Petrogenese van de magmatische gesteenten

Petrogenese van de magmatische gesteenten Partim prof. Elburg

Studentencursus - Willem Vandoorne ***De kleine lettertjes: De “wie dit leert is erdoor”-garantie is niet inbegrepen. Samenvatting gebaseerd op eigen nota’s en interpretaties en niet gevrijwaard van fouten, onnauwkeurigheden en onvolledigheden. Wie deze samenvatting nogal nuttig vond mag mij altijd een pintje trakteren.

1. Theoretische achtergrond bij opsmeltingsprocessen in de mantel 1.1. Algemene opbouw van de mantel Zoals gekend wordt de aarde gekenmerkt door een schillenstructuur, met, van het oppervlak naar de kern en gescheiden door 1e orde discontinuïteiten: -

Korst (gemiddeld 10km in oceanische bekkens, 30 à 40km onder de continenten) Mantel (tot 2900km) Kern (2900km – 6370km)

De mantel kan hierbij verder worden onderverdeeld in een buitenmantel, een overgangszone en een binnenmantel. Deze indeling steunt op verandering in de structuur van de mantelvormende silicaten door veranderingen in lithostatische druk, fase-overgangen en polymorfe overgangen. We onderscheiden aldus: -

-

-

Buitenmantel (basis korst – 400km), waartoe ook de asthenosferische mantel behoort, een zone gekenmerkt door lage snelheden van de seismische golven vanwege een grotere plasticiteit en creep-activiteit. Op 400km diepte wordt olivijn omgezet naar spinel. Dit gaat gepaard met een drastische verhoging van de seismische snelheden. Het mantelgedeelte van 400-670km noemt men de overgangszone. Binnenmantel, vanaf 670km tot op de Core Mantle Boundary (CMB). De 670km-discontinuïteit is de reflectie van de faseovergang van spinel naar perovskiet, met opnieuw een dichtheidsverhoging en daaruit voortvloeiende verhoging van de seismische snelheden tot gevolg. Deze seismische snelheden blijven daarna toenemen tot aan de basis van de mantel, waar op de overgang naar de vloeibare buitenkern de S-golven uitsterven en de snelheid van de Pgolven drastisch afneemt.

1.2. Mantelconvectie Convectieprocessen in de mantel worden veroorzaakt door temperatuursverschillen tussen de warme inwendige aarde en haar koudere perifere delen. De convectieprocessen zorgen voor massatransport in de mantel, maar tevens ook voor warmteoverdracht bij het opstijgen van warm, relatief licht materiaal en het wegzinken van koude, zwaardere substantie. De mantelconvectie gebeurt net zoals in vloeistoffen onder de vorm van convectiecellen, met die kanttekening dat mantelconvectie voornamelijk onder vaste toestand gebeurt en tegen veel lagere snelheden als creep. Twee theoretische modellen zijn gepostuleerd met betrekking tot de dynamica van mantelconvectie. Volgens het eerste model van de mantle wide convection overspannen de convectiecellen de volledige dikte van de mantel en kan materiaal vanaf de CMB rechtstreeks opstijgen tot aan de aardkorst (cfr mantle plumes). Volgens het model van de layered mantle convection zijn er twee sets van convectiecellen actief, gescheiden door de 670kmdiscontinuïteit. Dit zou voor een chemisch heterogene mantel zorgen.

1.3. Evenwichtssmelten in het Fo-Di-SiO2 mantelsysteem 1.3.1. Algemeen model voor mantelopsmelting Van de modale (peridotitische) mantel weten we dat ze een ultramafische samenstelling heeft die in het opx-cpx-olivijn-diagram plot in het lherzoliet tot harzburgiet/duniet-veld. De processen die plaatsgrijpen bij opsmelten van de mantel kunnen we best illustreren aan de hand het ternaire, peritectische fasediagram Fo-Di-SiO2 en dit bij een druk van 1atm, die voor mantelopsmelting niet zo relevant is, maar wel toelaat de processen die plaatsgrijpen goed te bestuderen. Daarna zullen we de redenering uitbreiden naar meer realistische omstandigheden bij een druk van 2GPa.

Op het Forsteriet-Diopsiet-SiO2 diagram plot de lherzolitische mantelperidotiet (olivijn+opx+cpx) binnen het driehoek Forsteriet-Estatiet-Diopsiet, en dus links van het peritecticum indien we enkel het binaire systeem Fo-En-SiO2 zouden beschouwen. Het primaire faseveld van Forsteriet (groen) wordt in de figuur gescheiden van dat van enstatiet (geruit) door de peritectische curve. Er bestaan aldus smelten die een samenstelling hebben aan silica-rijke kant van MgSiO3, maar waaruit Forsteriet als eerste mineraal zal uitkristalliseren. Deze plotten in het geruite enstatietstabiliteitsveld. Dit betekent dat bij verdere kristallisatie de forsteriet weer zal moeten verdwijnen door een reactie Fo + smelt -> enstatiet. Dit gebeurt langs de peritectische curve die de primaire fasevelden van forsteriet en enstatiet van elkaar scheidt. (zie cursus petrologie 3e bach) Beschouwen we nu het smelten van een vaste mantelperidotiet, dan zal de samenstelling van de eerste smelt samenstelling E hebben van het peridotitische eutecticum en in evenwicht zijn met het vaste olivijn-opx-cpx-systeem. Dit gebeurt bij de solidustemperatuur van de peridotische mantel.

Diopside CPX + Olivine

Di ss + Liq E

Solid Peridotite (Mantle) Lherzolite = Olivine + Fo + Liq OPX+ CPX (olivine) OPX (or Pigeonite ) + Liq Field of silica minerals or melts

Enstatite Range of OPX solid solution

SiO2

Zoals eenvoudig uit het diagram kan worden afgeleid zal bij het eutectische smelten vooral Diopsiet (cpx) geconsumeerd worden. Een eventueel residu heeft logischerwijs een lherzolitische samenstelling. Volgens de faseregel van Gibbs ligt de temperatuur bij het eutectische smelten vast en zal de smeltsamenstelling zich pas van het punt E weg bewegen eenmaal alle vaste cpx is opgebruikt. De bulkperidotiet bestaat dan uit het driefasensysteem olivijn-opx-eutectische smelt.

Diopside CPX + Olivine

Di ss + Liq E

Solid Peridotite (Mantle) Lherzolite = Olivine + Fo + Liq OPX+ CPX (olivine) Liq

OPX (or Pigeonite ) + Liq Field of silica minerals or melts

Enstatite Range of OPX solid solution

Eenmaal cpx is opgebruikt, beweegt de smeltsamenstelling zich over de peritectische curve naar beneden, waarbij opx wordt geconsumeerd en olivijn gevormd volgens de peritectische reactie: En (opx) -> Fo + smelt Zolang de smeltsamenstelling over de peritectische curve loopt vanaf het punt E is de smelt in evenwicht met Olivijn+opx, een eventueel residu zou dan harzburgiet zijn. Wanneer het punt op de peritectische curve bereikt wordt waarbij Forsteriet, de oorspronkelijke lherzolietsamenstelling (zwart vierkant) en de smeltsamenstelling (Liq) op 1 rechte liggen (zie figuur hierboven), dan is alle opx geconsumeerd wordt de smeltsamenstelling gedwongen om de peritectische curve te verlaten.

Diopside CPX + Olivine

Di ss + Liq E

Solid Peridotite (Mantle) Lherzolite = Olivine + Fo + Liq OPX+ CPX (olivine) A Liq

OPX (or Pigeonite ) + Liq Field of silica minerals or melts

Forsterite (0livine) Enstatite Range of OPX solid solution

Eenmaal alle opx is opgebruikt, hierboven op het punt A, dan verlaat de smelt de peritectische curve volgens een rechte die doorheen de samenstelling van de oorspronkelijke mantellherzoliet naar het Fo-hoekpunt loopt. Het enige residuele mineraal, olivijn, zal hierbij opsmelten. In het Ol punt van de originele bulksamenstelling is B Liq alles opgesmolten. Tijdens deze laatste fase is de smelt in evenwicht met olivijn en zou een Ol residu een dunitische samenstelling hebben, Opx zoals blijkt uit het olivijn-cpx-opxLiq Temp classifactiediagram voor ultramafische gesteenten (zie petrologie 3e Ba). Ol A

Diop

De evolutie van de samenstelling van de vaste fase in functie van de temperatuur wordt gegeven in nevenstaande figuur. Hierbij wordt in E1 het eutecticum verlaten, in A de peritectische curve, en in B bestaat het systeem voor 100% uit smelt.

Opx Liq E1

E1 0

20

40 % Melt

60

80

100

De evolutie van de samenstelling van de residuele vaste fase wordt hieronder weergegeven. In het eutecticum zijn zowel opx, cpx als olivijn aanwezig (figuur 1), tot cpx uiteindelijk volledig opgebruikt is (figuur 2) en de smelt zich gaat bewegen op de peritectische curve, waarbij opx verdwijnt ten voordele van olivijn (figuur 3). Uiteindelijk is olivijn de enige overblijvende vaste fase wanneer de peritectische curve wordt verlaten richting originele bulksamenstelling (figuur 4). OPX

Ol

CPX

OPX CPX

CPX

OPX

Ol

OPX CPX

CPX

OPX CPX Ol

OPX

OPX

Ol

CPX

OPX Ol

Ol

CPX

Ol OPX CPX

Ol

Ol

Ol Ol

Ol Ol

Ol

Ol OPX

Ol

Ol Ol

Ol

Ol

Ol

OPX

CPX Ol

Ol

Ol

Ol

OPX

Ol

Ol

Ol

OPX CPX Ol

OPX

Ol

Ol

Ol

Ol Ol OPX CPX

Ol Ol

Ol

Ol

Ol

Ol Ol

Ol Ol

1.3.2. Uitbreiding naar mantelrelevante fysische parameters Bij een geologisch relevante hogere druk van bvb. 2GPa heeft het hierboven besproken Fo-Di-SiO2systeem geen peritecticum meer. Hierdoor zal de eerste smelt die uit een typische lherzoliet of harzburgiet altijd olivijn-normatief zijn, zoals blijkt uit de figuur waarbij de rode ster van de eerst gevormde smeltfase in het primaire faseveld van olivijn valt. Algemeen kunnen we stellen dat een toename van de druk een verkleining van het primaire faseveld van olivijn tot gevolg heeft, waardoor de eerste smelt juist meer Mg2SiO4 bevat. Tevens zal, zoals blijkt uit de figuur, de eerst gevormde smelt rijker zijn in CaO (invloed diopsiet) en SiO2 dan het brongesteente. Water en CO2 verlagen bij hogere druk beiden de eutectische temperatuur, al is dit effect voor water veel sterker. Verder zal de aanwezigheid van H2O zorgen voor een vergroting van het primaire faseveld van olivijn, waardoor er dus minder Mg2SiO4 in de eerst gevormde smelt zal zitten. Het effect van CO2 is net andersom.

1.3.3. Vorming van een basaltische smelt Basaltische smelten worden gevormd uit partiële opmelting van mantelperidotieten (olivijn, cpx, opx, spinel/granaat). Zoals kan worden afgeleid uit bovenstaande redeneringen zal de smelt hierbij sterk worden aangerijkt aan SiO2 en CaO en verder ook in de incompatibele verbindingen Al2O3 (cpx, opx, granaat, plagioklaas), TiO2 (cpx, opx, spinel), Na2O (cpx) en K2O (flogopiet). Gezien de mineralen tussen haakjes preferent de smelt in gaan leidt opsmelting tot aanrijking van deze verbindingen in de smeltfase. MgO is compatibel in olivijn dat in het residu blijft en wordt dus sterk verarmd in de smeltfase. De omgekeerde redenering gaat op voor de residuele duniet: aanrijking in MgO, sterke verarming in SiO2, CaO, Al2O3, TiO2, Na2O en K2O. Lherzolite

Basalt

Dunite

SiO2

42.2

49.2

41.1

TiO2

0.6

1.8

0.01

Al2O3 4.2

=

15.7

+

0.4

FeO* 10.2

10.9

7.0

MgO

31.2

8.0

50.0

CaO

5.1

9.5

0.3

Na2O 0.5

2.9

0.0

K2O

1.1

0.0

0.3

De residuele vaste fase zal als gevolg van deze processen steeds meer worden aangerijkt in olivijn en verarmd in opx en cpx, en dus evolueren van een lherzolitische of harzburgitische naar een dunietische samenstelling naarmate er meer smelt wordt gevormd.

1.3.4. Verdere evolutie na onttrekken vloeistoffase Evenwichtssmelten (batch melting) wordt beschouwd als het fysisch meest realistische model voor de mantel. De gevormde smelt wordt geaccumuleerd tussen het overblijvende vaste residu tot een bepaald kritisch punt wordt bereikt dat verband houdt met het volume aan gevormd magma en de viscositeit ervan. Op dit kritische punt zal alle smelt gelijktijdig verwijderd worden uit het systeem. De samenstelling van het residu bij dit kritisch punt is een functie van de fase in het smeltproces dat was bereikt, zoals uiteengezet in punt 1.3.1. Indien bvb de eutectische smelt wordt verwijderd op het moment dat net alle cpx was geconsumeerd, dan zal het residu bestaan uit olivijn en opx en dus een harzburgitische samenstelling hebben. Indien de smelt wordt verwijderd net op het moment dat de peritectische curve verlaten wordt, dan zal het residu enkel uit olivijn bestaan en dus een dunitische samenstelling vertonen.

Beschouwen het het geval waarbij eutectische smelt verwijderd wordt en een harzburgitisch residu overblijft, bestaande uit olivijn en opx. De verdere evolutie van dit systeem kan nu worden onderzocht in het binaire Fo-En-SiO2-diagram. In het FoDi-SiO2-diagram zal de samenstelling van het residu dan plotten op het punt R op de Fo-SiO2-as, dat we bekomen door een rechte te trekken vanuit E doorheen de samenstelling van de originele vaste fase. Deze vaste fase R zal enkel opsmelten wanneer een hogere temperatuur T bereikt wordt en smelt zal worden geproduceerd met een peritectische samenstelling E2. Diopside CPX + Olivine

Di ss + Liq E1

Solid Peridotite (Mantle) Lherzolite = Olivine + Fo + Liq OPX+ CPX (olivine)

A OPX (or Pigeonite ) + Liq

Liq

Forsterite (0livine)

Field of silica minerals or melts R E2

Enstatite Olivine + OPX Residue (Harzburgite )after batch melt extraction of eutectic liquid E1

SiO2

1.3.5. Slotbemerkingen Na deze hele redenering rijzen enkele belangrijke vragen. Zo kunnen we ons afvragen of de mantel wel helemaal als lherzolitisch kan worden beschouwd. In het bijzonder de lithosferische mantel onderging sinds z’n vorming dikwijls al talrijke processen die elk een specifieke signatuur konden achterlaten. Op macro-schaal hoeft de mantel niet homogeen te zijn, er kunnen aders aanwezig zijn met andere modale samenstelling. Bovendien kunnen andere mineralen dan deze die in de bovenstaande redenering zijn opgenomen een rol hebben gespeeld. Op microschaal kan men opmerken dat mineralen niet altijd homogeen zijn maar zoneringen kunnen vertonen, of niet steeds met elkaar in evenwicht zijn. Tevens werd enkel het model van evenwichtssmelten beschouwd. Hieronder gaan we dieper in op deze probleem adhv mantelonderzoek.

1.4. Onderzoek op mantelgesteenten Om op bovenstaande vragen een antwoord te vinden, kunnen we in de eerste plaats rechtstreeks mantelgesteenten bestuderen waar deze dagzomen aan het aardoppervlak. Dit kan bijvoorbeeld onder de vorm van xenolieten in extrusiva, peridotietmassieven en ofiolietcomplexen die beiden het gevolg zijn van tektonische activiteit, of aan sommige traag-sprijdende mid-oceanische ruggen.

1.4.1. Mantelxenolieten Mantelxenolieten kunnen bij het opstijgen van magma naar het aardoppervlak worden meegesleurd en als vreemd materiaal bewaard blijven in de uiteindelijk gevormde magmatische gesteenten. Ze zijn dus niet in-situ in het gesteente waarin ze voorkomen. De meeste komen voor in alkalibasalten en kimberlieten. Voor chemisch-petrologisch onderzoek hebben ze het voordeel over het algemeen weinig gealtereerd te zijn. Het is echter moeilijk om hun exacte petrologische betekenis te achterhalen: ze kunnen het brongesteente van het magma voorstellen, een residu ten gevolge van opsmelting, een cumulaatgesteente van fractionele kristallisatie, ...

1.4.2. Ofiolieten en peridotietmassieven Het meest gepostuleerde model in verband met de vorming via (obductie)ofiolieten is de theorie van de geblokkeerde subductie. Een geblokkeerde subductie begint met een intra-oceanische subductie die plaatsvind aan de rand van een continentale plaat (figuur 1). Deze continentale plaat volgt de subductiebeweging en komt daardoor onder de oceanische plaat terecht zodat er obductie van deze plaat ontstaat. Door de geringe dichtheid van de continentale korst zal deze obductiebeweging snel stilvallen (figuur 3).

Het proces geeft aanleiding tot ofiolietcomplexen (bvb. Bay of Island, Newfoundland). Een typisch ofiolietcomplex laat de samenstelling van de oceanische korst zien (dikte 7-10km) met daaronder ultramafische mantelgesteenten. De dikte en samenstelling van de diepzeesedimenten bovenaan de sequentie is afhankelijk van de ouderdom van de geobducteerde oceanische plaat en de paleooceanografische en paleoecologische condities waaronder de afzetting gebeurde. Een tweede laag, de oceanische korst senso stricto, wordt gevormd door pillow lavas en sheeted dykes. Daaronder ligt een derde laag bestaande uit isotrope en gefolieerde gabbro’s, de gekristalliseerde mafische smelt, met daaronder een dik pak gelaagde gabbro die als cumulaten beschouwd kunnen worden. Daaronder is de ultramafische mantel terug te vinden.

1.4.3. Mid-Oceanic Ridges (MOR) Tenslotte kan er ook rechtstreeks onderzoek op mantelgesteenten verricht worden ter hoogte van traag-spreidende midden-oceanische ruggen. In-situ bemonstering is hier echter uiterst moeilijk en de mantelgesteenten zijn meestal sterk gealtereerd vanwege de onstabiliteit van olivijn op de zeebodem.

1.5. Onderzoek op smelten met manteloorsprong Om meer licht te kunnen werpen op de vragen uit punt 1.3.5. is het verder intressant om de smelten te onderzoeken die gevormd worden bij het partiël opsmelten van de mantel. Hierbij gaat de voorkeur uit naar primaire magma’s (uitschakelen van de signatuur veroorzaakt door eventuele contiminatie of kristalfractionatie) en nietgealtereerde glazen (uitschakelen van de effecten van kristal-accumulatie). In de onderstaande discussie wordt de invloed van belangrijke fysische parameters of de samenstelling van de gevomde smelt verder toegelicht.

1.5.1. Invloed van de druk De invloed van de druk op het Fo-Di-SiO2 ternaire fasediagram werd reeds toegelicht in punt 1.3.2. Een geologisch relevante druk zal ervoor zorgen dat het systeem geen peritecticum meer vertoont, en induceert een verkleining van het primaire faseveld van olivijn, waardoor de eerste gevormde smelt juist meer Mg2SiO4 en daarnaast ook SiO2 en CaO zal bevatten. Daarnaast bepaalt de diepte ook het stabiliteitsveld der Al-houdende fase in de mantel waarmee de vloeibare fase tijdens het smelten in evenwicht is. Bij geringe druk is dit plagioklaas. De rol van plagioklaas wordt op iets grote diepte overgenomen door spinel, en bij nog hogere druk door granaat. Door deze faseovergangen zal de samenstelling van de smelt, zowel wat betreft hoofdelementen als wat betreft sporenelementen, sterk afhankelijk zijn van de diepte waarop ze wordt gevormd. Bijvoorbeeld, wanneer de smelt wordt gevormd in het stabiliteitsveld van pyroop-rijke granaat, dan blijft Al in het residu en kunnen de gevormde magma’s dus relatief weinig Al bevatten. Dit is bijvoorbeeld het geval voor OIB’s.

1.5.2. Invloed op sporenelementen Wanneer een sporenelement i zich verdeelt tussen de fasen a en b, dan kunnen we de distributiecoëfficient D (ook wel Kd genoemd) definiëren als: Dia/b = Cia/Cib

Hierbij is C de concentratie van het sporenelement in de fasen a en b. Het is gebruikelijk om de distributie-coëfficient tussen een vaste en een vloeibare fase te definiëren als de D vast/vloeibaar. Met andere woorden: D>1
aanrijking in de vaste fase
COMPATIBEL D<1
aanrijking in de vloeibare fase
INCOMPATIBEL Dmineraal/smelt is afhankelijk van enkele fysische parameters: - druk - temperatuur - goodness to fit in de smeltfase - goodness to fit in de mineraalfase Voor spinel is D voor zowat alle sporenelementen < 1, zodat deze zich allemaal als incompatibele elementen gedragen en worden aangerijkt in de smelt. Voor granaat daarentegen is D voor bepaalde sporenelementen (Ho, Er, Yb, Tm, Lu) > 1 en gedragen deze zich als compatibel bij het opsmelten. Hier wordt het belang van de druk en de stabiliteit van de Al-houdende fase op de sporenelement-samenstelling van de smelt dus opnieuw duidelijk. De D voor een bepaald sporenelement van een gehele vaste stof bestaan uit de som van de relatieve hoeveelheden (gewichtsfracties) van de mineralen, vermenigvuldigd met hun individuele D-waarden. De concentratie van een bepaald sporen-element in een partiële smelt (Cl) is nu afhankelijk van 5 parameters: - C0, namelijk de concentratie van het element in de smeltende stof - D, de distributiecoëfficient voor het sporenelement voor de gehele vaste stof, zoals hierboven uiteengezet - F, de fractie partiële smelt die wordt gevormd. Voor extreem incompatibele elementen zullen de eerste druppels smelt bvb extreem aangerijkt zijn aan dit element, naarmate het smelten verder gaat zal dit weer verdund worden. - Dynamiek van het smeltproces, met name evenwichtssmelten (batch melting) of fractioneel smelten (fractional melting) - Modaal smelten (mineraalfasen gaan in zelfde verhouding in smelt zoals ze in het gesteente zitten, dit is enkel het geval in het eutecticum) of non-modaal smelten (niet in dezelfde verhouding). In het geval van non-modaal smelten definiëren we D als de verhouding waarin mineraalfasen in het gesteente verkomen en P als de verhouding waarin mineraalfasen in de smelt gaan. Er gelden nu volgende betrekkingen: 1. Modaal evenwichtssmelten: Cil/Ci0 = 1/(F(1-D)+D) 2. Modaal fractioneel smelten: Cl/C0 = (1/F)*(1-(1-F)(1/D)) 3. Non-modaal evenwichtssmelten: Cl/C0 = 1/(F(1-P)+D) 4. Non-modaal fractioneel smelten: Cl/C0 = (1/F)*(1-(1-(PF/D)(1/P)) Wanneer D<<1, dan is D<
Met andere woorden, voor extreem incompatibele elementen staat de concentratie van een element in de smelt in rechtstreeks, lineair verband met het percentage opsmelting. En voor twee extreem incompatibele elementen i en j geldt dan ook: Cil/Ci0 = Cjl/Cj0 Met andere woorden, de verhouding van de concentraties van twee extreem incompatibele elementen is identiek in de vaste fase en de smeltfase.

1.5.3. Sporenelementendiagrammen (spidergrams) De concentraties aan sporenelementen kunnen we nu plotten in een spidergram. Daarin worden de elementen steeds geplot in volgorde van hun incompatibiliteit, met de meest incompatibele elementen links en de minst incompatibele rechts. Tevens wordt er genormaliseerd over de samenstelling van de primitieve mantel. Bekijken we een spidergram waarin enkel de REE zijn geplot en dit voor zowel MORB’s als OIB’s, dan bemerken we een duidelijke aanrijking aan de incompatibele LREE in OIB tov MORB. Deze kan verklaard worden op drie manieren: een kleiner percentage aan opsmelting, het opsmelten van een aangerijkte bron, of opsmelten met granaat in het residu (HREE zijn compatibel in granaat). De verschillen in incomptibiliteit van sporenelementen heeft ook zijn impact op de belangrijkste isotopensystemen: - 87Rb is veel meer incompatibel dan 87Sr, waarnaar het vervalt via β− - verval. Hierdoor wordt Rb dus aangerijkt in de korst tov Sr en zal de korst na verloop van tijd een hoge 87Sr/86Sr ontwikkelen. Indien het brongebied van OIB inderdaad in een aangerijkt deel van de mantel gezocht moet worden, moeten OIB-magma’s tevens een aanrijking in 87Sr/86Sr vertonen tov MORB-magmas. De mate van aanrijking is een functie van de tijd die is verstreken sinds de aanrijking van het manteldomein in kwestie. - 147Sm is minder incompatibel dan 143Nd, waarnaar het vervalt via α-verval. Er vind in de korst dus geen noemenswaardige verhoging van de 143Nd/144Ndratio plaats (korst ontwikkelt lage εNd)

-

Gezien het verval van U/Th naar 206,207,208Pb zal de korst tevens een hogere Pb/204Pb vertonen dan de verarmde mantel, gezien de incompatibiliteit van U en Th tov Pb.

206,207,208

In bovenstaande figuur stelt PAAS (Post Archean Average Australian Shale) de gemiddelde samenstelling van de continentale korst voor. Opvallend is de analogie in sporenelement-concentraties tussen PAAS en arcmagma’s. Deze laten vermoeden dat continentale korst wordt gevormd door Arcmagmatisme. De MORB is sterk verarmd aan incompatibele elementen en zou men dan kunnen beschouwen als een residu na extractie van de korst. Tevens merken we een complementariteit op tussen de Nb-Ta-anomalieën in de korst en arc (negatieve anomalie) en OIB (positieve anomalie), die mogelijk aan elkaar gelinkt kunnen worden. Deze vaststellingen worden verder besproken in volgende hoofdstukken.

2. De verarmde mantel en MORB Zowel MORB-, OIB- als arc-magmas vinden hun oorsprong in de asthenosferische mantel. Toch vertonen ze een sterk verschillende geochemische signatuur. Tevens zijn binnen de klasses van OIB en MORB verschillende componenten te onderscheiden. In dit hoofdstuk is het de bedoeling die observaties aan te wenden om een model op te stellen voor de samenstelling en geschiedenis die de mantel heeft ondergaan.

2.1. Invloed van microschaal-heterogeniteiten op magma-samenstelling In het vorige hoofdstuk zijn we er meestal van uit gegaan dat we aan de hand van kennis over de samenstelling van magma’s met mantel-oorsprong ook besluiten kunnen trekken in verband met de samenstelling van de mantel. Dit hoeft niet noodzakelijk het geval te zijn. Ten eerste kunnen er in de opsmeltende mantel mesoschaal-heterogeniteiten zoals aders aanwezig zijn, met een andere samenstelling en solidus-temperatuur. Ook microschaal-heterogeniteiten moeten in acht genomen worden; in een smelt-vaste fase – systeem zullen beiden bijvoorbeeld globaal niet in evenwicht zijn wanneer de kristallen sterke zonaties vertonen. Om dezelfde reden kunnen ook mineralen onderling in disequilibrium zijn gedurende het opsmelten. Twee processen zorgen voor een chemische en isotopische homogenisatie in gezoneerde kristallen: diffusie en rekristallisatie.

2.1.1. Diffusie De diffusiesnelheid is in hoofdzaak afhankelijk van temperatuur, druk (in mindere mate) en de relatie tussen het diffunderende element en het kristalrooster van het mineraal in kwestie. Voor verschillende elementen in eenzelfde mineraal zijn de diffusiesnelheden logischerwijze sterk variabel. Uit nevenstaande figuren waarbij de diffusiesnelheid is uitgezet tegenover temperatuur en druk voor enkele sporenelementen in diopsiet, blijkt meteen dat de invloed van de druk op de diffusiesnelheid geringer is dan deze van de temperatuur (rico rechten veel kleiner). Voor cpx-kristallen met een doorsnede van 5mm vinden we bij 2,5GPa en 1450°C, zijnde typische p-T-omstandigheden bij opsmelten van de mantel, een tijdspanne <1Ma die nodig is om chemisch evenwicht in de kristallen te bereiken voor Ndisotopen. Bij 1150°C en 1,5GPa (typisch voor een normale, niet-opsmeltende mantel)

is dit echter >1Ga, en voor omstandigheden die typisch zijn voor de top van de overgangszone in de mantel (450km, 1600°C) vinden we een tijdsspanne >100Ma. Dit alles impliceert dat theoretisch gezien zeer grote mantelinhomogeniteiten aanwezig kunnen zijn wanwege de extreem lange evenwichtstijd bij normale p-T-omstandiheden voor de mantel. Vanwege de lage diffusiesnelheid kan zich ook onevenwicht ontwikkelen tussen korrels van verschillende mineralen (bvb cpx en granaat). Wanneer de smeltextractie van de peridotiet sneller dan 1Ma gebeurt kunneen zelfs bij 2,5GPa en 1450°C heterogeniteiten bewaard blijven in de smelt.

2.1.2. Rekristallisatie Dit alles is echter in de veronderstelling dat diffusie het enige proces is dat voor homogenisatie zorgt. In de praktijk speelt ook rekristallisatie ofte “grain boundary energy-driven grain boundary migration” mee, een proces dat vooral belangrijk is in monominerale gesteenten (bvb een dunitische mantel, met quasi enkel olivijn). Omdat grensvlakken energetisch ongunstig zijn zullen de korrels de oppervlakte van hun grensvlakken proberen minimaliseren door ze vlak te trekken en hoeken van 120° te ontwikkelen tussen de korrels, met vorming van een granoblastische textuur. Het netto effect van rechttrekken van korrelgrenzen en streven naar hoeken van 120° is de migratie van korrelgrenzen in de richting van hun krommingscentrum en de groei van grote kristallen tov kleine. De migratie van korrelgrenzen zorgt dus voor een transport van materiaal, zonder dat hierbij diffusie of een vloeistoffase meespeelt. Het proces verloopt net zoals diffusie sneller bij hoge temperaturen. Ook de aanwezigheid van een vloeistoffase bespoedigt het rekristallisatieproces. Rekristallisatie is een potentiël belangrijke bron van isotopische homogenisatie voor elementen die aanwezig zijn in hoofdbestanddelen van het gesteente (aangezien het proces vooral goed werkt voor (quasi) monomineralen gesteenten) en voor incompatibele elementen (aangezien die in de smeltfase zitten wanneer het proces bij de aanwezigheid van smelt sneller verloopt). Elementen als Sr, Nd, Pb, Hf, Ar, Li, B, Be, ... voldoen aan deze voorwaarden en komen dus in aanmerking voor relatief snelle homogenisatie. Dit alles echter in de veronderstelling dat we evenwichtssmelten; bij fractioneel smelten worden vaste fase en vloeistoffase te snel gescheiden om efficiënte homogenisatie toe te laten.

2.2. Case Study gekoppelde evolutie mantelbron en –smelten: Macquarie Island

Macquarie Island is het resultaat van een breukgerateerde, tektonische opwelving van Macquarie Ridge op de grens tussen de Indo-Australische en de Pascifische plaat. Het eiland bestaat uit een ofiolietcomplex met hoofdzakelijk oceanische korst, bestaande uit basaltische en picritische kussenlava’s, dykes, breccies en hyaloklastieten. De ouderdom wordt geschat op 10Ma. In het noorden van het eiland dagzomen aan de basis van de ofioliet op enkele plaatsen stukjes bovenmantel. Het doel van deze studie is om aan de hand van geochemisch onderzoek op hoofd- en sporenelementen, vluchtige bestanddelen en isotopensystemen verbanden te leggen met de mantelsamenstelling en opsmeltingsprocessen ervan.

2.2.1. Chemische variabiliteit van de Macquarie-glazen en smeltinclusies Het onderzoek gebeurde in hoofdzaak op aanwezige glazen. We plotten de samenstelling ervan in 2 diagrammen: - K2O versus Mg#: zoals geweten is K2O een incompatibele verbinding en reflecteren hoge K2O-gehaltes een gering percentage opsmeling. Het Mg# is hoog voor primitieve smelten en neemt af met de fractionatiegraad

-

La/Yb versus Mg#: La is een LREE, Yb een HREE; La is dus meer incompatibel dan Yb. Een hoge La/Yb reflecteert een hoge concentratie aan incompatibele elementen en dus een gering percentage opsmelting.

Met deze kennis kunnen we de glazen meteen in twee categorieën indelen met duidelijke chemische variaties: - De rode monsters, behorende tot Groep I, vertonen een hoog Mg# en zijn dus primitief. Hun K2O-gehalte en La/Yb-ratio zijn zeer variabel, veroorzaakt door een grote variatie in percentage opsmelting. - De blauwe monsters, behorende tot Groep II, hebben vrij constante K2Ogehaltes en La/Yb-ratios, maar vertonen een sterke variatie in Mg#, veroorzaakt door fractionele kristallisatie. Daarnaast bekijken we ook de histogrammen voor deze monsters als functie van hun K2O/TiO2- en La/Sm-ratios, die toenemen met toenemde incompatibiliteit (K2O is incompatibeler dan TiO2, La is imcompatibeler dan Sm). Zowel de analyses van Groep I als deze van Groep II hebben een duidelijk hoger gehalte aan incompatibele elementen dan de normale MORB en zelfs de enriched MORB.

We kunnen de analyses ook uitzetten in een diagram waar het Fo% van olivijn in de glazen wordt geplot tov het Mg#. Gezien de vorm van het fasediagram van dit mengbare tweecomponenten-systeem komt een stijging in Mg# (primitievere monsters) overeen met een stijging van het Fo%. De samenstellingen in evenwicht met het glas liggen tussen de twee stippellijnen. Bij hoge Mg#, overeenkomend met meer primitieve samenstellingen, benaderen deze stippellijnen de berekende primitieve olivijnsamenstellingen voor de picritische glazen, gelegen tussen 90,5 en 91,1 Fo%. De primitieve glazen van Groep I plotten zoals kon worden verwacht allemaal bij hoge Fo% en hoge Mg#, terwijl de glazen van Groep II en veel grote spreiding vertonen. Enkel de meest geëvolueerde olivijnen plotten tussen de stippellijnen en zijn dus in evenwicht met het glas waarin ze voorkomen. De meest primitieve olivijnen waren mogelijk in evenwicht met de primitieve smelt. De samenstelling van deze primitieve samenstelling kan berekend worden uit de primitieve glazen van Groep I, door toevoeging van <10% olivijn. (meer uitleg nodig)

Naast de glazen kunnen ook primaire smeltinsluitsels in Crspinel onderzocht worden om meer informatie te verkrijgen over de samenstelling van de primitieve smelt. In Cl versus K2O en P2O versus K2O diagrammen bemerken we een stijgende trend, die verklaard kan worden doordat beide verbindingen zich telkens als incompatibel gedragen. De smeltinclusies vertonen voor alle verbindingen lagere concentraties, maar plotten wel in het verlengde van de analyses op de glazen. Beide zijn dus duidelijk van elkaar

afgeleid. De hogere concentraties aan incompatibele elementen in de glazen kunnen uiteraard verklaard worden doordat zij het resultaat zijn van een (gering) opsmelten van de primitieve mantelmagma’s, vertegenwoordigd door de smeltinclusies. Dit opsmelten gaat gepaard met een aanrijking aan incompatibele elementen. We kunnen dus besluiten dat de smeltinclusies het spectrum aan chemische samenstellingen dat in acht moet worden genomen nog drastisch uitbreidt. Ze varieert van extreem verarmd in bepaalde smeltinclusies tot extreem aangerijkt in sommige glazen. Deze enorme variabiliteit aan samenstellingen kan enkel verklaard worden door het partiël opsmelten mantelgesteenten. Bekijken we spidergrams voor de beschouwde primitieve glasmonsters van Groep I, die het resultaat zijn van fractioneel opsmelten van de suboceanische bovenmanten, dan bemerken we vooral voor de incompatibele LREE’s een grote variabiliteit aan sporenelementconcentrati es. De hoogste concentraties aan LREE vinden we uiteraard voor glazen die het resultaat zijn van een zeer gering percentage opsmelting. Wanneer we de analyses bovendien uitzetten in een diagram van Gd/Yb vs. La/Sm, waarbij beide verhoudingen stijgen met afnemende graad van opsmelting, en vergelijken met de samenstellingen voor een normale N-MORB, dan moeten we vaststellen dat er geen noemenswaardige aanrijking is aan incompatibele elementen. De opsmelten de mantel onder Macquarie Island is dus niet aangerijkt. Wel plotten de analyes op de baseline van een granaatvrije mantel.

2.2.2. Fractioneel smelten en kristalfractionatie We kunnen voor de verschillende monsters de concentratie van enkele hoofdelementen plotten tov de La/Sm-ratio. Gezien La meer incompatibel is dan Sm zal een stijgende La/Sm-ratio de reflectie zijn van een geringer percentage opsmelting. We stellen vast dat, voor de samenstelling van de smelt: -

De concentraties van Al2O3, Na2O, TiO2 en P2O5 nemen toe bij een geringer percentage opsmelting: deze verbindingen gedragen zich dus incompatibel. De concentraties van FeO, CaO, MgO en SiO2 nemen toe bij een groter percentage opsmelting: deze verbindingen gedragen zich dus compatibel. Voor MgO merken we hierbij op dat de primitieve glazen van Groep I, in evenwicht met de peridotitische mantel, extreem lage MgO-concetraties tot minder de 10wt% hebben. Gezien het karakter van de Groep I glazen moeten deze toch worden beschouwd al primitieve MORBsmelten in het ofioliet-complex.

Ook H2O gedraagt zich als een sterk incompatibele verbinding; haar concentratie neemt toe bij een geringer percentage opsmelting. Het is mogelijk om aan de hand van de concentraties van sporenelementen te achterhalen hoeveel H2O aanwezig was in de primitieve mantel; hiertoe zoeken we een element dat een incompatiliteit heeft die sterk overeenkomt met die van water. Ce is meer incompatibel dan H2O aangezien de H2O/Ce-verhouding afneemt bij geringer percentage opsmelting. Het omgekeerde geldt voor Nd. De H2O/Prratio wijzigt echter weinig met de graad aan opsmelting. Aan de hand van een Prconcentratie van 0,276ppm vinden we uit dit verband een H2O-concentratie voor de primitieve mantel onder Macquarie Island van 430ppm.

Behalve fractionele kristallisatie kan ook menging van 2 smelten een rol hebben gespeeld bij de vorming van magma’s op Macquarie Island. Dit zou moeten resulteren in binaire mixing trends in diagrammen. De menging van een aangerijkte en een verarmde smeltfase zou moeten leiden tot analyses die zich ordenen via de mixing lines in stippellijnen.

Hoewel er op het eerste zicht een verband lijkt te bestaan, moeten we opmerken dat zeker voor 208Pb/204Pb en 206Pb/204Pb de y-as veel te grootschalig is om een ervaren petroloog te overtuigen. In de praktijk wijken de analyses dus vrij ver af van de voorgestelde mixing lines en zijn ze dus niet door mixing van meerdere smeltfasen te verklaren. Nog slechter wordt de correlatie voor bepaalde sporenelementen, al moeten we hier opmerken dat bijvoorbeeld Nd, U, ... zeer mobiel worden bij alteratie.

2.2.3. Het concept van het dynmische brongebied Het concept van het dynamische brongebied werd opgesteld door Kamenetsky&Maas (2002) en poogt een verklaring te geven aan de schijnbare tegenstellingen die hierboven aan het licht zijn gekomen. De kerngedachte van hun theorie is dat het evenwicht tussen de vaste fase en de gevormde smelt lokaal en tijdelijk is. De mantel is vanwege trage diffusie (zie 2.1.) en fasen met verschillende ouder/dochter-element-ratios heterogeen op microschaal. Bovendien is het smelten beperkt tot bepaalde zones en gebeurt het non-modaal. Het partiël opsmelten van een vaste fase 0 zal bijvoorbeeld aanleiding geven tot een vaste fase 1 + een vloeistoffase 1, een systeem dat door verdere reactie en opsmelting op haar beurt aanleiding geeft tot een vaste fase 2 + vloeistoffase 2, enz.

Het opsmelten moet bovendien beschouwd worden als een quasi-fractioneel proces, waarbij de smeltfase zich segregeert van de vaste fase van zodra zich is gevormd. Op die manier kunnen instantane hoofd- en sporenelementensignaturen bewaard blijven in de afgescheiden smeltfase. De signaturen veranderen volgens het concept van het dynamisch brongebied voortdurend aangezien de onderlinge verhoudingen tussen de fasen, de samenstelling van de individuele fasen en de evenwichtscondities variëren tijdens het opsmeltingsproces en zullen leiden tot voortdurende verandering van de distributiecoëfficient D voor de beschouwde elementen. De dynamische bron is dus een instantane mantel/smelt-assemblage die voortdurend verandert van omvang, vorm en samenstelling onder invloed van fractioneel smelten en onvolledige verwijdering van gevormde smeltfasen. Het kan chemische variaties van primaire, fractionele smelten verklaren zonder beroep te moeten doen op mixing.

2.2.4. Conclusies -

-

-

-

-

De smeltsamenstellingen op Macquarie Island variëren van meer extreem verarmd tot meer extreem verrijkt dan tot nu toe gekend voor MORBparentale magma’s. De Groep I - glazen bewijzen dat sommige quasi-primitieve mantel-afgeleide smelten kunnen ontsnappen aan processen van kristalfractionatie en ondiepe mixing. In de Groep I – glazen komen smelten voor met MgO wt% < 10. Toch moeten deze als primitieve MORB-smelten beschouwd worden aangezien ze in evenwicht zijn met de mantel. De mantelbron is weliswaar homogeen op macroschaal, maar gedraagt zich op kleinere schaal volgens het concept van het dynamische brongebied: voordurende chemische- en faseveranderingen tijdens opsmelten en smeltsegregatie. Het percentage opsmelting en daarmee samengaande de variatie van chemische en fasensamenstelling van het brongebied zijn de een van de voornaamste oorzaken van de variatie in hoofden sporenelementconcentraties in isotoopratio’s in de primaire MORB-magmas.

2.3. Heterogeniteiten in (in)compatibele elementen en het Re/Os-systeem De studie op de glazen op Macquarie Island toont door middel van het concept van het dynamische brongebied aan dat er voor sporenelementen als Sr, Nd en Pb aan dat er onevenwicht bestaat tussen de opsmeltende fasen. Dit onevenwicht doet zich uiteraard enkel voor wanneer de gevormde smelt telkens snel wordt afgescheiden van het residu, dus bij fractioneel smelten. Echter, weinig abyssale peridotieten vertonen inderdaad sporenelement-zoneringen in de opbouwende silicaatmineralen. Daarom verkiezen de meeste onderzoekers een model met mantelheterogeniteiten op meso- tot macroschaal (met fertiele aders) in plaats van het model van het dynamische brongebied.

Beschouwen we de Platina Groep Elementen (PGE), een groep edelmetalen waaronder Os, Ir, Ru, Pd, Pt en Re vallen. Deze elementen vallen in twee categorieën uiteen: - Os, Ir en Ru, die links plotten in het PGE-diagram, behoren tot de osmiumgroep en gedragen zich compatibel gedurende het smelten van de mantel, ze worden dus aangerijkt in het in imcompatibele elementen verarmde residu en verarmd in de in incompatibele elementen aangerijkte smelt. - Pd, Pt en Re, die rechts plotten in het PGE-diagram, behoren tot de palladiumgroep en gedragen zich incompatibel gedurende het smelten van de mantel. Ze worden dus aangerijkt in de smeltfase en verarmd in het residu. In de nevenstaande PGEspidergrams kunnen we opmerken dat: -

-

Spidergrams 1, 2 en 3 vertonen een duidelijke verarming aan de incompatibele PGE en kunnen dus beschouwd worden als het residu na smeltextractie. Spidergrams 4 en 6 vertegenwoordige mantelgedeelten die geen en weinig smeltextractie hebben ondergaan, er is geen verarming aan incompatibele PGE.

Om spidergram 5 beter te begrijpen, dienen we het Re-Os isotopisch systeem te beschouwen. Hierbij vervalt 187Re naar 187Os via β-verval, en dit met een halfwaardetijd van 45,6Ga. De chondritische 187Os/188Os bedraagt hierbij zowat 0,1278. Spidergram 5 kunnen we aldus interpreteren als een mantelgedeelte dat lange tijd geleden significante smeltextractie onderging (aanrijking aan Os, Ir, Ru – verarming aan Pt, Pd, Re). Door het radioactief verval van 187Re naar 187Os heeft de Reconcentratie zich naderhand kunnen herstellen. De mate van secundaire aanrijking aan Re is functie van de tijd die is verlopen sinds het extractie-event. PGE’s komen in hoofdzaak voor in Fe-Ni-Cu-sulfides. Indien die sulfides deelnemen aan de opsmeltingsreacties, dan zullen ze dus preferentiël hun (incompatibele) Re verliezen, terwijl het (compatibele) Os aangerijkt wordt in de vaste fase. De Re/Osratio zal dus progressief toenemen met de graad van opsmelting. Wanneer het extractie-event lange tijd geleden gebeurde, zullen de sulfides subchondritische 187Os/188Os-ratios vertonen aangezien de vorming van radiogene 187Os stilvalt na het onttrekken van Re, waar dit in de chondrieten niet het geval is.

Indien niet alle Re werd mengouderdommen opleveren.

onttrokken

zal

Indien we er van uit gaan dat alle Re werd onttrokken tijdens de smeltextractie, dan kan de ouderdom van het extractie-event worden berekend aan de hand van de helling van de isochrone. Hierbij wordt voor verschillende samples de 187Os/188Osratio uitgezet in functie van 187Re/187Os. Hoe steiler de isochrone, hoe ouder de smeltextractie. deze methode betekenisloze

In onderstaand diagram is 187Os/188Os geplot tegenover de totale Os-concentratie voor abyssale peridotieten en MORB-magmas. Os is compatibel en wordt dus aangerijkt in het residu bij smeltextractie uit de mantel. De peridotieten vertonen logischerwijs een hoge Os-concentratie, terwijl MORB’s, die het extractieproduct voorstellen, een lage Os-concentratie hebben. Tegelijk zullen MORB’s een hogere 187Os/188Os-ratio ontwikkelen vanwege concentratie van het incompatibele Re in de smeltfase en het latere verval ervan naar Os. De 187Os/188Os-ratio in de abyssale peridotieten heeft chondritische (0,1278) tot subchondritische waarden.

We stellen dus vast dat de MORB’s een duidelijke aanrijking vertonen aan incompatibele elementen tov het residu, de abyssale peridotieten. Manteldelen die reeds verarmd waren dragen dus mogelijk niet veel bij aan de smelten die aanleiding geven tot MORB’s. Dit is in overeenstemming met het model van een heterogene

mantel op mesoschaal; in dit geval zouden vooral de rijkere aders opsmelten terwijl de refractaire, sterk verarmde zones slechts geringe opsmelting ondergaan.

2.4. Een drie-reservoirs model voor de aarde 2.4.1. Verdeling van sporenelement in de korst In punt 1.5.3. deden we al enkele vaststellingen met betrekking sporenelementconcentraties in de verschillende categorieën korstgesteenten:

tot

Hierin stelt PAAS (Post Archean Average Australian Shale) de gemiddelde samenstelling van de continentale korst voor. Opvallend is de analogie in sporenelement-concentraties tussen PAAS en arcmagma’s. Deze laten vermoeden dat continentale korst wordt gevormd door Arcmagmatisme. De MORB is sterk verarmd aan incompatibele elementen en zou men dan kunnen beschouwen als een residu na extractie van de korst. Tevens merken we een complementariteit op tussen de Nb-Ta-anomalieën in de korst en arc (negatieve anomalie) en OIB (positieve anomalie), die mogelijk aan elkaar gelinkt kunnen worden. De aanrijking aan de incompatibele elementen in de continentale korst (en arc) kan gelinkt worden met de radius en ionsterkte van de verschillende sporenelementen, waarbij algemeen geldt: hoe groter de radius, hoe groter de incompatibiliteit. Voor sommige elementen gaat deze redenering echter niet op: Pb heeft bijvoorbeeld eigenschappen die sterk gelijkaardig zijn met deze van Sr, maar is toch veel meer aangerijkt in de continentale korst.

2.4.2. Opstellen van het 3-reservoirs-model Van de refractaire, lithofiele elementen (Al, Ca, Sc, Tu, Y, Zr, Sr, Nb, Ba, REE, Hf, Ta, Th, U) kunnen we aannemen dat ze in chondritische hoeveelheden aanwezig zijn in de aarde.

We kunnen nu een massabalans van de mantel opstellen om aan de hand van de chemische samenstelling van continentale korst en verarmde mantel een theoretische samenstelling van MORB te berekenen, gebruik makende van het model van modaal evenwichtssmelten, waarvoor geldt: Cil/Ci0= 1/(F(1-D)+D)

Uit de figuur, waarin in de x-as de distributiecoefficiënt D staat (de elementen zijn dus opnieuw gerangschikt volgens afnemende incompatibiliteit) en in de y-as hun CIgenormaliseerde concentratie, kunnen we opnieuw makkelijk afleiden dat de continentale korst (bovenste curve) verrijkt is aan incompatibele elementen en de residuele mantel (onderste curve) verarmd. Wanneer we nu gebruik maken van de massabalans, dan moet de samenstelling van de MORB’s die het resultaat zijn van opsmelting van een verarmd manteldeel waaraan eerst de korst is onttrokken, overeenkomen met de middelste curve (vierkantjes). We zien dat de geobserveerde samenstelling voor MORB (driehoekjes) hier zeer goed mee overeenstemmen en het model dus lijkt te kloppen. We kunnen ons afvragen hoeveel van de mantel verarmd werd tijdens de extractie van de korst, en of er dus nog primitieve, niet-verarmde mantelgedeelten overblijven na dit proces. Om deze vraag te beantwoorden maken we opnieuw gebruik van de massabalans:

Hierin is: - XLM: massafractie niet-verarmde, primitieve lower mantle - XUM: massafractie verarmde upper mantle - XCC: massafractie continentale korst - CCC: concentratie beschouwde element in continentale korst

- CUM: concentratie beschouwde element in upper mantle - CLM: concentratie beschouwde element in lower mantle Voor de meeste incompatibele elementen (bvb Rb) kunnen we een aanrijkingsfactor van zowat 100 aannemen voor de korst ten opzichte van de niet-verarmde mantel. CUM (het residu) kunnen we dan gelijkstellen aan 0. Indien we voor XCC een waarde van 0,005 aannemen, dan vinden we voor XLM een waarde van 0,5. Met andere woorden, tijdens de extractie van de korst wordt de helft van de mantel verarmd, de andere helft blijft primitief. Sommige elementen tonen echter dat in de praktijk nog meer factoren meespelen. Beschouwen we bijvoorbeeld de (Nb/La)n – de genormaliseerde ratio. Nb is meer incompatibel dan La, dus verwachten we voor in de smeltfase een relatieve aanrijking van Nb tov La. In ons model is de korst het resultaat van extractie uit een primitieve mantel waarvan (Nb/La)n per definitie = 1, zodat in CC (Nb/La)n > 1 moet zijn. In de praktijk vinden we een waarde van 0,66. Ook voor MORB we een waarde < 1, namelijk 0,81. De brongebieden van zowel CC en MORB moeten dus een nog lagere (Nb/La)n hebben gehad. Nb lijkt dus te zijn verdwenen uit de mantel nog voor de korstextractie, mogelijks naar de kern. Pb geeft vergelijkbare problemen.

2.4.3 Evaluatie van het 3-reservoir-model met isotopen Ter herhaling: - 87Rb is veel meer incompatibel dan 87Sr, waarnaar het vervalt via β− - verval. Hierdoor wordt Rb dus aangerijkt in de korst tov Sr en zal de korst na verloop van tijd een hoge 87Sr/86Sr ontwikkelen. De mate van aanrijking van 87Sr tov 86 Sr is functie van de tijd die is verstreken sinds het beschouwde event. - 147Sm is minder incompatibel dan 143Nd, waarnaar het vervalt via α-verval. Er vind in de korst dus geen noemenswaardige verhoging van de 143Nd/144Ndratio plaats (korst ontwikkelt lage εNd) - Gezien het verval van U/Th naar 206,207,208Pb zal de korst tevens een hogere 206,207,208 Pb/204Pb vertonen dan de verarmde mantel, gezien de incompatibiliteit van U en Th hoger is dan deze van Pb. Zoals blijkt uit nevenstaande figuur ontwikkelt de korst (mariene sedimenten, groene driehoekjes) inderdaad een 87 86 Sr/ Srhogere ratio en een lagere εNd dan MORB, een product van de verarmde mantel

Daarnaast stellen we ook vast dat de MORB’s andere istopische samenstellingen ontwikkelen binnen verschillende oceanische bekkens, en er ook binnen eenzelfde bekken belangrijke variabiliteit bestaat. Dit wijst op mantelheterogeniteiten op macroschaal.

Dezelfde intra-oceanische heterogeniteiten stellen we vast voor Pb-isotopen; we spreken in dit verband van dupale anomalieën. Tevens blijkt dat de continentale korst hogere 206,207,208 204 Pb/ Pbverhoudingen vertoont dan MORB, al is dit veel minder uitgesproken dan voor Srisotopen. Correlatie tussen 206,207,208Pb/204Pb en 87Sr/86Sr voor MORB’s ontbreekt, aangezien beide ratio’s gekoppeld zijn aan het geochemische gedrag van incompatibele elementen (in case U, Th, Rb), maar ook afhankelijk zijn van het gedrag van Pb en Sr. Wanneer we echter εNd plotten tov de hoeveelheid radiogeen lood (208Pb*/206Pb*) dan ordenen de observaties zich volgens een dalende rechte. 208Pb*/206Pb* reflecteert hierbij de tijds-geïntegreerde Th/U-ratio van de aarde. Deze vaststelling, samen met het feit dat Pb in overmaat aanwezig is in de korst (zie eerder), wijst erop dat Pb veel aberranter aanwezig is in de korst dan U/Th.

Uit deze grote variabiliteit aan isotopenratio’s kunnen we dus afleiden dat er niet zoiets bestaat als de “normale” MORB of N-MORB. Binnen de MORB’s bestaat er een brede waaier aan chemische samenstellingen. Daarnaast wijzen de variaties op inter- en intra-bekkenschaal op brongebieden voor MORB die heterogeen zijn op meso- en macroschaal, en daarnaast ook op microschaal (zie eerder). We kunnen ons nu afvragen of de variabiliteit van het brongebied ook variaties kan verklaren in sporenelementratio’s.

2.5. Invloed opsmeltingspercentage op sporenelementratio’s Indien variabiliteit van het brongebied aan de basis zou liggen van variaties in sporenelementratio’s, dat zou dit moeten leiden tot een correlatie van εNd en (La/Sm)n. In een εNd vs (La/Sm)n diagram zouden we een dalende trend verwachten vanwege het compatibele gedrag van 147Sm (dat vervalt naar 143Nd) tov 144Nd enerzijds en het incompatibele gedrag van La tov Sm anderzijds. Een smeltfase (en de korst) zou bijvoorbeeld een hoge La/Sm ontwikkelen en een lage εNd, terwijl voor het residu (de verarmde mantel) het omgekeerde geldt. Dezelfde redenering gaat op voor het brede spectrum aan MORB-samenstelling zoals besproken in punt 2.4, afhankelijk van verarming/aanrijking van hun brongebied. In de praktijk vinden we slechts een zeer vage correlatie en kan variabiliteit van het brongebied dus zeker niet als enige oorzaak worden beschouwd voor de variaties in sporenelementratio’s vastgesteld in MORB’s.

Uit het spidergram blijkt dat, voor sporenelementratio’s in de Atlantische Oceaan, vooral voor incompatibele elementen grote variaties bestaan, die typisch gekoppeld kunnen worden met verschillende percentages opsmelting. Een schatting van het opsmeltingspercentage van de mantel bij de vorming van MORB kan gemaakt worden op basis van het Na2O-gehalte bij 8 wt% MgO, ook wel uitgedrukt als Na8,0. Deze grootheid laat, vanwege de extrapolatie naar 8wt% MgO correctie toe voor kristalfractionatie, een verschijnsel typisch voor de magma’s die aanleiding geven tot MORB’s. Na gedraagt zich in de mantel als een weinig incompatibel element, al neemt de incompatibiliteit ervan wel toe met afnemende druk. Daardoor is het Na-gehalte van de verarmde mantel weinig verschillend van dat van de primitieve mantel, en kan dus makkelijk ingeschat worden. MORB-smelten ontstaan door adiabatische decompressie. Wanneer we in een vereenvoudigd model er van uit gaan dat het opsmeltende mantelgedeelte homogeen is met betrekking tot hoofdelementen en vluchtige bestanddelen, dan hangt het percentage opsmelting af van de diepte waarop het smelten begint. Dit gebeurt op het moment waarop de solidus gesneden wordt. De diepte waarop dit gebeurt is afhankelijk van de “potentiële manteltemperatuur”: de temperatuur die de mantel zou bereiken wanneer het zonder opsmelten adiabatisch tot het oppervlak zou opstijgen. Hoe hoger die temperatuur, hoe groter de diepte waarop het opsmelten begint, hoe groter het percentage opsmelting. In de figuur snijdt A, met een hogere potentiële manteltemperatuur, de solidus bij grotere druk (= grote diepte) en zal dus meer smelt produceren. Een tweede factor die de hoeveelheid gevormde smelt bepaalt is de diepte waarop het opsmeltingsproces stopt. Dit kan gebeuren doordat de upwelling stopt aan de basis van de rigiede lithosfeer. Een dikke lithosfeer zal dus een kleiner dieptevenster van upwelling toelaten en voor een lagere smeltproductie zorgen dan een dunne lithosfeer. Daarnaast kan het opsmeltingsproces ook ophouden wanneer de gevormde smelt segregeert van de opstijgende mantelgedeelten.

Voor cpx en plagioklaas kunnen we nu het Na2O gehalte uitzetten tov MgO, waarbij Na8,0 dus de Na2Oconcentratie is overeenstemmend met een MgO = 8wt%. Met toenemende diffetentiatie (lagere MgO) neemt het Na2O-gehalte licht toe vanwege het (licht) incompatibele karakter ervan. We stellen tevens vast dat de Na2Oconcentraties hoger zijn wanneer het opsmelten gebeurt bij een lagere druk, veroorzaakt door de toenemende incompatibiliteit bij afnemende druk. Dus: hoe ondieper het opsmelten begint, hoe lager het percentage smelt, en hoe hoger de Na2O-concentraties. Aldus is Na8,0 een proxi voor het percentage opsmelting van de mantel. Over het algemeen varieert dit percentage (=F) tussen de 10 en de 15%.

2.6. Conclusies -

-

-

-

Zowel sporenelementensignatuur als Sr- en Nd isotopische signatuur ondersteunen de interpretatie dat de verarmde mantel, waarvan MORB de smeltproducten zijn aan het oppervlak, het residu is na extractie van de continentale korst. Onderzoek op Pb ondersteunt deze interpretatie slechts weinig. Wel stellen we vast dat Pb sterk aangerijkt is in de korst tov elementen met vergelijkbare geochemische eigenschappen als Sr, en dat (208Pb*/206Pb*) wél correlatie vertoont. Dit kan betekenen dat Pb het abberante element in de aardkorst is en niet U of Th. De bron van MORB is heterogeen, en dit zowel op micro-, meso- als macroschaal, wat zich reflecteert in inter- en intra-oceanische isotopische variabiliteit in MORB. MORB’s zijn meer heterogeen dan hun brongebied vanwege variabele opsmeltingspercentages.

3. ARC en de invloed van vluchtige bestanddelen Zoals reeds eerder vermeld leunt de sporenelementcompositie van arc-gesteenten dicht aan bij deze van de continentale korst, met een aanrijking in incompatibele elementen, een uitgesproken hoog Pb-gehalte en een negatieve Nb- en Ta-anomalie die complementair lijkt met een positieve anomalie van deze elementen bij OIB. In dit hoofdstuk beschouwen we de arc-samenstelling in relatie tot de samenstelling van de mantel- en korstgesteenten aan de basis ervan, en de invloed van vluchtige bestanddelen (in casu water) bij het opsmeltingsproces.

3.1. Invloed vluchtige bestanddelen op opsmelting Het voornaamste mechanisme achter opsmelting van de mantelwig boven de koude, subducterende plaat bij arcmagmatisme is de toevoeging van vluchtige bestanddelen eraan door dehydratie van de duikende lithosfeerplaat. Zoals blijkt uit de figuur verlaagt de solidustemperatuur van de opsmeltende mantel namelijk met een stijgende H2Overzadigingsgraad. De samenstelling van de gevormde arc-magmas is afhankelijk van meerdere factoren. In de eerste plaats speelt natuurlijk de samenstelling van de mantelwig zelf een rol. Is het een verarmd (zoals bij MORB) of een aangerijkt (zoals bij sommige OIB) mantelgedeelte? Ten tweede is er de samenstelling van de duikende lithosfeerplaat, waaruit samen met de vluchtige bestanddelen bepaalde bestanddelen naar de mantelwig worden getransporteerd. Hierbij speelt dus de samenstelling van diepzeesedimenten, (gealtereerde) MORB’s en (gealtereerde) ultramafische gesteenten een rol. Tenslotte is er nog een component afkomstig van de overrijdende plaat, waardoor het magma afkomstig uit de mantelwig opstijgt naar het aardoppervlak.

De samenstelling van de gevormde smelt en het overblijvende residu in de mantelwig zijn verder ook afhankelijk van de stabiliteitsfasen van bepaalde mineralen. Zo vindt opsmelting in de mantelwig typisch plaats in het stabiliteitsveld van rutiel, waarin Th en Nb compatibel zijn. Dit kan de vastgestelde negatieve Nb-anomalie mede verklaren. Hetzelfde geldt voor Sr en Y, die compatibel zijn in granaat.

3.2. De mantelwig als brongebied voor arc 3.2.1. Invloed temperatuur en druk op sporenelementratios Wanneer we de sporenelementsamenstelling van twee arc-samples uit de Marianenboog bekijken (volle vierkantjes en driehoekjes) in relatie tot de samenstelling van sedimenten (halfvolle vierkantjes) dat stellen we opnieuw een duidelijk gelijkaardige trend vast, met bvb een sterke negatieve Nb-anomalie en een sterk positieve Pb-anomalie. Ook voor de andere elementen is er duidelijk correlatie, hoewel minder extreem.

De arc-magmas dragen dus duidelijk de signatuur van de onderduikende plaat met haar sedimentaire gesteenten. Wanneer we deze signatuur mathematisch elimineren, dan bekomen we de rode baseline: dit is de hypothetische samenstelling van arcmagmas indien er geen materiaal uit de subducterende plaat zou worden toegevoegd aan de mantelwig. We bemerken een duidelijke verarming aan incompatibele elementen, met andere woorden, de mantelwig is een verarmd mantelgedeelte en wel in hogere mate dan de mantel onder MORB. De High Field Strength Elements (HFSE) in het diagram (Nb, Zr, Eu, Tb, Er, Yb) vertonen een extreme verarming in de arc-magmas. Deze elementen zijn zeer onoplosbaar in waterige vloeistoffen en worden dus quasi niet van de subducterende plaat naar de mantelwig getransporteerd. Daarnaast observeren we twee verschillende “subductie toevoegingen”, in functie van de temperatuur: - Een eerste waarbij zich hoge Ba/Th- en Pb/Ce-ratios ontwikkelen - Een tweede waarbij zich lagere Ba/Th- maar hoge Th/Nb-ratios ontwikkelen

Wanneer we in bovenstaande figuur bijvoorbeeld de stalen GUG9 en AGR2 vergelijken dan stellen we vast dat AGR2 relatief aangerijkt is in La, Th, Ce, ... terwijl er geen relatieve aanrijking is voor water-oplosbare elementen als Ba of Pb. Deze observaties zijn te verklaren door de distributiecoëfficienten van de minelen in kwestie in beschouwing te namen en dit bij een temparatuur van bijvoorbeeld 700°C. Er dient opgemerkt te worden dat D in deze figuur wordt gedefiniërd als D vloeibaar/vast, dit in tegenstelling tot de gewoonlijke conventie. D>1 betekent hier dus incompatibel, D<1 compatibel. Pb heeft dan een D > 1, terwijl Ce een D < 1 heeft. De smeltfase ontwikkelt aldus een hogere Pb/Ce-ratio. De twee hierboven vermelde “subductie toevoegingen” kunnen we dus als volgt verklaren: - Bij een lage T (bvb. 700°C) gedraagt Pb en Ba zich incompatibel en Th en Ce compatibel, de smelt ontwikkelt aldus hoge Ba/Th- en Pb/Ce-ratios - Bij een hogere T (bvb. 850°C) gedragen Ba en Th zich beiden incompatibel, maar Nb nog steeds licht incompatibel, de smelt ontwikkelt dus een hoge Th/Nb-ratio en een lagere Ba/Th-ratio. Daarnaast variërt de incompatibiliteit voor de sporenelementen eveneens met de druk. Dit heeft voornamelijk te maken met de (in)stabiliteit van bepaalde mineraalfasen. Rutiel bvb., waarin Th compatibel is, is wel stabiel bij 4GPa maar niet bij 6GPa. Dit uit zich in een sterk verhoogde incompatibiliteit van Th bij 6GPa.

3.2.2. Invloed van het percentage opsmelting en devolatilisatie op sporenelementratios In de volgende redeneringen worden twee elementratios gebruikt als proxi voor de parameters opsmeltingspercentage (F) en hoeveelheid vluchtige bestanddelen: - de B/Be-ratio is proxi voor de hoeveelheid fluïda die vanuit de duikende plaat naar de mantelwig werden getransporteerd. Hoe meer devolatilisatie, hoe hoger B/Be (WAAROM???) - De La/Sm-ratio werd reeds besproken in punt 2.2.2. en is een proxi voor het percentage opsmelting. Hoe hoger La/Sm, hoe lager het opsmeltingspercentage in de mantelwig. Devolatilisatie wordt belangrijker naarmate de diepte toeneemt. Tevens zal, wanneer de opsmelting in de mantelwig reeds op grotere diepte begint en er meer vluchtige bestanddelen worden toegevoegd, het opsmeltingspercentage hoger liggen. Een hoge B/Be (veel devolatilisatie) gaat dus hand in hand met een lage La/Sm (veel opsmelting) en vice versa. Een andere verklaring voor hoge La/Sm-ratios kan echter ook een groter belang van toevoeging van opgesmolten sedimenten aan de mantelwig zijn. Deze sedimenten (=korst) hebben namelijk een hoge La/Sm-ratio, aangezien de korst sterk aangerijkt is aan incompatibele elementen. In een Sr/Th versus 87Sr/86Sr – diagram (A) merken we twee duidelijke trends op. Een eerste trend, met sterk variabele Sr/Th bij een lage 87Sr/86Sr, kan verklaard worden door het verschil in mobiliteit tussen Sr en Th. Sr is mobiel bij devolatilisatie van de duikende plaat, Th niet. Hierdoor ontwikkelt het magma een hogere Sr/Th-ratio naarmate devolatilisatie belangrijker wordt. Een tweede trend is deze van sterk variabele 87Sr/86Sr bij lage Sr/Th. Deze vertegenwoordigt een wisselende sedimentsignatuur van de duikende plaat: hoe groter de hoeveelheid opgesmolten sediment, hoe meer 87Sr toegevoegd wordt aan de mantelwig, hoe hoger 87 Sr/86Sr.

Ook in het Th/Ce versus εNd – diagram komt een zekere correlatie naar voren. Een lage εNd wijst zoals eerder besproken op sedimentsignatuur (gearceerd gebied), terwijl een lage Th/Ce op een belangrijkere invloed van devolatilisatie wijst. (WAAROM?) In nevenstaande grafiek zijn de B/Be- en Ce/Pbratios van arc-gesteenten in eenzelfde subsuctiezone geplot tegenover metamorfe graad en de diepte van de Benioff-zone. We merken op dat B/Be, een maat voor de devolatilisatiegraad, afneemt met toenemend metamorfisme en een diepere Benioff-zone. Dit is logisch gezien de magma’s bij hogere druk minder water bevatten en devolatilisatie van de duikende plaat dus moeilijker wordt. De Ce/Pb-ratio vertelt eenzelfde verhaal, wetende dat Pb een mobiel element is bij devolatilisatie. Meer metamorfisme of diepere Benioff-zone = minder devolatilisatie = minder Pb = hogere Ce/Pb-ratio. Wanneer we de isotopische samenstelling van Pb in arc-magmas beschouwen, dan merken we op dat Pb dan wel aangerijkt is in arc tov van MORB, maar de 206,207,208 Pb/204Pb-ratios van beide quasi identiek zijn. Ze vertonen dus niet noodzakelijk een sedimentsignatuur (dit zou hogere ratios opleveren). Het sterk aangerijkte Pb in arc kan behalve van sedimenten ook afkomstig zijn van de (gealtereerde) oceanische korst (=MORB), en blijkbaar is deze component van groter belang.

3.3. Bewijzen voor devolatilisatie en sedimentcomponent 3.3.1. Sedimentsignatuur Om de sedimentsignatuur van arc-magmas te bewijzen maken we best gebruik van Be, een isotoop dat op aarde enkel in de atmosfeer wordt geproduceerd door kosmische straling en zal accumuleren in het sediment. 10Be is onstabiel en vervalt met een halfwaardetijd van 1,5Ma. Aan de hand van de sedimentatiesnelheid kunnen we aan de hand van de 10Be-concentratie aan het sedimentatieoppervlak op de zeebodem de 10Be in de sedimenten op toenemende diepte onder de zeebodem berekenen. Logischerwijze neemt deze concentratie exponentiël af naarmate de diepte toeneemt. Op de figuur staan de concentraties in het sediment met witte bollen. 10

Aan de hand van de vervalsnelheid en de snelheid van de plaat kunnen we de verwachte hoeveelheid 10Be onder de arc-vulkaan berekenen (zware bollen). De aanwezigheid van 10 Be in arc-magmas wijst dus ontegensprekelijk op een sedimentsignatuur. Assimilatie van korstgesteenten bij opstijgen van het magma is geen effectief mechanisme om 10Be toe te voegen aangezien alleen recente sedimenten significante 10Be-gehaltes bezitten. Correlation with 143Nd/144Nd suggests that Be is not mobile in fluid phase, but rather in melt/wholesale sediment addition Wanneer we εNd van arcmagmas plotten ten opzichte van hun Th/Nbratio, dan verwachten we, wanneer er sedimentadditie heeft plaatsgegrepen, dat deze liggen op de mixing line van de mantel (M) en sedimenten (S). In de praktijk blijken de Th/Nbratios echter veel hoger te zijn dan verwacht volgens dit model. De enige manier om deze sterke relatieve aanrijking aan Th tov Nb (2 elementen met vergelijkbare incompatibiliteit) in de smeltfase te verklaren is dat de opsmelting plaatsgreep in een p-T venster waarin een Nb-houdend mineraal stabiel is. Het mineraal in kwestie is zoals eerder vermeld rutiel, dat een D=540 heeft voor Nb. Nb wordt dus aangerijkt in het residu, Th in de smeltfase, en de arc-magmas ontwikkelen een negatieve Nb-anomalie.

3.3.2. Vervalreeksen en seculair evenwicht Een korte opfrisser uit de cursus isotopengeologie (3e Bach): Wanneer we een vervalreeks beschouwen zoals bijvoorbeeld de U/Th-Pb reeks, waarbij de moederisotoop een halfwaardetijd heeft die veel groter is dan deze van de opeenvolgende dochterisotopen die het systeem doorloopt, dan geldt de wet van het seculair evenwicht. Voor alle radioactieve leden van de vervalreeks is het aantal atomen evenredig met hun halfwaardetijd.

Algemeen geldt er dus:

Of anders gezegd: de activiteit van het moederisotoop is gelijk aan die van het dochterisotoop: λ1N1 = λ2Ν2 Bij verstoring van het isotopensysteem door bijvoorbeeld fractionatie zal de terugkeer naar seculair evenwicht een tijdspanne in beslag nemen die grofweg 5x groter is dan de halfwaardetijd van de dochternuclide waarvan de concentratie verstoord werd. Dit wordt aanschouwelijk gemaakt in nevenstaande figuur; wanneer bijvoorbeeld een aanrijking van het dochterisotoop 234 U plaatsgrijpt tov 238U tijdens een fractionatieevent, dan is λN (234U) > λΝ(238U) en is het seculaire evenwicht, waarbij per definitie λ1N1 = λ2Ν2 dus verstoord. Dit evenwicht zal zich geleidelijk herstellen totdat de activiteitsratio voor 1 bereikt na zowat 5x de halfwaardetijd van 238U. Deze redenering laat ook toe om aan de hand van activiteitsratios de ouderdom van een fractionatie-event te berekenen. Normalisatie over het meest stabiele istoop van het dochterelement laat de reconstructie van isochrones toe. Wanneer het systeem uit de figuur verstoord wordt door bijvoorbeeld verwijdering van het dochterisotoop 230Th, dan zullen valt de activiteitsratio dochter/moeder op 0. In de figuur betekent dat een rechte met rico=0 op het tijdstip t=0 van het fractionatieevent. Daarna zal het seculair evenwicht zich geleidelijk herstellen, waardoor de activiteitsratio geleidelijk terug 1 zal benaderen, gereflecteerd in toenemende helling van de isochrones, waarvan de rico een maat is voor de ouderdom van het

fractionatie-event. Na zowat 5x de halfwaardetijd van 230Th bereikt het systeem opnieuw seculair evenwicht; de activiteitsratio is dan terug 1, en de overeenstemmende isochrone met rico=1 noemt men de equiline.

3.3.3. Devolatilisatie Met betrekking tot subductiestudies kunnen we stellen dat zowel de mantelwig boven de duikende lithosfeerplaat (waar de smelten gegeneerd worden) als de duikende plaat zelf in seculair evenwicht verkeren. Het transport van elementen van de duikende plaat naar de mantelwig kan dit evenwicht echter verstoren. U is niet-mobiel onder reducerende omstandigheden, maar wel onder oxiderende. Dit blijkt duidelijk uit nevenstaande figuur; voor een fO2 die twee grootte-orden kleiner is dan deze bepaald door de QFMzuurstofbuffer (dus: reducerende omstandigheden) is de distributiecoëffient van U > 1 en is het dus niet-mobiel bij devolatilisatie van de duikende plaat. Onder oxiderende omstandigheden (QFM+2, fO2 twee grootte-orde hoger dan bepaald door de QFM-buffer) is de distributiecoefficiënt < 1 en wordt U wel mobiel. Oxiderende omstandigheden zijn typisch voor subductiemagmatisme. We stellen tevens vast dat Th zich altijd compatibel gedraagt en dus niet mobiel wordt bij devolatilisatie. Het resultaat van dit mobiele gedrag van U bij subductie is dat de devolatilisatiefluïda die vanuit de duikende plaat de mantelwig affecteren, aangerijkt zijn aan U ten opzichte van Th. Dit leidt ook tot een aanrijking van het moederisotoop van 238U ten opzichte van 230Th in de mantelwig, en dus tot een verstoring van het seculaire evenwicht in de U/Th-Pb vervalreeks in de mantelwig. De verstoorde activiteitsratios worden ook gedragen door de magma’s die het aardoppervlak bereiken, wat betekent dat het hele proces van dehydratie van de duikende plaat, opsmelting in de mantelwig én opstijgen van de magmas naar het aardoppervlak hebben plaatsgegrepen in een tijdspanne < 5xT1/2(230Th). Dit komt overeen met een tijdspanne < 375ka voor het volledige proces.

Wanneer een groot aantal monsters onderzocht wordt, kan via de redenering uiteengezet in punt 3.3.2. aan de hand van de isochrone de exacte tijdsduur berekend worden tussen het devolatilisatieproces (dat aanleiding gaf tot verstoring van het seculaire evenwicht in de mantelwig) en de monstername. De vloeistofsignatuur (U-exces) is niet gekoppeld aan de sedimentsignatuur (hoge 207 Pb/204Pb), en dit omdat de opstijgende fluïda in evenwicht zijn met de gealtereerde oceanische korst en niet met het sediment.

Voor MORB-magmas is het eenvoudig om hun H2O-gehalte bij eruptie te bepalen. De eruptie gebeurde namelijk onder een waterkolom van 1 à 3km waardoor ontgassing vanwege de hoge hydrostatische druk onmogelijk was en de MORB-gesteenten hetzelfde H2O-gehalte hebben als de oorspronkelijke magmas. Meestal ligt dit gehalte, bepaald op basaltische glazen, tussen 0,15 en 0,35wt%, met een zekere scheefheid van de verdeling naar hogere waarden (uitzonderlijk > 0,50wt%). De eruptie van arc-magmas gebeurt subaerisch, wat leidt tot ontgassing. De resulterende gesteenten kunnen dus geen informatie verlenen over het watergehalte van de magmas. Men zoekt daarom zijn toevlucht tot smeltinclusies in vroeguitgekristalliseerde mineraalfasen. Deze wijzen zoals verwacht kan worden op veel hogere H2O-gehaltes van 1,00 tot 2,50 wt%, met hogere uitschieters. Een correlatie tussen het watergehalte en de differentiatiegraad, uitgedrukt door MgO, lijkt afwezig. De watergehaltes lijken wel groter in front-arc-posities.

3.3.4. Implicaties van water-additie Zoals vermeld in punt 1.3.2. zal een hoger H2O-gehalte in het Fo-Di-SiO2fasediagram aanleiding geven tot een vergroting van het primaire faseveld van olivijn en een verschuiving van de eutectische samenstelling naar het SiO2-hoekpunt. De magmas die in arc-context geproduceerd worden hebben aldus relatief hoge silicagehaltes in vergelijking met bvb MORB. De arc-magmas zijn daarnaast ook sterk geoxideerd. Ze volgen een kalkalkalijne fractionatietrend, met vroege kristallisatie van magnetiet en late kristallisatie van plagioklaas. De oxidatiegraad heeft ook z’n impact op ertsvormende processen. Zo zijn de Cu- of Au-houdende sulfides, die verantwoordelijk zijn voor de vorming van Cu- en Au-ertslichamen, onder oxiderende condities in de mantelwig niet stabiel. Kristallisatie van arc-magmas wordt onder subaërische omstandigheden geincudeerd door ontgassing van de magmas, waardoor de solidustemperatuur verhoogt. Dit geeft opnieuw aanleiding tot Si-rijke magmas (waarom???). De combinatie van silica-rijke, visceuse magmas en hoge concentraties aan vluchtige bestanddelen geeft aanleiding tot de typisch explosieve erupties in arc-omstandigheden.

3.4. Conclusie De mantelwig onder arc heeft een samenstelling die vergelijkbaar is met deze onder MORB, of zelfs nog meer verarmd. De verhoogde concentraties aan incompatibele elementen zijn het resultaat van materiaaltransport van de duikende plaat naar de mantelwig. De fluïda verantwoordelijk voor dit transport door devolatilisatie zijn sterk geoxideerd. Devolatilisatie zal dus leiden tot een aanrijking aan elementen die mobiel zijn in oxiderende omstandigheden, zoals B, Sb, Cs, Rb, Sr, Be, U, REE, Hf, ... De devolatilisatiefluïda zijn hierbij in evenwicht met de gealtereerde oceanische korst en niet met het sediment. De U/Th-Pb vervalreeks wijst erop dat er tussen het moment van vloeistoftoevoeging aan de mantelwig en de uiteindelijk eruptie van de geproduceerde magma’s een relatief korte tijdspanne ligt. Een sedimentsignatuur, veroorzaakt door het gedeeltelijk opsmelten van sedimenten op de duikende plaat, is eveneens mogelijk en wordt uitgedrukt door een verlaging van εNd, een toevoeging van 10Be en ook van enkele mobiele elementen die typisch zijn aangerijkt in sedimenten, zoals Pb en Sr.

4. OIB en mantelpluimen Oceanische eilanden komen wereldwijd voor in intra-plaat context. Ze worden over het algemeen in verband gebracht met mantelpluimen. Er bestaat veel discussie over het oorsprongsgebied van deze plumes: aan de Core Mantle Boundary (CMB) of ergens anders? In dit hoofdstuk wordt gefocussed op deze vraagstelling.

4.1. De isotopische samenstelling van OIB en haar betekenis 4.1.1. Duikende lithosfeerplaten als brongebied voor mantelplumes In hoofdstuk 3 is uiteengezet dat Pb aangerijkt wordt in arc-magmas vanwege het mobiele karakter van dit element tijdens devolatilisatie van de duikende lithosfeerplaat. De isotopische samenstelling van dit Pb is variabel door een gemengde signatuur van devolatilisatie en sedimentopsmelting. Een van de modellen voor het oorsprongsgebied van de opsmeltende mantelgedeelten die aanleiding geven tot OIB, is dat de lithosfeerplaten die de mantel induiken aan subductiezones, ‘afketsen’ op de 670km-dicontinuïteit of de CMB om zo ontstaan te geven aan mantelpluimen. Aangezien arc’s een relatieve aanrijking vertonen van Pb tov Th en U, zal het residu (de duikende lithosfeerplaat) een verhoogde U-Th/Pbratio vertonen en dus na verloop van tijd door radioactief verval een hoge 206,207,208 Pb/204Pb ontwikkelen. Deze theoretische deducties worden ondersteund door observaties op OIB-gesteenten (figuur). Met betrekking tot hoge U/Pb-verhoudingen spreken we ook van HIMUmagmas. Door hun hoge gehalte aan U en Th ontwikkelen ze logischerwijze uitgesproken hoge 206,207,208Pb/204Pb-ratios. We moeten trouwens opmerken dat zich

ook binnen 1 oceanisch eiland belangrijke chemische variabiliteit van de magma’s manifesteert, wat wijst op mantelheterogeniteiten op meso- tot macroschaal. Een parallelle redenering kan ook worden toegepast op het Rb/Sr-systeem. Aangezien Rb een hogere incompatibiliteit heeft dan Sr zal de duikende lithosfeerplaat een lage Rb/Sr vertonen en dus een lage 87Sr/86Sr ontwikkelen. Uit nevenstaande observaties blijkt dat OIB-magmas eveneens 87 86 een lage Sr/ Sr-vertonen, waardoor ons model van duikende platen als oosprongsgebied voor mantelpluimen bevestigd wordt. Ook voor het Sm/Nd-systeem kan gelijkaardig geredeneerd worden, al is het resultaat hier minder uitgesproken door het kleinere incompatibiliteitsverschil tussen Sm en Nd. Vanwege het verschil in incompatibiliteit (Sm is iets minder incompatibel dan Nd) zal de Sm/Nd-ratio in de duikende plaat licht worden verhoogd, wat zich na verval van 147Sm naar 143Nd uit in het ontwikkelen van een verhoogde 143Nd/144Ndratio. Dit vinden we ook terug in OIB-magmas, die meestal een licht positieve εNd vertonen. Het model wordt dus opnieuw bevestigd. De HIMU-magmas in OIB kunnen geïnterpreteerd worden als het product van mantelgedeelten die hun oorsprong vinden in duikende, oceanische lithosfeerplaten die sterke dehydratie hebben ondergaan tijdens het subductieproces en de hydratie van de mantelwig. Door een meer-dan-gemiddelde dehydratie zijn deze duikende platen zowat al hun Rb en Pb kwijtgeraakt, elementen die zoals vermeld in hoofdstuk 3 typisch zeer mobiel zijn. Hierdoor kan het residu, en dus de OIB-magmas, zeer hoge 206,207,208 Pb/204Pb en lage 87Sr/86Sr ontwikkelen. De 206,207,208Pb/204Pb- en 87Sr/86Srratios zijn vanwege het radiogeen karakter van 206,207,208Pb en 87Sr functie van de tijd. Onderzoek van deze ratios heeft uitgewezen dat de fractionatie door subductie in de brongesteenten van OIB tot 2Ga geleden plaatsgreep, wat meteen een ontegensprekelijk bewijs is dat er toen reeds platentektoniek aan de gang was.

4.1.2. De aangerijkte mantel als bron voor OIB Met betrekking tot het Re/Os-systeem bemerken we dat HIMU-lavas in OIB hoge, suprachondritische 187 188 Os/ Os-ratios ontwikkelen. Dit wijst op bijdrage van een component met hoge Re/Os-verhouding bij vorming van de smelt in het brongebied van OIB. De korst is typisch aangerijkt aan het incompatibele Re tov het compatibele Os. Recyclage van oceanische korst, met verrijking van de mantel aan incompatibele elementen, lijkt een plausibele theorie om de observaties te verklaren. In tegenstelling tot de HIMU-magmas besproken in punt 4.1.1. vertonen sommige OIB-magmas, in de figuren in dat puntje aangeduid als EM-1 en EM-2 compleet tegengestelde isotopische ratios: een lage 206,207,208Pb/204Pb, hoge 87Sr/86Sr en lage εNd (figuur). Deze magma’s zijn dus gevormd in een mantelgedeelte dat niet verarmd, maar verrijkt was aan incompatibele elementen en we spreken in dit verband van de aangerijkte mantel of enriched mantle (EM). Deze aanrijking kan opnieuw verklaard worden door recyclage van duikende oceanische korst. Indien de duikende korst inderdaad aan de basis ligt van de EM, dan moet deze een sedimentsignatuur vertonen, bijvoorbeeld een positieve Pb-anomalie. Deze blijkt echter niet of nauwelijks aanwezig te zijn. Het ontbreken van deze anomalie kan het gevolg zijn van de dehydratie van de duikende plaat, waarbij het mobiele Pb naar de mantelwig wordt getransporteerd. Twee processen werken elkaar dus tegen: toevoeging van korstmateriaal aan de bron van OIB zal zorgen voor een aangerijkt brongebied (EM), zoals besproken in punt 4.1.2. Anderzijds (punt 4.1.1.) zorgt dehydratie van de duikende plaat voor een verarming van de residuele plaat en dus van het brongebied van OIB. HIMU-magmas zijn hier het resultaat van.

Vertrekkende van de gemeten samenstelling van OIB-magmas die het resultaat zijn van het opsmelten van EM kan men, wanneer enkele parameters worden vastgelegd, de samenstelling van het brongebied (de EM) berekenen. In de eerste figuur gaat men uit van een EM-1 die het resultaat is van opsmelting van een gesubducteerde lithosferische plaat, bestaande uit 90% verarmde mantel, 9% oceanische korst en 1% Lower Continental Crust (LCC), gevolgd door non-modaal gefractioneerd smelten (F=0,01) van een granaatperidotietbrongebied. Het smeltmechanisme in de tweede figuur, met vorming van de EM-2 bron, is identiek. Hier beschouwt men echter een subducterende plaat die voor 90% is opgebouwd uit verarmde mantel, voor 9,8% uit oceanische korst en voor 0,2% uit Upper Continental Crust (UCC). De kleine variaties in de samenstelling van de duikende plaat zorgen meteen voor sterke verschillen in de sporenelementsignatuur van het EM-brongebied en van de uiteindelijke OIB-magmas. Dit lijkt dus een goede manier de sterke variatie in samenstelling en isotopische signatuur van de verschillende OIB-magmas te verklaren. TRACE ELEMENTS AND ISOTOPIC RATIOS

4.1.3. De eerste loodparadox Uit de Pb-Pb-ouderdomsvergelijking (zie isotopengeologie) volgt dat als de 207 Pb/204Pb-waarden van de meteorieten worden uitgezet tov hun 206Pb/204Pb, alle punten zich langs een rechte ordenen waarvan de helling wordt bepaald door de ouderdom. Die rechte wordt de geochrone genoemd. Indien de aarde globaal dezelfde samenstelling heeft als de chondrieten, dan moet ook de gemiddelde 207Pb/204Pb 206 Pb/204Pb van de aarde op deze geochrone plotten.

In de praktijk stellen we echter vast dat vrijwel alle gekende gesteenten (OIB, MORB, continentale korst, global subducting sediments) rechts van de geochrone plotten. Dat wil zeggen: in de toekomst. Men spreekt van de eerste loodparadox. Er moeten dus veranderingen zijn opgetreden in de U/Pb-verhouding (µ) en dit continu of in discrete fasen. De te hoge 206Pb/204Pb kan enkel veklaard worden door een aanrijking van het incompatibele U en dus een verhoging van de µ-waarde. Aangezien alle onderzochte gesteenten dus blijkbaar een µ-waarde bezitten die groter is dan deze van de gemiddelde aarde, moet er om de loodparadox te verklaren een ‘verborgen’ reservoir bestaan met een lager dan gemiddelde µ. Een mogelijke locatie voor dit verborgen reservoir is de Lower Continental Crust (LCC). Uit de LCC is door differentiatie de UCC gevormd. LCC zal dus verarmd zijn in incompatibele elementen (Rb, Th, U) ten opzichte van Pb en aldus lage µ-waarden ontwikkelen. Deze hypothese wordt ondersteund door xenolieten uit de onderkorst, die soms links van de geochrone plotten. Een tweede observatie in de figuur is dat de smelten, die het resultaat zijn van partiële opsmelting van de mantel, zich langs een rechte rangschikken. Deze rechte kan geïnterpreteerd worden als een isochrone die ouderdom van zowat 1,4Ga oplevert. De

betekenis van dit fenomeen is niet geheel duidelijk. Allicht gaat het niet om een isochrone, maar om een mixing serie die de reflectie vormt van continue input van componenten die Pb-verarming (bvb. de gedehydreerde oceanische korst) of – aanrijking (bvb. de mantelwig boven subducerende lithosfeerplaat) hebben ondergaan.

4.1.4. De tweede loodparadox Wanneer we 208Pb/204Pb-waarden van oceanische basalten uitzetten ten opzichte van hun 206Pb/204Pb, dan ordenen ze zich opnieuw volgens een rechte. De exacte positie van deze rechte is afkankelijk van hun Th/U-ratio (κ), die de hoeveelheden en onderlinge verhoudingen radiogeen gevormde Pb-isotopen bepaalt. De geobserveerde rechte komt overeen met een theoretische κ=3,8.

In de praktijk zijn de gemeten κ-waarden voor deze basalten echter veel lager dan de tijds-geïntegreerde Th/U-ratio κPb van 3,8, nodig om de geobserveerde trend in het 208 Pb/204Pb vs 206Pb/204Pb plotje te verklaren. Een lagere geobserveerde Th versus U verhouding zou moeten leiden tot hogere concentraties aan 206Pb en lagere concentraties aan 208Pb dan deze die worden gemeten in de basalten. We spreken van de tweede loodparadox of het kappa conundrum. De tweede loodparadox wordt mogelijk verklaard door mantelmodificaties als gevolg van toevoegen van crustaal Pb. Th is meer incompatibel dan U zodat de korst hogere 208 Pb/204Pb vs 206Pb/204Pb ontwikkelt ten opzichte van de verarmde mantel. Men mag de verarmde mantel dus niet zien als een gesloten systeem, de input van vreemd Pb met andere isotopenratios kan ook een rol spelen.

4.1.5. Het concept van de Focale Zone (FoZo) Indien we alle OIB’s plotten in een 3-dimensionaal diagram met op de assen 87Sr/86Sr, 143 Nd/144Nd en 206Pb/204Pb, dan bekomen we een complex diagram zoals op de figuur, met in de hoekpunten de EM-, HIMU- en Depleted MORB Mantle (DMM)-basalten

die de meest extreme istopische combinaties reflecteren die in OIB’s voorkomen. De observaties van verschillende oceanische eilanden ordenen zich in de driedimensionele ruimte volgens rechten die allen convergeren naar één punt: de FoZo of Focale Zone. Dit is dus een component die in alle OIB’s aanwezig is. Ze wordt door sommige onderzoekers beschouwd als een gemeenschappelijke signatuur uit de ondermantel, onder de 660kmdiscontinuïteit. Dit zou erop wijzen dat OIB’s het resultaat zijn van mantelpluimen die hun oorsprong vinden diep in de mantel.

4.2. Het oorsprongsgebied van mantelpluimen Er is in de wetenschappelijke wereld nog steeds erg veel discussie over het brongebied van OIB’s. Een grote groep wetenschappers zoekt de bron in mantelpluimen, die vanaf de D”-laag aan de CMB opstijgen naar het aardoppervlak, terwijl een tweede groep meer voelt voor ondiepere bronnen, bijvoorbeeld door opsmelting onder dunne rek-zones in de lithosfeer door opwelving en decompressie van de mantel. Seismische tomogrammen, waarbij van aardbevingsgolven gebruikt wordt gemaakt om de temperatuur van de mantel te schatten, zouden moeten aantonen dat plumes ontstaan aan de CMB en duikende lithosfeerplaten doorheen de 670km-discontinuïteit kunnen breken. Deze tomogrammen zijn echter altijd fel bekritiseerd; men kan spelen met een sliding colorscale en de aangenomen modellen voor de ‘gemiddelde’ aarde bepalen in hoge mate de bekomen resultaten.

Intressanter is het om, indien mantelpluimen inderdaad zouden opstijgen vanaf de CMB en aan de basis zouden liggen van de vorming van OIB, hiervan de chemische signatuur te proberen blootleggen. Zo zou er bijvoorbeeld kernmateriaal mee kunnen opstijgen en de OIB’s contamineren.

4.2.1. Het Hf-W-systeem Het Hf-W-isotopensysteem is bij uitstek geschikt om deze hypothese te onderzoeken. 182 Hf vervalt via β-verval tot 182W en dit met een relatief korte halfwaardetijd van 9Ma. Beide elementen zijn refractair. 182Hf was in beperkte mate aanwezig bij de vorming van de aarde 4,56Ga geleden. Op aarde bestaat er echter geen mechanisme om 182Hf te produceren en dit isotoop komt vanwege z’n relatief korte halfwaardetijd dan ook niet meer voor (men kan stellen dat het de concentraties ervan na 5 à 6x de halfwaardetijd, dus 50 tot 60Ma na het ontstaan van de aarde, onbetekenend werden). We stellen nu vast dat 182W/184W van mantelgesteenten hoger ligt dan deze in de chondrieten, die de globale aarde vertegenwoordigen. Deze aanrijking aan 182W in de mantel moet verklaard worden door de vorming van de kern in een vroeg stadium van de aardgeschiedenis, wanneer 182Hf nog in belangrijke hoeveelheden aanwezig was in het aardreservoir. Bij de voming van de kern werd 182Hf aangerijkt in de mantel, waar zich door radioactief verval 182W accumuleerde en superchondritische 182W/184Wratios ontstonden (+2εW). Noodzakelijkerwijs werd de kern bij hetzelfde event verarmd aan 182Hf en ontwikkelden zich hier licht subchondritische 182W/184W-ratios (-0,x εW) Deze zijn minder uitgesproken dan de superchondritische ratio in de mantel omdat de kern zowat 30x meer W bevat en de isotopenratios dus minder verstoord worden. Het verschil tussen kern en mantel bedraagt dus samen iets meer dan 2εW. W is incompatibel en bij de vorming van de continentale korst werd dit element dus verarmd in de mantel. De huidige Wconcentraties in de mantel liggen tussen 8 en 19ppb. Wanneer we aannemen dat een mantelpluim voor 0,5% bestaat uit kernmateriaal en voor de rest uit mantelmateriaal, dan verwachten we voor de afgeleiden magmas een εW die zowat 0,5 lager ligt dan die van de omringende mantel, vanwege de subchondritische εW van de kern. Voor Hawaiïaanse picrieten wordt een dergelijke waarde echter niet geobserveerd. We dienen namelijk nog een derde component in beschouwing te nemen: de pluim kan ook een component van gerecycleerd korstmateriaal bevatten. Vanwege de incompatibiliteit van W bevat de korst hoge concentraties van dit element. Indien

korstrecyclage belangrijk genoeg is, kan de negatieve εW-signatuur van de pluim mogelijk worden afgevlakt. Dit uitgommen van de kerncomponent moet dan wel gepaard gaan met een merkelijke verhoging van de totale W-concentratie van geproduceerde smelten. Zo’n verhoging is tot op heden niet structureel aangetoond en we moeten dus besluiten dat het Hf-W-systeem geen harde bewijzen levert voor de CMB als oorsprongsgebied voor mantelplumes.

4.2.2. FoZo De FoZo werd reeds vermeld in punt 4.1.5. en is een argument om aan te nemen dat alle OIB’s een gemeenschappelijke component bezitten die haar oorsprong vindt in de diepe mantel. Dit zou in het voordeel spreken van theorie van de diepe mantelpluimen.

4.2.3. OIB’s en Helium Het isotoop 4He wordt in grote getale geproduceerd door radioactief α-verval van U en Th, waardoor de korst, die sterk is aangerijkt aan deze incompatibele elementen, systematisch een zeer lage 3He/4He-ratio ontwikkelt. 3He wordt op aarde niet op natuurlijke wijze geproduceerd. Wanneer we de 3He/4He-ratio bekijken in functie van de totale He-concentratie, dan stellen we vast dat MORB’s een vaste, lage 3He/4He-ratio bezitten en dit bij een brede waaier aan totale He-concentraties. OIB’s daarentegen hebben een hoge 3 He/4He-ratio bij vergelijkbare totale He-concentraties. De lage ratio’s in MORB kunnen we verklaren doordat het (verarmde) mantelgedeelte waaruit MORB gevormd wordt een groot deel van haar U en Th verloor bij vorming van de continentale korst, waardoor de productie van He in de residuele mantel sterk aan banden werd gelegd. Bovendien is het MORB-mantelgedeelte ontgast. De OIB’s hebben dus een veel hogere 3He/4He-ratio. Deze kan onmogelijk de oorzaak zijn van een (continentale) korstsignatuur, aangezien de korst net lage ratios ontwikkelt. De oorzaak moet gezocht worden in FoZo, een reservoir dat blijkbaar niet-ontgast is en diep in de mantel zit. Indien de mantelplumes hun oorsprong vinden bij de niet-ontgaste FoZo in de diepe mantel, kunnen we ons afvragen waarom de totale He-concentraties van OIB’s toch relatief laag zijn en vergelijkbaar met die uit MORB. Mogelijks spelen de eruptieomstandigheden hier een rol: MORB’s vloeien subaquatisch uit onder hoge hydrostatische druk, waardoor geen ontgassing kan plaatsgrijpen. De OIB-samples

zijn typisch het resultaat van subaerische eruptie, waarbij het magma nog sterk kan ontgassen. He-isotopen lijken dus te bewijzen dat de OIB-magmas hun oorsprong vinden in mantelpluimen die opstijgen vanuit de diepe mantel. Alternatieve verklaringen zonder een niet-ontgast reservoir in de diepe mantel, bijvoorbeeld met verspreide, nietontgaste zones in de bovenmantel, zijn over het algemeen weinig elegant.

4.3. Opsmeltingsmodellen voor mantelplumes Het brongebied voor OIB bestaat, ervan uitgaande dat diepe mantelpluimen inderdaad aan de oorsprong ervan liggen, uit twee componenten: enerzijds de mantelperidotieten, anderszijds de gerecycleerde oceanische korst die door de plumes terug naar het aardoppervlak wordt gebracht. Deze is rijker aan SiO2, Al2O3, CaO, ... en evolueert bij hoge druk tot een tyische eclogitische (gt-cpx) mineralogie. De (lherzolitische) mantelperidotieten en gerecycleerde korstgedeelten (eclogiet) hebben een sterk verschillende solidustemperatuur. Bij een druk van 4,5GPa bedraagt deze goed 1450°C voor eclogiet en bijna 1700°C voor lherzoliet. Voor ons opsmeltingsmodel beschouwen we een peridotitische mantelplume met daarin eclogitische zones van gerecycleerde oceanische korst. Bij het opstijgen van mantelplumes naar het aardoppervlak treedt opsmelting op ten gevolge van decompressie. Vanwege de lagere solidustemperatuur zal eclogiet op veel grotere diepte beginnen opsmelten dan peridotieten. De gevormde eclogitische smeltfase is niet in evenwicht met het peridotitische residu en beiden zullen reageren met de vorming van pyroxenieten, die wel in chemisch evenwicht zijn met de mantelperidotieten. Deze pyroxenieten hebben een hogere solidustemperatuur dan eclogiet, maar een lagere dan peridotiet. Bij verder opstijgen van de mantelplume zullen dus eerst de pyroxenieten en eventueel in een laatste fase dicht onder het aardoppervlak peridotiet opsmelten.

Deze sterke druk-afhankelijkheid (en dus diepte-afhankelijkheid) van de samenstelling van de gevormde smeltfase vormt een mogelijke verklaring voor de heterogeniteit van OIB-magmas binnen één vulkanische zone, zoals vermeld in punt 4.1.1. Dit opsmeltingsmodel wordt bevestigd door onderzoek op Ni. Ni is compatibel in olivijn, dat achterblijft in het residu bij opsmelten van mantelperidotieten. Wanneer we er dus van uit zouden gaan dat enkel mantelperidotieten bijdragen aan de vorming van de OIB-smeltfase, dan zouden de OIB’s lage Niconcentraties moeten hebben. In de praktijk blijken de Niconcentraties echter veel te hoog te zijn. Bij het opsmelten van pyroxenieten echter is olivijn geen residuele fase en kan Ni dus in veel hogere mate in de smeltfase voorkomen. Het model waarin pyroxeniet zich vormt door reactie van mantelperidotieten en eclogietsmelt wordt dus bevestigd. Verder stellen we ook vast dat de samenstelling van de gevormde OIB’s ook sterk afhankelijk is van de dikte van de lithosfeer onder de respectieve oceanische eilanden. Dit kan verklaard worden door het verschil in solidustemperatuur tussen de pyroxenieten en de mantelperidotieten. Onder een dikke lithosfeer zal de mantel slechts weinig decompressie ondergaan en zal vooral pyroxeniet opsmelten. Naarmate de korst dunner is, kan het decompressieproces langer doorgaan en wordt het aandeel van peridotiet-opsmelting belangrijker, terwijl de fractie pyroxeniet-afgeleide smelt kleiner wordt. Een en ander kan worden teruggevonden in nevenstaande histogrammen. WPM-Thick stelt intraplaatvulkanisme bij een dikke korst voor. Het aandeel van pyroxenietafgeleide smelten is hoog. Bij WPM-Thin (dunne korst) is het laag. MORB’s vormen een extreem geval, aangezien de dikte van de korst er gelijk kan worden gesteld aan 0. De pyroxeniet-fractie is zeer klein.

Uiteraard reflecteert de dikte van de korst zich dan ook in de concentraties van sporenelementen. Naarmate de hoeveelheid pyroxenietafgeleide smelt bijvoorbeeld toement (dikke korst), zal ook de Ni-concentratie in de gevormde magma’s toenemen. Bij het opsmelten van mantelperidotieten is Ni namelijk compatibel in olivijn. Bij ondiep gevormde smelten, wanneer de fractie peridotietopsmelting toeneemt tov de fractie pyroxenietopsmelting, zal Ni dus verdund worden in de smeltfase. Mn gedraagt zich tegengesteld aan Ni: hoe dikker de lithosfeer, hoe minder Mn in de gevormde smelt.

AMFIBOOL IN LITHOSFEER

5. Modellen voor kristalfractionatie en de petrogenese van felsische magmas In de vorige hoofdstukken werd in detail besproken hoe in de verschillende vulkanische contexten partiële opsmelting van de mantel plaatsgreep en wat de gevormde mantel ons konden vertellen over de geochemische evolutie van de aarde. We kunnen ons nu afvragen hoe deze primaire magmas evolueren naar de felsische magmas die we op veel plaatsen op het aardoppervlak plaatsvinden. Indien dit door fractionele kristallisatie is, wat is dan de exacte dynamica van dit proces? En kunnen er nog andere mechanismen felsische magmas produceren?

5.1. Magmakamers en fractionele kristallisatie 5.1.1. Het klassieke fractionatiemodel Meerdere modellen zijn reeds voorgesteld voor de algemene vorm en uitzicht van de magmakamers waarin kristalfractionatie optreedt met de vorming van meer felsische residuele smeltsamenstellingen. Het meest klassieke model is dat van de grote ‘swimming pool’ magmakamer, waar kristallen zich verspreid vormen en onder invloed van hun gewicht volgens de wet van Stokes zinken naar de bodem. Een tweede model stelt tal van kleine magmakamers die via gangen met elkaar in verbinding staan. Vanwege de grote wandoppervlakte is afkoeling in dit tweede model relatief sneller en kan het geheel dus sneller uitkristalliseren.

In verband met kristalfractionatie hebben beide modellen het echter moeilijk om te verklaren hoe de gevormde kristallen efficiënt uit de residuele smelt worden afgescheiden. Ten eerste gaat convectie, die het gevolg is van temperatuursverschillen tussen de warme kern van de kamer en de koudere periferie, bezinking van kristallen tegen. Bovenzien is zeker voor visceuse, felsische magmas is het bezinkingsproces extreem traag. We zouden dus verwachten dat de geproduceerde magmas (bvb

ignimbieten) rijk zijn aan kristallen, omdat deze niet uit de smeltfase kunnen worden verwijderd. In de praktijk vertonen felsische magmas echter een zeer lage concentratie aan kristallen. Het klassieke model van verspreide kristalvorming en latere uitzakking in een homogene magmakamer klopt dus niet.

5.1.2. Het solidificatiefront Marsh (2008) merkt bovendien op dat het klassieke beeld niet kan kloppen omdat kristalnucleatie in de warme kern van de magmakamer onwaarschijnlijk is. Nucleatie grijpt bij voorkeur plaats in de koudere rand van magmakamers, met de vorming van een zogenaamd solidificatiefront dat zich van de rand naar het centum van de kamer verplaatst naarmate verdere afkoeling nucleatie bevordert. Wanneer we een dwarsdoorsnede maken van de rand van een stollende magmakamer naar de kern ervan, dan neemt volgens het model van het solidificatiefront de kristalliniteit af van de rand van de magmakamer (100%) naar de kern (0%). Hoe meer materiaal er uitkristalliseerde, hoe felsischer de samenstelling en hoe hoger de viscositeit van de residuele smeltfase. Aldus varieert de samenstelling van de smeltfase van rhyolitisch aan de rand van de kamer tot basaltisch in de kern. Nu stelt zich echter het probleem hoe we de in de rand van de magmakamer gevormde felsische smelten nog vanuit de magmakamers naar het aardoppervlak kunnen krijgen. De hoge kristalliniteit zorgt voor een rigiede framework waardoor transport van de vloeibare fase bemoeilijkt wordt. Dit wordt nog verder bemoeilijkt door de hoge viscositeit.

Marsh (2008) stelt daarom dat de gevormde “korst” aan de rand van de magmakamer kan scheuren of afbreken en zo accomodatieruimte ontstaat waarin de felsische smelt kan accumuleren. Het model van Marsh verklaart dus het ontbreken van kristallen in felsische magmas. Het heeft het echter moeilijk om het ontstaan gelaagde intrusiva, die op het terrein frequent worden aangetroffen, uit te leggen. Gelaagde intrusiva zijn altijd een argument geweest voor het klassieke model van bezinking van kristallen, die een andere mineralogie en samenstelling ontwikkelen naarmate de stolling van de magmakamer voortschreidt. Marsh probeert deze gelaagdheid te verklaren door afbreken van stukken uitgekristalliseerde rand die vervolgens snel bezinken naar de bodem van de magmakamer, waar ze gelaagdheid ontwikkelen. Bij het bezinken veroorzaken ze heftige convectiebewegingen die ook een destructief effect hebben op het kristallijne framework aan het solidificatiefront. Daarnaast kunnen de afbrekende stukken tijdens het bezinken deels desintegreren en heropsmelten in de warme kern van de magmakamer. Hierbij komen individuele kristallen vrij die als nucleï dienst kunnen doen, zodat, ondanks het gebrek aan nucleatie, ook in de kern van de magmakamer enige kristallisatie kan plaatsgrijpen. Wanneer de gevormde kristallen dan bezinken kunnen ze ook bijdragen aan de vorming van gelaagde intrusiva. Indien gelaagdheid het gevolg zou zijn van het klassieke fractionatiemodel, dan zouden we verwachten dat ze beter ontwikkeld is in grote, traag afkoelende magmakamers waar er veel tijd is voor nucleatie en bezinking. In de praktijk blijkt de aan- of afwezigheid van gelaagdheid niet in verband te staan met het volume van sills. In de meeste intrusiva is er ook geen continuïteit in de korrelgroottedistributie, zoals

we zouden verwachten bij constante nucleatie in een traag afkoelende magmakamer. Beide vaststellingen pleiten dus tegen het klassieke fractionatiemodel, en spreken in het voordeel van het model van Marsh met een solidificatiefront. De voornaamste kritiek op het solidificatiefront is tot dusver dat er op het terrein geen bewijzen zijn gevonden voor voor magmakamers die vanaf hun rand uitkristalliseren.

5.1.3. Het model van de compacterende kristalbrij Het model van de compacterende smelt-kristal-brij als oorsprongsgebied van felsische magmas werd ontwikkeld door Bachmann&Bergantz (2008). We onderscheiden drie fasen in de evolutie van een vloeibare naar een volledig uitgekristalliseerde magmakamer: Fase A (< 45% kristalliniteit): Kristallen vormen zich door nucleatie in een afkoelende magmakamer. Hierbij worden de gevormde kristallen in suspensie gehouden door convectieve bewegingen die veroorzaakt worden door interne temperatuursverschillen in de magmakamer. Door z’n geringe kristalliniteit gedraagt het geheel zich al vloeistof. Fase B (45-60% kristalliniteit): Wanneer een kritische kristalliniteitsgraad van 45% wordt overschreden, vormen de kristallen een vast framework met daartussen de resterende smelt. De convectie valt stil en het geheel begint zich te gedragen als vaste stof. Omdat de kristallen een hogere dichtheid hebben dan de resterende smeltfase, bezwijkt het rigiede framework echter geregeld onder zijn eigen gewicht, waardoor de kristallen uitzakken naar het onderste gedeelte van de magmakamer en de smeltfase wordt uitgeperst en bovenaan accumuleert. In deze fase kan eventueel felsisch vulkanisme plaatsgrijpen. Fase C (> 60% kristalliniteit): Bij nog hogere kristalliniteit wordt de permeabiliteit van het framework te klein om de visceuse smelt nog verder te extraheren door compactie van de vaste fase. De magmakamer kristalliseert volledig uit. Felsisch vulkanisme kan dus alleen plaatsgrijpen tijdens fase B. Om grote volumes felsische magmas te accumuleren, moet het systeem dus gedurende langere tijd in deze fase verkeren. Dit kan men doen door aan de uitkristalliserende magmakamer geregeld wat “verse” basaltische smelt toe te voegen, zodat een intermediaire kristalliniteit gedurende lange tijd gewaarborgd blijft.

De samenstelling van de magmas die op deze wijze zijn geproduceerd zijn typisch zeer homogeen en komen overeen met de eruptie van de kristalbrij, samengesteld uit felsische smelt met haar geassocieerde kristallen.

5.2. Duur van de felsische smeltvorming De accumulatie van felsische smelten gebeurt in de 2e fase van het kristalbrijmodel. Hoeveel smelt kan accumuleren, hangt af van de tijdspanne waarover het systeem in deze fase verkeert. In dit punt wordt aan de hand van een case-study op de felsische Oruanui-eruptie in Taupo Vulkanische Zone (Nieuw-Zeeland) de levensduur van een typisch felsisch magmasysteem geschat.

5.2.1. Principes van de zirkoon-ouderdomsdateringen

De dateringen gebeurden op zirkoon (ZrSiO4), een mineraal dat typisch hoge Ugehaltes heeft vanwege de zeer grote compatibiliteit van U erin. Het is dus makkelijk dateerbaar met de U/Th-Pb-methode. Zirkoon heeft een hoge sluitingstemperatuur en de gevonden ouderdommen zijn dus vormingsouderdommen en geen afkoelingsouderdommen. Wanneer de zirkoonkristallen langzaam aangroeiden en chemische zonatie vertonen, vinden we dan ook verschillende ouderdommen terug voor de verschillende zones in eenzelfde kristal (jonger naar de rand toe). Voor klassieke U/Th-Pbdateringen is de Oruanuieruptie echter veel te jong (~26,5ka). Daarom maken we gebruik van de verstoring van het seculaire evenwicht van het U/Thsysteem (zie punt 3.3.2.). Zirkoon is typisch aangerijkt in het

moederisotoop 238U ten opzichte van het dochterisotoop 230Th, waardoor de activiteitsratio moeder/dochter sterk verstoord wordt en kleiner wordt dan 1. Om in het 230Th/232Th versus 238U/232Th diagram de isochrone vast te leggen overeenstemmend met de eruptie (t=26,5ka) werd gebruik gemaakt van onderzoek op eruptieve stollingsgesteenten, waarop beide ratios werden bepaald voor verschillende mineralen. Aan de hand hiervan werd door lineaire regressie de isochrone geconstrueerd. Ze snijdt de equiline op een 230Th/232Th van 0,745. Oudere zirkonen zullen bij evolutie naar seculair evenwicht dus ergens tussen deze isochrone en de equiline plotten, die het herstel van seculair evenwicht vertegenwoordigt na 5x de halfwaardetijd van 230Th (=375ka).

5.2.2. Zirkoon bulk-dateringen Om zirkoon als minerale fractie uit een gesteente af te scheiden maken we, na verbrijzeling, gebruik van zware vloeistoffen zoals bromoform. Hierin zal zirkoon als één van de enige mineraalfasen bezinken vanwege z’n hoge dichtheid. Door te zeven scheiden we het mineraal in zijn verschillende korrelgrootte-fracties. Bulk-dateringen op zirkoon kunnen nu gebeuren door de zirkoonkorrels van verschillende grootte-fracties op te lossen, hun U en Th af te scheiden en vervolgens de isotopische samenstelling ervan te analyseren met TIMS (thermale ionisatie massaspectrometrie). Gebruik makende van verstoring van het seculaire evenwicht levert dit voor jonge monsters zeer exacte ouderdommen op. Ze vertegenwoordigen wel de gemiddelde ouderdom van alle zirkoonkristallen. Wanneer we deze methode toepassen op de Oruanuigesteenten vinden we ouderdommen terug van 32-40ka. De zirkoonkorrels hebben dus een ouderdom die gemiddeld hoger is dan de eruptieouderdom (26,5ka). We merken bovendiep op dat de kleine korrels een gemiddelde ouderdom hebben die kleiner is dan de grote korrels.

5.2.3. Zirkoon punt-dateringen Vooral die laatste vaststelling laat vermoeden dat de uitkristallisatie van zirkoon over een grotere tijdspanne plaatsgreep. De kleine korrels hebben een jongere ouderdom omdat de kristalnucleatie later plaatsgreep en de kristallen minder lang konden

groeien. Om deze hypothese te onderzoeken kunnen we ook puntdateringen uitvoeren op (delen van) individuele zirkoonkorrels. We maken hiervoor gebruik van SIMS (secondary ion mass spectrometry), een analysemethode waarbij het staal wordt gebombardaard met hoog-energetische ionen. Hierdoor grijpt evaporatie van zirkoon plaats, waarbij de losgelaten atomen worden geanalyseerd met massaspectrometrie. U en Th worden dus niet afgescheiden uit de zirkoonkorrels en de hoeveelheid onderzocht materiaal is veel kleiner. De resultaten hebben daarom een geringere precisie, maar grotere accuratesse. De gemeten ouderdommen vertonen bij na analyse een grote spreiding, met waarden van 200ka tot de eruptieouderdom van 26,5ka. Een duidelijke piek is aanwezig op t=96ka. Kristallisatie in de magmakamer greep dus reeds lang voor het uiteindelijk felsische magmatisme plaats. Dit is opnieuw een bevestiging van het kristalbrij-model. Het langdurig bestaan van een systeem in fase B uit punt 5.1.3 waarin felsische magmas konden accumuleren moet gezocht worden in de regelmatige injectie van magmas met een meer basaltische samenstelling. Mogelijk zijn de ouderdomspieken van zirkoon (zoals die op 96ka) ook hierdoor te verklaren. In het geval van Oruanui wordt de toevoeging van continentale korst genoemd als mogelijk mechanisme voor smeltvorming.

5.3. Signatuur van heropgesmolten hydrothermaal gealtereerde lavas Voor felsische magmas in het Yellowstone vulkanisch complex worden op basis van puntdateringen op zirkoon in post-caldera-samples analoge vaststellingen gedaan, waaruit men kan concluderen dat er een langlevend systeem voor felsische smeltgeneratie aanwezig was/is. We kunnen nu de δ18O-waarde van de Yellowstone-lavas onderzoeken. Deze waarde wordt gedefiniërd als: δ18O= 1000* ((18O/16O)sample-(18O/16O)std) / (18O/16O)std Magmas met manteloorsprong hebben typisch δ18O ≥ 5‰. Assimilatie van sedimenten verhoogt deze waarde.

Meteorisch water heeft een δ18O ≤ 0‰, in het geval van Yellowstone -17‰. Hydrothermale alteratie van magmatische gesteenten verlaagt dus hun δ18O-waarde. De exacte verlaging hangt hierbij af van de temperatuur waarbij alteratie plaatsgreep en van de water/gesteente-ratio.

5.3.1. Hypothese van latere alteratie Voor lavas met een post-caldera ouderdom (<0,63Ma) vinden we in Yellowstone voor δ18O whole-rock-waardes van 0,7 - 7,0‰, lager dan verwacht dus voor lavas met manteloorsprong of die korstcontaminatie hebben ondergaan. Een eerste interpratie kan zijn dat deze gesteenten na hun plaatsing nog hydrothermale alteratie hebben ondergaan. Vulkanische glazen en mineralen als veldspaat zijn hier veel gevoeliger voor dan mineralen als kwarts en zirkoon, waarvan de δ18O dus de δ18O van het magma vóór solidificatie en eventuele alteratie moet weerspiegelen. Ook kwarts en zirkoon bezitten echter niet exact dezelfde δ18O als het magma waaruit ze gekristalliseerd zijn. Kristallisatie gaat typisch gepaard met temperatuursafhankelijke fractionatie van zuurstofisotopen. Bij een T=900°C zal de δ18O van kwarts 0,35‰ hoger liggen dan deze van het magma, voor zirkoon is dit 1,8‰ lager dan het magma. Aan de hand van deze waarden kan uit de δ18O van alteratie-resistente kwarts- en zirkoonkristallen dus de δ18O van het oorspronkelijke magma berekend worden. Hierbij moet men er wel zeker van zijn dat de mineralen onderling in evenwicht zijn.

Voor het monster DH (~0,45Ma) stellen we vast dat de δ18O van kwarts iets hoger ligt en de δ18O van zirkoon iets lager dat dit van obsidiaan, dat wel een potentiël voor alteratie bezit. Met andere woorden: de δ18O van kwarts en zirkoon lijken het gevolg te zijn van kristallisatie uit een magma met een δ18O die zeer gelijkaardig is aan die van obsidiaan. Het obsidiaan, dat door alteratie een veel lagere δ18O zou ontwikkelen

door alteratie, is dus “fris”. De uitgesproken lage δ18O-waarden van de Yellowstonelavas kunnen dus niet door latere alteratie verklaard worden en moeten magmatisch van oorsprong zijn.

5.3.2. Hypothese van heropsmelting van gealtereerde lavas De lage δ18O-waarden van 0,7 - 7,0‰ in Yellowstone zijn dus van magmatische oorsprong. Ze kunnen niet veroorzaakt zijn door opsmelting van de mantel (δ18O ≥ 5‰) of assimilatie van sedimentaire gesteenten (zou nog hogere δ18O opleveren). De invloed van meteorisch water is noodzakelijk om de lage waarden te verklaren. Meerdere mechanismen waarbij meteorisch water het magma kan contamineren zijn mogelijk, bvb. doordat zuiver meteorisch water op één of andere manier de magmakamer kan binnenkomen, doordat het magma een opsmeltingsproduct is van hydrothermaal gealtereerde lavas, of doordat zulke lavas op zijn minst werden geassimileerd. Bij puntobservaties op zirkoon stellen we vast dat de kern van sommige zirkoonkristallen (punten 1 en 3) wel een ouderdom heeft gelijk aan de eruptieouderdom (met een onzekerheidsmarge van 20ka), maar dat de hoge δ18O-waarden niet in evenwicht zijn met obsidiaan. Deze kernen zijn overgroeid door zirkoon met lagere δ18O-waarden (5, 2, 4, 6) die wél in evenwicht zijn met obsidiaan (en dus met het magma). De overgang tussen beide zones is zeer bruusk en kan niet door diffusie verklaard worden. De groei van zirkoon kort voor eruptie (zeker <20ka) verliep dus in twee totaal verschillende milieus. De kern groeide in evenwicht met een ouder magma met hoge δ18O-waarden. Op minder dan 20ka voor de eruptie werden de lavas gealtereerd door hydrothermale vloeistoffen, die de isotopische samenstelling van het gemiddelde gesteente veranderden (verlaging δ18O-waarden), maar niet die van het alteratieresistente zirkoon. Door een latere gebeurtenis (bvb intrusie van hete mafische magmas) smolten deze oude (felsische) lavas terug op. Er ontstond dus een nieuwe smeltfase. Tijdens het afkoelen ervan werd de kern van de zirkoonkristallen overgroeid door nieuwe zirkoon, met een lagere δ18O dan de kern. De lage δ18O-waarden in de Yellowstone lava’s zijn dus van magmatische oorsprong, namelijk vanwege assimilatie van gealtereerde oude lava’s in het magma. Alternatieve modellen lijken niet te werken voor Yellowstone: kristalfracionatie verklaart bijvoorbeeld niet de kern van de zirkoonkristallen niet, terwijl een langlevende kristalbrij zoals bij Oruanui wordt tegengesproken door de bruuske shift in δ18O binnen de zirkoonkristallen.

5.4. Conclusies -

-

Het klassieke model van een magmakamer met uitzinkende kristallen gedurende fractionele kristallisatie raakt in ongenade. Nucleatie is onwaarschijnlijk in het warme centrum van de kamer en kristallen kunnen moeilijk bezinken in een visceus magma. Bovendien stemt de petrologie van felsische gesteenten (weinig kristallen) niet met het model overeen. De modellen met een solidificatiefront of kristalbrij kunnen al deze verschijnselen veel beter verklaren. Εεν λαγε δ18O-signatuur van felsische magmas kan worden verklaard door wederopsmelting van hydrothermaal gealtereerde lavas.