Basaltos das ilhas oceânicas

Basaltos de ilha oceânica (em inglês, Ocean Island Basalts, OIBs) são um tipo de basalto eruptado dentro dos oceanos, principalmente em regiões intraplaca. O vulcanismo de OIBs contrasta com os outros principais tipos de vulcanismo nas bacias oceânicas que ocorrem junto ao limite de placas tectônicas: basaltos de cadeia meso-oceânica (em inglês, Mid-Ocean Ridge Basalts, MORBs), eruptados em limites de placas divergentes; e vulcanismo de zonas de arco ou subducção, onde lavas são formadas em associação com subducção nos limites de placas convergentes. OIBs são eruptados, geralmente, em hotspots vulcânicos, que correspondem à localização na superfície de plumas mantélicas ascendentes.

Geoquímica de OIB's

A geoquímica dos basaltos das ilhas oceânicas é útil para estudar as estruturas química e física do manto terrestre. Acredita-se que algumas plumas do manto, que alimentam as lavas de vulcanismo de hotspots, se originam na profundidade do limite núcleo-manto (~ 2900 km). A composição dos basaltos das ilhas oceânicas em hotspots fornece uma janela para a composição dos domínios do manto no conduto da pluma que derreteu para produzir os basaltos, fornecendo assim pistas de como e quando diferentes reservatórios no manto se formaram.

Os primeiros modelos conceituais para a estrutura geoquímica do manto argumentavam que ele era dividido em dois reservatórios: mantos superior e inferior. O manto superior foi considerado geoquimicamente esgotado, devido à extração de melt que formou os continentes. O manto inferior era considerado homogêneo e “primitivo” – primitivo, neste caso, refere-se ao material silicatado que não foi modificado por extração de melt ou misturados com materiais subductados, desde a acresção e formação do núcleo da Terra. A tomografia sísmica mostrou placas subduzidas passando pelo manto superior e entrando no manto inferior, o que indica que o manto inferior não pode ser isolado. Além disso, a heterogeneidade isotópica observada em basaltos de ilhas oceânicas derivados da pluma argumenta contra um manto inferior homogêneo.

Isótopos radiogênicos pesados são uma ferramenta particularmente útil para estudar a composição das fontes mantélicas, já que as razões isotópicas não são sensíveis à fusão parcial do manto. Isso significa que, a proporção isotópica radiogênica pesada de um melt, que sobe e se torna uma rocha vulcânica na superfície terrestre, reflete a proporção isotópica da fonte do manto no momento da fusão parcial. Os sistemas de isótopos radiogênicos pesados mais bem estudados em basaltos de ilhas oceânicas são: 87Sr/86Sr; 143Nd/144Nd; 206Pb/204Pb; 207Pb/204Pb; 208Pb/204Pb; 176Hf/177Hf e; mais recentemente, 187Os/188Os. Em cada um desses sistemas, um isótopo pai radioativo com meia-vida longa decai para um isótopo filho radiogênico. Mudanças na razão pai/filho por, por exemplo, fusão parcial do manto, resultam em mudanças nas razões isotópicas radiogênicas. Assim, esses sistemas isotópicos radiogênicos são sensíveis ao timing e ao grau da razão pai/filho fracionada, que então informa o processo responsável por gerar heterogeneidade isotópica radiogênica observada em basaltos de ilhas oceânicas. Na geoquímica do manto, qualquer composição com 87Sr/86Sr relativamente baixo e 143Nd/144Nd e 176Hf/177Hf elevados, é referida como "esgotada geoquimicamente". Alto 87Sr/86Sr e baixo 143Nd/144Nd e 176Hf/177Hf, é referido como "enriquecido geoquimicamente". Razões isotópicas relativamente baixas de Pb em rochas derivadas do manto são descritas como não radiogênicas; proporções relativamente altas são descritas como radiogênicas.

Esses sistemas isotópicos forneceram evidências de um manto inferior heterogêneo. Existem vários “domínios de manto”, ou membros finais distintos que aparecem no registro de basalto das ilhas oceânicas. Quando plotados em um espaço multi-isótopo, os basaltos das ilhas oceânicas tendem a formar matrizes que vão de uma composição central a um membro final, com uma composição extrema. O Manto Depletado (DM) é um membro final e é definido por baixo 87Sr/86Sr; 206Pb/204Pb; 207Pb/204Pb; 208Pb/204Pb; e alto 143Nd/144Nd e 176Hf/177Hf. O DM é, portanto, depletado geoquimicamente e relativamente não radiogênico. As dorsais meso-oceânicas amostram passivamente o manto superior e os MORBs são tipicamente empobrecidos geoquimicamente e, portanto, é amplamente aceito que o manto superior seja composto principalmente de manto empobrecido. Assim, o termo Manto MORB Depletado (DMM) é frequentemente usado para descrever o manto superior que origina o vulcanismo da dorsal meso-oceânica. Basaltos de ilhas oceânicas também amostram domínios de manto empobrecidos geoquimicamente. Na verdade, a maioria dos basaltos de ilhas oceânicas estão geoquimicamente esgotados e menos de 10% dos basaltos de ilhas oceânicas têm lavas que se estendem a composições geoquimicamente enriquecidas.

Existem dois domínios geoquimicamente enriquecidos, denominados Manto Enriquecido I (EMI) e Manto Enriquecido II (EMII). Embora amplamente semelhantes, existem algumas distinções importantes entre eles. EMI tem 206Pb/204Pb não radiogênico, 87Sr/86Sr moderadamente alto e 143Nd/144Nd e 176Hf/177Hf mais baixos do que EMII. O Arquipélago de Tristão da Cunha representa as localidades-tipo de EMI. EMII é definido por 87Sr/86Sr mais alto do que EMI, e mais 143Nd/144Nd e 176Hf/177Hf em um determinado valor de 87Sr/86Sr e intermediário 206Pb/204Pb. Samoa e o Arquipélago da Sociedade são as localidades EMII arquetípicas.

Outro domínio de manto distinto é o manto HIMU. Na geoquímica de isótopos, a letra grega µ (ou mu) é usada para descrever o 238U/204Pb, de modo que ‘alto µ’ (abreviado HIMU) descreve uma alta razão 238U/204Pb. Com o tempo, conforme o 238U decai para 206Pb, os materiais HIMU da Terra se desenvolvem particularmente 206Pb/204Pb radiogênicos (altos). Se um material da Terra tem elevado 238U/204Pb (HIMU), então também terá elevado 235U/204Pb e, portanto, produzirá composições de Pb radiogênicas para ambos os sistemas isotópicos 206Pb/204Pb e 207Pb/204Pb (238U decai para 206Pb, 235U decai para 207Pb). Da mesma forma, os materiais terrestres com alto U/Pb também tendem a ter alto Th/Pb e, portanto, evoluem para ter alto 208Pb/204Pb (232Th decai para 208Pb). Basaltos de ilhas oceânicas com 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb e 208Pb/204Pb altamente radiogênicos são produtos dos domínios do manto HIMU. Santa Helena e várias ilhas no lineamento vulcânico Cook-Austral (por exemplo, Mangaia) são as localidades-tipo para basaltos de ilhas oceânicas HIMU.

O domínio final do manto discutido aqui é a composição comum que os basaltos das ilhas oceânicas tendem a seguir em multi-espaço isotópico radiogênico. Esta também é a fonte de manto mais prevalente em basaltos de ilhas oceânicas e tem 87Sr/86Sr, 143Nd/144Nd e 176Hf/177Hf intermediário a geoquimicamente esgotado, bem como o intermediário 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb e 208Pb/204Pb. Este domínio do manto central tem vários nomes, cada um com implicações ligeiramente diferentes. Manto Prevalente (PREMA) foi o primeiro termo cunhado por Zindler e Hart (1986) para descrever a composição mais comum amostrada por basaltos de ilhas oceânicas. Hart et al. (1992), mais tarde, denominou a localização da interseção das composições de basalto de ilhas oceânicas em multi-espaço isotópico radiogênico como Zona de Foco (FOZO). Farley et al. (1992), no mesmo ano, descreveram um alto componente 3He/4He – assinatura geoquímica primitiva – em plumas como Manto de Hélio Primitivo (PHEM). Finalmente, Hanan e Graham (1996) usaram o termo “C” – para componente comum – para descrever um componente de mistura comum em rochas derivadas do manto.

A presença de um domínio de manto particular em basaltos de ilhas oceânicas de dois hotspots, sinalizados por uma composição isotópica radiogênica particular, não indica necessariamente que plumas de manto com composições isotópicas semelhantes são provenientes do mesmo reservatório físico no manto profundo. Em vez disso, acredita-se que os domínios do manto com composições isotópicas radiogênicas semelhantes amostradas em locais de hotspots diferentes compartilhem histórias geológicas semelhantes. Por exemplo, acredita-se que os hotspots EMII de Samoa e da Sociedade tenham uma fonte de manto que contém a crosta continental superior reciclada, uma ideia que é apoiada por observações de isótopos estáveis, incluindo δ18O e δ7Li. As semelhanças isotópicas não implicam que Samoa e a Sociedade tenham a mesma fonte de manto físico, como evidenciado por seus arranjos ligeiramente distintos em multiespaço isotópico radiogênico. Assim, os pontos de acesso que são categorizados como "EMI", "EMII", "HIMU" ou "FOZO", podem ter amostras fisicamente distintas, mas composicionalmente semelhantes, porções do manto. Além disso, algumas cadeias de hotspots hospedam lavas com ampla gama de composições isotópicas, de modo que a fonte da pluma parece amostrar vários domínios que podem ser amostrados em momentos diferentes na evolução vulcânica de um hotspot.

Fontes do manto

Várias fontes existentes foram identificadas para a origem do magma basáltico de ilhas oceânicas no manto terrestre. Estas fontes são inferidas de diferenças nas proporções de isótopos radiogênicos que os magmas herdam de sua rocha-fonte. Sua definição é feita a partir de uma análise combinada dos isótopos de estrôncio (Sr), neodímio (Nd) e chumbo (Pb).

Fontes enriquecidas

EMI (Enriched Mantle I) – Manto Enriquecido I: manto provavelmente contaminado com material derivado de sedimentos pelágicos subductados. Uma explicação alternativa é que esta fonte deriva da litosfera subcontinental, que também pode sofrer da mesma contaminação.

EMII (Enriched Mantle II) – Manto Enriquecido II: manto provavelmente contaminado com material derivado da reciclagem de sedimentos terrígenos da crosta continental para o manto.

HIMU (high μ, μ = 238U/204Pb) – Alta relação U/Pb: manto provavelmente derivado da crosta oceânica subduzida que não foi homogeneizada com o resto do manto. A falta de homogeneização pode ser devido ao acúmulo de crosta oceânica subduzida em “megálitos” de grande escala na descontinuidade sísmica de 670km, ou próximo ao limite núcleo-manto.

Fontes esgotadas

PREMA (Prevalent Mantle) – Manto Prevalente: manto possivelmente formado pela mistura de todas as outras fontes do manto ou uma fonte formada no início da história da Terra.

DMM (Depleted Mantle) – Manto Depletado: parte do manto da qual o melt basáltico foi extraído em um ou mais eventos, por exemplo, em cadeias meso-oceânicas, hot spots ou arcos de ilha.

FOZO (FOcus ZOne) – Zona de Foco: fonte associada às plumas mantélicas profundas. É de composição intermediária entre DMM e HIMU. Contém alto teor de hélio-3 e foi proposto para ser o material da pluma que se eleva no limite núcleo-manto ou o material que se liga à pluma como uma folha, conforme ela sobe este limite.

Localização

Cadeias de ilhas e o número de ilhas associadas àquela cadeia entre parênteses: 1. Amsterdã-São Paulo (2); 2. Ascensão (1); 3. Austral-Cook (12); 4. Açores (10); 5. Balleny (2); 6. Bouvet (1); 7. Linha dos Camarões (5); 8. Ilhas Canárias (8); 9. Cabo Verde (10); 10. Caroline (10); 11. Cocos (1); 12. Comoros (5); 13. Crozet (4); 14. Desertas (3); 15. Desventuradas (3); 16. Monte Pascoal (1); 17. Fernando de Noronha (1); 18. Galápagos (23); 19. Cadeia de Gough (1); 20. Guadalupe (1); 21. Havaí (12); 22. Heard (1); 23. Islândia (4); 24. Jan Mayen (1); 25. Juan Fernandez (3); 26. Kerguelen (7); 27. Cadeia de ilhas da linha (1); 28. Macquarie (1); 29. Madeira (2); 30. Marion (1); 31. Marquesas (12); 32. Martin Vas (1); 33. Mascarene (1); 34. Ilhas Maurício (1); 35. McDonald (1); 36. Ilha de Peter (1); 37. Ilhas Pitcairn (6); 38. Príncipe Eduardo (1); 39. Reunião (1); 40. Revillagigedo (4); 41. Ilha Ross (1); 42. Samoa (4); 43. Selvagen (2); 44. Sociedade (10); 45. Santa Helena (1); 46. Svalbard (1); 47. Trinidade (1); 48. Tristão da Cunha (5); 49. Tuamotu (1). Retirado de Humphreys-Williams and Niu, 2009.

Dentre todas as ilhas oceânicas, podemos destacar: a cadeia Havaí-Imperador, Galápagos, Islândia, Reunião e Ascensão. A Ilha de Ascensão, localizada no Atlântico Sul e, Reunião, no Oceano Índico, são exemplos de granitoides colocados em ilhas oceânicas, sendo esta uma das três categorias de magmatismo granitoide intraplaca. São complexos graníticos sem relação com a orogenia, essas ilhas estão em ambientes da categoria anorogênica de granitoides. Os granitos são metaluminosos ou peralcalinos e estão muitas vezes associados a sienitos. Os minerais máficos incluem a biotita e a hornblenda nos granitos e sienitos, ou a faialita, a ferroaugita, a aegerina-augita e os anfibólios sódicos como arfvedsonita e a riebeckita nas rochas peralcalinas.

Os granitoides intraplacas anorogênicos têm número de Fe significativamente mais altos do que os granitoides típicos das cordilheiras e, por essa razão, caem na categoria “férrica” dos granitoides. Eles também se destacam pelas concentrações elevadas de elementos-traço incompatíveis de alto potencial iônico, como Zr e o Nb, além do Ca.

Havaí-Imperador

As bacias oceânicas do mundo são adornadas com cadeias lineares de ilhas vulcânicas e montes submarinos intraplaca, das quais a cordilheira Havaí-Imperador é a mais conhecida. Naquela cadeia, a idade do vulcanismo tem correlação com a posição da ilha dentro da cadeia.

Em regra, a elevação, a composição, a idade e a maior espessura da crosta de ilhas oceânicas intraplaca grandes são muito diferentes das planícies abissais em que a maior parte delas ocorre. A porção submersa de qualquer ilha vulcânica intraplaca excede, em muito, a fração exposta sobre as ondas. O Mauna Loa, por exemplo, está a 4169 m acima do nível do mar, e as planícies abissais que o circundam têm cerca de 5000 m de profundidade.

As rochas vulcânicas que formam as ilhas e os montes submarinos intraplaca são dominantemente basálticas. A maioria das ilhas oceânicas se desenvolve de maneira semelhante, iniciando com uma fase de crescimento volumoso que dura até um milhão de anos e durante a qual um vulcão em escudo subaéreo e de pouca inclinação se ergue. Terminada a fase de crescimento, ocorre um hiato, quando é observada a erosão do escudo seguida de um novo período de vulcanismo mais explosivo, mais alcalino e menos volumoso. Nessa fase, os magmas evoluídos podem predominar. Nas ilhas havaianas, o estágio de construção do escudo é composto, sobretudo, por basaltos porfiríticos com fenocristais de augita, plagioclásio e olivina, embora esse escudo seja coberto por basaltos alcalinos e de transição tardios. O estágio pós-erosão consiste em lavas muito mais alcalinas, além de derrames ocasionais de produtos mais evoluídos, como o traquito.

Galápagos

As ilhas Galápagos se formaram através da interação entre um hotspot e o centro de espalhamento de Galápagos, atualmente para o norte do arquipélago. O movimento relativo do hotspot e o centro de espalhamento ocorrido há mais de 20 Ma resultou em magmas de hotspot eruptados ao norte da placa de Cocos e ao sul da placa de Nazca, em momentos diferentes (Werner at al. 2003).

O hotspot de Galápagos, que originou o arquipélago, é geralmente interpretado como produto de pluma mantélica. Estudos geoquímicos nos basaltos das ilhas sugerem que essa pluma tenha um empobrecimento como o N-MORB, com o núcleo parcialmente circundado por uma zona externa em formato de ferradura para fora da zona de OIB. A mistura entre estes dois componentes pode causar a variação química e isotópica vista nas rochas. O núcleo empobrecido da pluma é um ambiente de manto superior arrastado durante a ascensão. Se os basaltos empobrecidos são produtos de N-MORB, eles têm que ter a variação de Nb negativa. Além disso, ela se correlaciona negativamente com 143Nd/144Nd, como é de se esperar de uma mistura entre a pluma de Galápagos e o manto superior, que é visto como um fenômeno recente.

As Ilhas Galápagos parecem ser únicas entre as ilhas oceânicas no envolvimento de manto superior empobrecido na sua formação. Nenhuma outra ilha ou grupo de ilhas contém basalto com variação de Nb tão negativa. Tais amostras provavelmente representam baixo grau de derretimento de basaltos de uma dorsal meso-oceânica. Ademais, os dados das dorsais de Cocos e de Carnegies estão quase em sua totalidade dentro dos limites da Islândia, porém, alguns outros possuem valores negativos para Nb, pois tais amostras foram degradadas do fundo do mar adjacente para as dorsais.

A contaminação de magma semelhante a N-MORB com crosta continental não produz magmas híbridos com valores positivos de ΔNb, entretanto, magmas semelhantes a OIB poderia produzir, caso ele fosse contaminado com crosta continental suficiente, tendo, neste caso, valores negativos de ΔNb. Neste sentido, o basalto contaminado seria facilmente distinguido de N-MORB pelas altas concentrações de elementos incompatíveis. Um importante recurso da análise das relações Nb/Y-Zr/Y é que tais elementos são relativamente imóveis durante intemperismo, alteração e metamorfismo de baixo grau.

Islândia

Apenas os basaltos da Islândia e das Ilhas Galápagos parecem mostrar mistura com o manto superior e ambas estão ou ficam perto de uma dorsal meso-oceânica. Especificamente, a dorsal Meso-Atlântica possui algumas ilhas, sendo uma delas a Islândia, caracterizada por zonas de rift bem definidas, e localizada no limite de duas placas tectônicas: Eurásia e da América do Norte. A área continental do país foi formada pelo resfriamento das rochas ígneas vulcânicas geradas por erupções de mais de 20 Ma de idade. As duas placas citadas geram uma falha no centro do país.

Os rifteamentos apresentam geometrias específicas de acordo com com o centro de expansão oceânica local e regional, sendo assim, as falhas estruturais de edifícios insulares não estão estritamente relacionadas. Nas áreas NW e SW da ilha oceânica em questão, são encontrados os basaltos mais antigos, que datam de aproximadamente 16 Ma.

A Zona Neovulcânica, um percurso com formato da letra lambda (λ), compreende uma área de SW a NE, conectando a zona de fratura Tjörnes e a dorsal de Reykjanes, pautada na atividade vulcânica pós-glacial da região da ilha. Essas atividades ocorreram por meio de fissuras alimentadas por diques e falhas normais, gerando cones de escória e, por vezes, cadeias de cones ígneos. As cadeias lineares denominadas de móbergs são compostas por hialoclastitos e pillow lavas, trazendo à tona a história geológica de erupção em fissuras e coberturas ígneas acima do gelo.

No geral, o vulcanismo da Islândia é definido por poucas rochas subalcalinas mais evoluídas associadas aos centros vulcânicos. A geologia principal da área está relacionada a basaltos subalcalinos com teores altos de Ti e Fe, com afinidade por MORBs. O vulcanismo basáltico alcalino é datado do Holoceno. Até hoje o vulcanismo é extremamente ativo, e por conta disso e das paisagens de neve, o país é conhecido como “A Terra do Fogo e do Gelo”.

O paradoxo OIB

Os componentes de fontes OIB parecem estar presentes em todas as escalas: desde pequenas porções ou bolhas de material enriquecido, com ΔNb positivo, transportado no fluxo convectivo do manto superior - responsável por pequenas ilhas oceânicas, alguns montes submarinos e a maioria dos E-MORB, até grande ressurgência do manto (plumas mantélicas), que imagina-se estarem presentes abaixo do Havaí, Islândia, Reunião e Galápagos. A primeira parte do paradoxo OIB é constituída pela semelhança geoquímica entre o OIB manifestamente sem pluma e o OIB supostamente relacionado às plumas mantélicas.

Além disso, basaltos intra-placas transicionais continentais e basaltos alcalinos, em condições tanto de rifte como de não rifte – linha vulcânica dos Camarões - geralmente tem ΔNb positivo e são geoquimicamente indistinguíveis dos OIBs. Os riftes continentais eruptam basalto com composição semelhante ao OIB, independentemente do magma irrompido ter sua origem no manto superior, enquanto a erupção do magma de composição tipo N-MORB só ocorre quando o rifteamento progride para a separação continental e o início da expansão do assoalho oceânico.

O magma continental semelhante ao OIB é frequentemente eruptado quase continuamente no mesmo lugar em uma placa litosférica em movimento por dezenas de milhões de anos, sugerindo que sua fonte está acoplada de alguma forma à placa, mas no caso da linha vulcânica dos Camarões sugere-se que a fonte seja sub-litosférica. Desta forma, a segunda parte do paradoxo é constituída pelas enigmáticas causas e fontes do magma continental semelhante ao OIB.

Primeira parte

Para entender melhor o paradoxo, deve-se considerar que há uma suposição comum, porém questionável, de que hotspots são sinônimos de plumas mantélicas e que OIB é, portanto, diagnóstico de plumas. Porém não é fácil conciliar o grande número de ilhas isoladas e montes submarinos (todos eles hotspots) com uma origem manto-pluma.

Desta forma, as hipóteses para a formação do OIB se enquadram em três categorias:

a) Plumas mantélicas: a crosta oceânica subduzida é armazenada no manto profundo e eventualmente retorna à superfície em forma de plumas. Os possíveis locais de armazenamento são o limite núcleo-manto, a descontinuidade de 660 km, e descontinuidades dentro do manto inferior.

b) Bolhas dispersas ou faixas de material enriquecido em elementos incompatíveis no manto superior empobrecido, na qual também trabalha-se com o enriquecimento do manto através da adição de crosta oceânica subductada, mas aqui os componentes enriquecidos são dispersos em uma matriz empobrecida para formar o manto superior. Graus pequenos de fusão tenderão a amostrar as partes mais enriquecidas e mais facilmente fundíveis, levando à formação de OIB, enquanto o alto grau de fusão sob as dorsais mesooceânicas homogeneizará a mistura e produzirá magma mais empobrecido (N-MORB).

c) O perisfério, uma camada de manto raso enriquecido em elementos incompatíveis. O OIB seria o produto da fusão desta camada imediatamente abaixo da litosfera. A expansão do assoalho oceânico arrasta essa camada para o lado, permitindo uma parte mais profunda e mais esgotada do manto superior subir à superfície sob as dorsais meso-oceânicas.

A natureza e localização das fontes de OIB foram analisadas através da distribuição de OIBs e basaltos semelhantes ao OIB, estabelecendo critérios para a discriminação entre OIB e N-MORBs. Ao comparar os dados de uma diversidade de situações de dorsais meso-oceânica e intraplaca com os dados da Islândia em um diagrama Nb/Y-Zr/Y, esses tornam-se uma referência útil já que o basalto islandês é gerado ao longo de uma faixa de fusão muito mais extensa do que os OIBs em outros lugares. A Islândia, ao mesmo tempo uma ilha oceânica e um segmento anômalo de dorsal meso-oceânica, fornece uma ligação entre OIB e MORB, pois a variação na composição do basalto islandês é associada à mistura entre N-MORB empobrecido e um magma OIB enriquecido derivado de plumas mantélicas.

Os componentes da fonte do basalto islandês devem ser enriquecidos em Nb em comparação com a fonte N-MORB. O componente empobrecido assemelha-se ao da fonte do basalto do Havaí e, por ter ΔNb positivo, não pode ser o manto superior já que este possui ΔNb negativo.

O armazenamento de magma em grandes reservatórios tende a sua homogeneização, gerando composições bastante uniformes dos grandes fluxos na Islândia, que representam uma mistura das partes empobrecidas e enriquecidas da fonte. A maioria dos dados de OIB estão dentro ou na extremidade superior de Zr/Y dos dados da Islândia, implicando que suas fontes de manto assemelham-se, mas que a fonte OIB geralmente sofreu fusão em um grau menor. Não há relação óbvia entre ΔNb e tamanho da ilha, nem se faz ou não parte de uma cadeia progressiva no tempo. As ilhas havaianas, por exemplo, abrangem toda a faixa de ΔNb.

Associar as ilhas oceânicas com plumas mantélicas parece razoável no caso das ilhas oceânicas maiores como Islândia, Havaí, Reunião e as Ilhas Galápagos, que estão associadas a dorsais e cadeias submarinas progressivas que muitas vezes se estendem ao longo do tempo, conectando-se no passado com grandes províncias ígneas, mas é discutível para muitas das ilhas que encontram-se no outro extremo da escala: pequenas ilhas e montes submarinos sem conexão óbvia com as plumas do manto, que compartilham com as ilhas maiores a característica OIB de ΔNb positivo.

Os montes submarinos nos flancos da Dorsal do Pacífico Oriental têm uma extensão composicional impressionante, desde N-MORB altamente empobrecido até basaltos alcalinos enriquecidos – o que permite concluir que a fonte mantélica deve ser heterogênea em pequena escala. A região deve ser sustentada por um manto de dois componentes, com um componente enriquecido e de fácil fusão disperso como domínios distintos fisicamente em uma matriz mais empobrecida e refratária. O componente enriquecido é a litosfera oceânica subductada e reciclada.

Os basalto com ΔNb positivo (OIB) ocorrem, então, nas bacias oceânicas em todas as escalas e, apesar de não serem produtos dos mesmos processos de formação, parecerem ter fontes mantélicas muito semelhantes. A fonte OIB contém componentes enriquecidos (HIMU, EM-I e EM-II) misturados em proporções variáveis.

A fonte do manto superior de N-MORB deve ser da mesma forma heterogêneo, como pode ser visto pela composição e distribuição dos montes submarinos próximos ao eixo no norte da Dorsal Pacífico Oriental. A maioria dos montes submarinos tem composição N-MORB, mas alguns são feitos de basalto semelhante ao OIB, sugerindo que o manto superior contém bolhas de fonte OIB (ΔNb positivo) em uma matriz depletada com ΔNb negativo. Fusão de pequeno grau do manto superior sob a litosfera oceânica velha e espessa apenas amostra as bolhas enriquecidas e não a matriz empobrecida, consistente com o primeiro sendo mais facilmente fusível do que o último. [20]

As fontes OIB e N-MORB, portanto, parecem compartilhar um conjunto comum de componentes enriquecidos, mas, no caso da Islândia e Havaí, diferem em seu componente esgotado. Componentes enriquecidos devem estar presente no manto superior convectitvo e também na fonte de ressurgências do manto profundo (plumas) responsáveis pelas ilhas maiores.

O componente esgotado na fonte OIB é menos acessível do que os componentes enriquecidos, porque é provável que seja mais refratário e, portanto, apenas amostrado em graus maiores de fusão do que são representados pela maioria dos OIBs. O componente empobrecido do manto superior é a principal fonte de N-MORB e evoluiu através da formação da crosta continental, crucialmente para o desenvolvimento de ΔNb negativo, e da remoção da crosta oceânica subductada e desidratada.

Segunda parte

A extensão continental e o rifteamento são frequentemente acompanhados por erupção de basalto alcalino que geralmente é de composição semelhante a OIB.

Os riftes da África Oriental e do oeste dos Estados Unidos precisam de alguns meios de suporte dinâmico para sua elevação e as plumas mantélicas fornecem um mecanismo para tal, pois o volume do magma basáltico primário necessário para o volume observado e inferido das rochas vulcânicas evoluídas no rifte do Quênia são muito altas para serem consideradas exclusivamente pela fusão por descompressão que acompanha a extensão.

Apesar das suas diferenças tectônicas, os basaltos dos quatro riftes são notavelmente semelhantes ao OIB. Os únicos basaltos com ΔNb significativamente negativo são da fase inicial do magmatismo na província de Basin and Range no oeste dos Estados Unidos, que provavelmente herdaram suas características químicas e isotópicas de uma fonte do manto litosférico subcontinental enriquecido por fluidos expelidos de uma placa subduzida. O início repentino do magmatismo semelhante ao OIB em cerca de 5 Ma coincidiu com o início da recente fase de elevação no planalto do Colorado.

A África tem muitos exemplos de magmatismo alcalino de longa duração, o que pode ser devido, em parte, pela placa africana ser virtualmente estacionária em referência a um hotspot desde cerca de 35 Ma. Uma única pluma mantélica centrada sob Afar pode ser responsável pelo prolongado magmatismo na África Oriental e parte da linha vulcânica dos Camarões, porém, esta hipótese não poderia explicar o magmatismo Permo-Carbonífero no rifte Scottish Midland Valley, que durou cerca de 70 Ma mas ficou próximo ao nível do mar.

Conclusão

Os basaltos transicionais intraplaca continentais e os basaltos alcalinos são idênticos em composição ao OIB, mas sua origem é ainda mais enigmática do que é a origem do verdadeiro OIB. Eles ocorrem na mesma pequena área da crosta ao longo de dezenas de milhões de anos em placas móveis. Sua fonte parece mover-se com as placas, mas é sublitosférica.

Alguns OIB e alguns basaltos semelhantes ao OIB continentais parecem compartilhar uma origem comum da pluma, mas essa semelhança não pode ser invocada na maioria dos riftes continentais mais do que pode ser invocado na maioria das ilhas oceânicas e montes submarinos. O problema duplo de localização da fonte subcontinental de OIB e dos mecanismos pelos quais magmas continentais semelhantes a OIB são produzidos permanecem sem solução.

Nenhum modelo, nem mesmo uma combinação dos já propostos para geração de OIB - plumas, bolhas enriquecidas no manto superior ou um perisfério enriquecido, é capaz de explicar todas as ocorrências de OIB e basaltos semelhantes ao OIB. A astenosfera, seja alimentada de baixo por meio de plumas ou enriquecido de cima por meio de delaminação e outros processos, pode ser capaz de fornecer uma fonte inesgotável de OIB e MORB, mas somente com a aplicação de algumas condições especiais em exemplos críticos.

O fluxo lateral da astenosfera alimentada por pluma poderia fornecer uma explicação simples para a transição abrupta de magmatismo de rifte semelhante ao OIB para oceânico N-MORB [37]. Este fluxo, no entanto, requer que espalhamento do fundo oceânico e magmatismo N-MORB sejam resultados da chegada da pluma alimentada pela astenosfera quando o rifte continental em desenvolvimento conecta-se à rede global da dorsal meso-oceânica, bem no ponto de separação continental.

O outro exemplo é a linha dos Camarões, um lineamento vulcânico ativo aleatoriamente nos últimos 66 Ma, composta em grande parte por OIB em sua parte oceânica e de basalto de composição indistinguível do primeiro no continente africano. O fluxo lateral da astenosfera alimentada por pluma, desta vez sob um cinturão fino litosférico, não oferece nenhuma explicação do porquê a litosfera deve ser fina ao longo da linha dos Camarões, ou por que permaneceu fina por 66 Ma. Não há evidências para rachadura; seus condutos vulcânicos continentais são construídos sobre rochas erguidas do embasamento e resolver o mistério da origem deste enigmático aspecto pode um dia ajudar a resolver o paradoxo OIB.

Ver também

• Basalto

• Hotspots

• MORB

•Geoquímica

• Toleíto

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