE en basaltos de estos tres ajustes tectónicos pueden tener valores comparables, hay un enriquecimiento de Ba, Rb, Cs, Pb, K y U en relación con REE en IAB que distingue estas lavas de MORB y IPB (Kay, 1977; Sun, 1979). Los diagramas de condrita Ba / La normalizados (= Ba / Lath) y Pb / Lach contra La / Smch muestran claramente esta característica (Fig. 9). N-type MORB wit Los patrones de luz-REE agotados tienen Ba / Lach <1.5. Esta relación aumenta a un máximo de 2 al aumentar el fraccionamiento de BEE ligero, característica de MORB tipo E y IPB alcalino. En contraste, las relaciones Ba / Lach de IAB con patrones BEE relativamente planos son generalmente> 2 y pueden ser tan grandes como 10. A medida que el fraccionamiento REE aumenta en IAB más alcalino, hay una disminución gradual en Ba / Lach hasta un punto donde el campo IAB Se superpone al campo oceánico. Unos pocos basaltos de arco La / Sm de bajo K que están asociados tectónicamente con las cuencas marginales de arco posterior (por ejemplo, las islas Witu, Johnson y Arculus, 1978; Bransfield St., Weaver et al., 1979) trazan en el campo oceánico. A la inversa, algunas muestras de las cuencas marginales se encuentran dentro del campo del arco (ver Fig.9). Una gráfica de TiO2 vs. Ba / Lach (Fig. 10) discrimina claramente IAB de MORB e IPB que Fig. 9 no hace.
Los oligoelementos Y, Tb, Zr, Hf, Nb, Ta y Th tienen una alta relación carga / radio iónico y, por consiguiente, tienden a ser incompatibles con respecto a los minerales comunes de basalto y
peridotita. Este grupo de elementos traza está agotado de manera característica en IAB en relación con IPB y muchos MORB. La baja abundancia de estos 241 elementos muestra solo una ligera variación entre los diferentes tipos de IAB y no se correlaciona con otros elementos incompatibles (LIL) como lo hacen en MORB y IPB. Nb vs. Ba (Fig. 11) ilustra este punto y sugiere que diferentes proporciones de Nb / Ba reflejan composiciones de fuentes heterogéneas. El fraccionamiento de cristales o la fusión parcial de una fuente común no puede generar diferencias tan grandes en relaciones de elementos incompatibles. Las concentraciones de Ti, Zr, Y, Nb, Ta, Hf y Th se han utilizado con éxito para discriminar rocas basálticas de diferentes configuraciones tectónicas (Pearce y Norry, 1979; Wood et al., 1979c). Estos autores han comparado las abundancias de los elementos anteriores en basaltos de una variedad de regiones y llegaron a la conclusión de que: (1) la mayoría de IAB tienen abundancias absolutas más bajas de Ti, Zr, Nb y Ta que todos los tipos de MORB y IPB (que tienen la mayor abundancia) ); y (2) IAB tiene las relaciones Nb / Zr, Ti / Y, Zr / Y, Ta / Hf más bajas, mientras que IPB tiene la más alta. Un ejemplo de la variación Ti - Y en IAB, MORB e IPB se muestra en la Fig. 12. Jordan y Treuil (1977) y Wood et al. (1979a) hicieron hincapié en la naturaleza transitoria de MORB y IPB con respecto a estos elementos y mencionaron que algunos basaltos de arco posterior pueden tener fuentes con afinidades de arco de isla. Un punto similar se mencionó anteriormente con respecto a la abundancia de elementos LIL.
Las variaciones intra-suite en los contenidos de Ti, Zr, Y y Nb de IAB se pueden interpretar en términos de cristalización fraccionada. Pearce y Norry (1979) han demostrado de manera convincente que la variabilidad observada de estos elementos en suites de arco de isla básico a intermedio-intermedio corresponde a las tendencias de fraccionamiento controladas por la eliminación de plagioclasa - olivina - clinopiroxeno + - magnetita, aproximadamente en las proporciones 5 : 3: 2. Cabe destacar que se predecirían vías de fraccionamiento similares para los magmas parentales si solo olivina - clinopiroxeno + magnetita fueran las fases de fraccionamiento, ya que olivina y plagioclasa tienen coeficientes de distribución similares y bajos para todos los elementos en cuestión. Esto estaría más de acuerdo con nuestras conclusiones basadas en variaciones de elementos principales. En un diagrama de variación de Ti-Y (Fig. 12), los modelos de fraccionamiento calculados exhiben aumentos en Ti e Y, pero Ti se controlará principalmente por el porcentaje (y composición) de cristalización de magnetita de un magma. El contenido de Ti debería disminuir rápidamente cuando se elimina tan solo el 5% de titanomagnetita. El fraccionamiento de anfíboles también servirá para disminuir el Ti en los líquidos residuales, pero también puede disminuir Y. Esta tendencia no es prominente en las suites de basalto de la mayoría de los arcos de islas, pero sí en algunas suites IAB alcalinas (por ejemplo, Granada; Arculus, 1976) donde el anfíbol y Las magnetitas son importantes fases de fraccionamiento.
CONCENTRACIONES VOLÁTILES.
Se han estudiado los bordes vítreos de MORB, basaltos submarinos de Hawai (IPB) y basaltos de almohadas del arco y el canal de las Marianas para determinar la distribución de sustancias volátiles en los magmas parentales (Delaney et al., 1978; Garcia et al., 1979; Muenow et al. al., 1979). Aunque el número analizado hasta ahora es pequeño, los resultados sugieren que las lavas de arco tienen contenidos volátiles relativamente bajos (<2.5% total con H20 <1.5, S <0.01, CO2 <0.44, F <0.34 y C1 <0.24% en peso). Sin embargo, con la excepción de S, estos valores y las relaciones CO2 / H20 son significativamente mayores que los medidos en muestras MORB o hawaianas. Como se podría esperar de los otros datos presentados aquí, los basaltos de arco posterior tienen
pero significativas. Las mayores concentraciones de elementos K y LIL en IAB en comparación con MORB no pueden ser simplemente el resultado de grados más pequeños de fusión parcial de fuentes idénticas. Tales procesos también enriquecerían los iones de alta intensidad de campo en IAB en relación con MORB, un resultado que no se observa. Debemos concluir, por lo tanto, que aunque las fuentes de IAB y MORB son muy similares, no son idénticas. De manera similar, el alto contenido de TiO2, -FeO y el bajo A1203 de IPB en comparación con el IAB defienden una química de fuente o mineralogía residual significativamente diferente. Las diferencias en las tendencias compositivas de elementos principales de IAB y MORB evolucionados no pueden explicarse apelando a diferentes fuentes, pero parecen reflejar variaciones en las historias de cristalización. Se sugiere considerar las tendencias químicas de A1203, CaO / A1203 y los álcalis en los que el fraccionamiento de plagioclasa está inicialmente ausente o es muy pequeño en la IAB. Esta sugerencia contrasta fuertemente con la línea de descenso del líquido propuesta para OFB en la que la plagioclasa es una fase importante del líquido. Los experimentos en un basalto FAMOSO (presión de 0 a 10.5 kbar, condiciones anhidras) obtienen olivina y plagioclasa como fases liquidus (Bender et al., 1978) y agregan apoyo al argumento. El clinopiroxeno se convierte en una fase de fraccionamiento significativa solo en una MORB más evolucionada, o por encima de 10.5 kbar, donde reemplaza el olivino como una fase liquida (Kushiro, 1973; Bender et al., 1978; Walker et al., 1979), o cuando la mezcla de magma se produce en abierto - cámaras de magma del sistema (Dungan y Rhodes, 1978; Walker et al., 1979). El efecto del fraccionamiento de clinopiroxeno disminuye la relación CaO / A12 O3 y los números de Mg (Fig. 6). Sin embargo, las relaciones de fase líquida del basalto en condiciones hidratadas muestran que la plagioclasa no es una fase líquida y que la fase importante es el clinopiroxeno, el olivino y la magnetita (por ejemplo, Holloway y Burnham, 1972). El modelado por mínimos cuadrados de tendencias de elementos principales en una serie de suites individuales de IAB (por ejemplo, New Hebrides, New Britain, Aleutians) indica que clinopyroxene + olivine + spinel son las principales fases de fraccionamiento y que la plagioclasa está notablemente ausente (Gorton, 1977; Johnson y Arculus, 1978; Perfit, 1978). Las tendencias calculadas para algunos de estos modelos (Fig. 6) son diferentes de las rutas de fraccionamiento MORB calculadas por Bence et al. (1979). El control cotéctico clinopyroxene + olivine (+ spinel) en IAB está de acuerdo con otras variaciones de elementos mayores y de elementos traza que se analizaron anteriormente. Por lo tanto, sugerimos que la disminución de la relación CaO / Al2 03 con la disminución de los números de Mg en IAB es una consecuencia de la cristalización fraccionada dominada por clinopyroxene + olivine con una ausencia de plagioclasa. El fraccionamiento de cerca de liquido Fe - Ti-espinela también se enfatiza para minimizar el enriquecimiento de TiO2 en líquidos derivados. Esta secuencia de cristalización puede estar relacionada con el aumento del contenido de agua de IAB en relación con MORB. Las IAB primitivas tienen características de elementos mayores similares a MORB pero características isotópicas más similares a IPB que a MORB tipo N. Sin embargo, las características de los elementos traza difieren significativamente tanto de MORB como de IPB y no se explican adecuadamente mediante procesos de cristalización fraccionada, fusión parcial a diferentes grados de fuentes de manto homogéneas o variaciones en las proporciones de las fases del manto mayor. Por lo tanto, recurrimos al concepto de fuentes de manto heterogéneas para explicar la petrogénesis única de la IAB.
Existe una gran cantidad de datos geoquímicos e isotópicos que sugieren que el manto es heterogéneo, vertical y horizontalmente, en una escala regional (10–100 km) y pequeña (de milímetros a centímetros) (Frey y Green, 1974; White et al. ., 1976 1979; O'Nions et al., 1979; Sun, 1979; Tarney et al., 1979; Wood et al., 1979a, b, 1980; Zindler et al., 1979; Menzies and Murthy, 1980). La naturaleza geoquímica e isotópica exacta de esta heterogeneidad y los procesos que la
gobiernan son poco conocidos (por ejemplo, eventos metasomáticos). En consecuencia, los modelos petrogenéticos propuestos para la generación de IAB se basan en una serie de parámetros no evaluados y no son concluyentes. Revisamos brevemente, quizás, el más fuerte de estos modelos a la luz de las características geoquímicas e isotópicas de IAB. Wood et al. (1979a) y Saunders et ai. (1980) proponen un modelo en el que los IAB se generan a partir de un manto veteado con un componente enriquecido, pero variable, de la losa subducida. Wood et ai. (1979a) han utilizado una variación de este concepto para modelar el enriquecimiento progresivo observado en elementos LIL desde MORB de tipo N a E. El proceso de veteado que proponen (-1--5% venas) causaría un enriquecimiento en los elementos LIL (Y - Ta) más compatibles en relación con los elementos incompatibles (Ta - Cs). Se observa un aumento general en los elementos más compatibles en IAB bajo a K alto, sin embargo, existen anomalías notables en las abundancias elementales relativas en IAB en comparación con MORB (Fig. 14). La sobreabundancia de los cationes LIL (Cs, Rb, Ba, K, Sr) y el agotamiento de los iones de intensidad de campo alto (Th, Nb, Hf, Ti, Zr, Y) en IAB en relación con MORB es quizás la característica más distintiva. Las sobreabundancias de elementos LIL son explotables en principio por los modelos de enriquecimiento de múltiples etapas (Nicholls y Ringwood, 1973; Best, 1975; Thorpe et al., 1976; Johnson, 1977; Kay, 1977; Perfit, 1977; Dixon y Batiza, 1979 ; Sun, 1979; Whitford y Jezek, 1979; Saunders et al., 1980), sin embargo, el agotamiento de los iones de alta intensidad de campo sigue siendo problemático. Las proporciones de los componentes (corteza oceánica, manto empobrecido, sedimento) y, probablemente, los porcentajes de fusión, tendrían que variar para producir las variaciones en IAB que surgieron en los arcos (Kay, 1980). Este tipo de proceso cambiaría las composiciones de isótopos Sr, Nd y Pb en las fuentes MORB hacia las medidas en IAB. Sin embargo, también predice que IAB con la más alta Ba / La y las proporciones Pb / La deben tener la más alta STSr / S6Sr y la más baja J43Nd / 144Nd y esto claramente no es la facilidad en muchos arcos de islas. Además, si los sedimentos desempeñan un papel importante en la IAB magma génesis, esperaríamos que la composición química de IAB de diferentes áreas exhibiera características influenciadas por los componentes sedimentarios particulares subducidos. En la actualidad, sabemos poco sobre el comportamiento de los sedimentos y los cambios de fase que pueden ocurrir a lo largo de la interfaz slab-znantle. Wood et al. (1979a) y Saunders et al. (1980) requieren la presencia de una fase de Ti residual en la corteza y el manto submarinos subducidos para controlar el agotamiento de esos elementos. Se ha demostrado que el esfeno y / o el rutilo son estables a presiones de hasta 20 kbar en basalto toleiítico hidratado (Hellman y Green, 1979), pero esto no se puede extrapolar a composiciones de peridotita o presiones más altas donde se presume que se produce fusión. El fraccionamiento del esfeno del IAB primitivo puede explicar el agotamiento de los iones de alta intensidad de campo, pero no se considera probable debido a los efectos profundos que esto tendría en los patrones de REE. Una característica inherente del modelo de múltiples etapas es la liberación de compuestos volátiles a través de la deshidratación o la fusión parcial de la losa. El transporte volátil-LIL puede ser un proceso significativo para enriquecer meta- máticamente el manto debajo de los arcos sin influir en las concentraciones de iones de alta intensidad de campo. La estabilización de una fase (o fases) que contienen Ti - Zr - Nb en la cuña del manto debido al aumento de pH ~ O o PO ~ (Saunders et al., 1980) es interesante, pero debe ser verificada. Tenga en cuenta, sin embargo, que la evidencia de las proporciones isotópicas de He no está de acuerdo con una contribución volátil derivada de la losa. Hay muchas preguntas que quedan sin respuesta sobre la petrogénesis de la IAB. Creemos que una firma general geoquímica e isotópica distingue el IAB de los basaltos generados en otros entornos tectónicos. El significado de esta firma, sin embargo, no es inequívoco y requiere información geoquímica y experimental adicional con respecto a las heterogeneidades del manto y los procesos de múltiples etapas de la generación de magma IAB.
