Sistema de roca volcánica de canal de Okinawa
1. Distribución espaciotemporal de las rocas volcánicas
La actividad volcánica en la Depresión de Okinawa se caracteriza principalmente por una actividad eruptiva bimodal basalto-dacita. El sistema de roca volcánica félsica, dominado por dacita, es el cuerpo principal del conjunto de rocas bimodales, y piedra pómez de color blanco grisáceo y rocas piroclásticas de la misma composición cubren la mayor parte de las áreas de la depresión. La sección del núcleo revela que hay varias capas de piedra pómez, de más de 250 metros de espesor (Zhai Shikui et al., 2001). La escala de basalto se reduce significativamente y solo se encuentra en la depresión submarina de Yonaguni en la parte sur de la depresión, la depresión submarina de Yaeyama e Ihiraiya e Izena en el medio de la depresión (Figura 2-3; Li Weiran et al. , 1997).
Los datos de datación isotópica muestran (Tabla 2-1) que la actividad volcánica en la depresión de Okinawa comenzó a finales del Pleistoceno y todavía está activa en la actualidad. Especialmente desde el año 70, ha habido al menos tres erupciones volcánicas a gran escala. La primera fue hace unos 70.000 años, la segunda hace 30.000 años y la erupción más reciente fue hace unos 10.000 años. En toda la zona se formaron depósitos que contenían material piroclástico.
2. Características petrogeoquímicas de las rocas volcánicas
Los predecesores han realizado estudios sistemáticos sobre la petrogeoquímica de las rocas volcánicas en la depresión de Okinawa (Zhai Shikui et al., 1995, 1997; 2001; Li Shikui et al., 1995, 1997; Li Weiran et al., 1997; Kimura et al., 1988; A continuación se ofrece sólo una breve descripción de sus características petrogeoquímicas.
(1) Rocas volcánicas basálticas
Características químicas de los elementos principales
Según el esquema de clasificación recomendado por la Unión Internacional de Geociencias en 1989, la Depresión de Okinawa El sistema basáltico se puede dividir en basalto, andesita basáltica y andesita. Entre ellos, el basalto y la andesita basáltica son los cuerpos principales del sistema de roca basáltica. Diferentes autores han dividido la serie de rocas en la serie basáltica, y todos indican que la serie basáltica se encuentra entre la serie toleítica y la serie calco-alcalina, con características transicionales (Figura 2-4). Esto también es consistente con el hecho de que su entorno de producción es diferente tanto de los arcos de islas como de las dorsales en medio del océano. En comparación con el basalto de las dorsales oceánicas (MORB) y el basalto de la cuenca del arco posterior (BABB), el basalto de la fosa de Okinawa tiene mayor Al2O3, menor FeO y TiO2 que el MORB, pero en general es similar al BABB y más cercano al basalto de la fosa de Mariana. un producto típico de magma de cuenca de expansión de arco posterior.
Oligoelementos y características de REE
El patrón de distribución de REE del basalto de Okinawa Trough se caracteriza por un tipo de enriquecimiento de LREE débil, que se compara con la dacita, el miembro final de la roca volcánica félsica. ambos tienen tipos de combinación de REE similares (Figura 2-5). El basalto de Okinawa Trough tiene (Ce/Yb) N=2,21~3,61 y δEu=0,60~0,80, y la roca volcánica félsica tiene (Ce/Yb)N=1,66~3,40 y δEu=0,60~0,80. Este patrón de distribución de REE similar y δEu obviamente diferente confirman que los dos pueden tener diferentes grados de relaciones de diferenciación de cristalización en el mismo magma.
Figura 2-3: Tipos y distribución espacial de rocas volcánicas en la depresión de Okinawa (según Li Weiran et al., 1997, ligeramente modificado)
Tabla 2-1: Edad de rocas volcánicas en la depresión de Okinawa Resultados de la medición
Figura 2-4 Diagrama de silicio-álcali de las rocas volcánicas de la depresión de Okinawa
Figura 2-5 Patrón de distribución de REE de las rocas volcánicas de la depresión de Okinawa
El basalto de Okinawa y las rocas volcánicas de arco típicas muestran ciertas similitudes en los patrones de distribución de elementos traza (NAP) (Figura 2-6), que se reflejan principalmente en: enriquecimiento relativo de elementos grandes incompatibles con iones LILE (Rb, Ba, K) , mientras agota los elementos de alta intensidad de campo HFSE (Nb, Ta, Zr, Hf, Ti), enriqueciendo generalmente los elementos Pb y Th (Figura 2-6). El enriquecimiento relativo de LILE, Pb y Th refleja que el área de la fuente de magma ha sufrido metasomatismo por los fluidos de deshidratación de la losa subductora, debido a que durante el proceso de deshidratación de la losa subductora, los elementos relativamente activos LILE, Pb, Th, etc. activado en líquidos deshidratados. La pérdida relativa de HFSE en las rocas refleja que el área de la fuente de magma es relativamente rica en agua debido al metasomatismo fluido. En este caso, el rutilo rico en HFSE permanecerá estable durante el proceso de fusión parcial y permanecerá.
Figura 2-6 Mapa NAP de basalto de la depresión de Okinawa
Aguni Graben:1—JCD-3;2—BIA;Iheya Graben:3—CB622;4—CB623;Dive230: 5 —AIA;6—AIB;Dive233:7—A6
Características geoquímicas de los isótopos
La Figura 2-7 muestra la composición de isótopos Sr-Nd de las rocas volcánicas de la depresión de Okinawa. Estas rocas volcánicas se distinguen obviamente de las MORB típicas por sus valores relativamente altos de 87Sr/86Sr y relativamente bajos de 143Nd/144Nd, lo que confirma que sus áreas de origen no se generaron en el manto superior empobrecido o en la astenosfera de las MORB. Al mismo tiempo, también se diferencian de las rocas volcánicas del arco de la isla Ryukyu y del frente volcánico. Estas últimas se caracterizan por valores relativamente grandes de 87Sr/86Sr bajo la misma relación 143Nd/144Nd (Figura 2-7). que sus áreas de origen pueden haber sido afectadas por efectos de composición de las zonas de subducción. Las rocas volcánicas en la vaguada central están ubicadas principalmente en el área de basalto de margen del Pacífico occidental (WPMBB) tipo Ocean Island Basalt (OIB) (Hichey-Vargas et al., 1995), lo que indica que los basaltos generalmente tienen un isótopo de Nd más alto y un isótopo de Sr más bajo. valores. La similitud en la composición isotópica entre los dos sugiere que el área de fuente de magma que formó el basalto de Okinawa Trough tiene ciertas similitudes con el área de fuente de E-MORB o OIB. Obviamente, esta zona fuente puede haber sido el manto superior relativamente enriquecido antes de ser contaminada por la zona de subducción. Aún no se sabe si este enriquecimiento del manto está relacionado con la acción de la columna térmica del manto. Sin embargo, como se mencionó en el Capítulo 4, la firma de helio del manto en el sistema hidrotermal de Okinawa Trough es comparable a la del penacho caliente del manto, y esta posibilidad no puede descartarse.
A lo largo de la depresión de Okinawa, la composición isotópica Sr-Nd del basalto muestra diferencias sistemáticas y significativas. En comparación con la vaguada central, el 87Sr/86Sr en la vaguada sur es más alto, pero 143Nd/144Nd permanece sin cambios. La andesita en Kueishantao en el extremo sur de la vaguada no solo ha aumentado 87Sr/86Sr, sino que también ha disminuido significativamente 143Nd/144Nd. (Figura 2-7). Esta diferencia geoquímica de isótopos indica que las áreas de fuente de magma en diferentes partes de la depresión de Okinawa pueden haber sido afectadas por componentes de la zona de subducción en diversos grados. Entre ellos, la vaguada central es la menos afectada y el extremo sur es el más afectado. Como lo confirman Chen et al (1995), el área de fuente de magma en el extremo sur de la vaguada no solo está mezclada con componentes de la zona de subducción. pero también mezclado con aproximadamente el 30% del magma taiwanés.
Figura 2-7 Diagrama de relación entre 143Nd/144Nd y 87Sr/86Sr en rocas volcánicas de Okinawa Trough (según Hichey-Varges et al., 1995)
OIB—Ocean Island Basalt ; WPMBB: basaltos en la cuenca del margen del Pacífico occidental; MOT: rocas volcánicas en la depresión central de Okinawa; SOT: basaltos en la depresión sur de Okinawa: rocas volcánicas del grupo Aguni en el arco de la isla central (6 a 4 Ma); AGG: rocas volcánicas del grupo Aradake en el arco de la isla central (21 a 13 Ma)
(2) Rocas volcánicas félsicas
Características petrológicas
La mayoría de las rocas volcánicas félsicas son la piedra pómez, seguida de la lava y las rocas piroclásticas. Estas piedras pómez ácidas se distribuyen planamente y se acumulan verticalmente. El SiO2 de la piedra pómez de color blanco grisáceo está entre el 68,8% y el 71,3%, y su composición es equivalente a la riolita y la dacita. Según los minerales del fenocristal, se puede denominar riodacita de piroxeno de perilla y riodacita de plagioclasa. La piedra pómez contiene dos generaciones de conjuntos minerales de fenocristales (Zhai Shikui et al., 2001). La combinación de fenocristales de primera generación es peridotita, piroxeno, plagioclasa básica y una pequeña cantidad de magnetita. Entre ellos, el olivino es lucita, el piroxeno se divide en ortopiroxeno y clinopiroxeno ricos en magnesio, y el clinopiroxeno básico es El valor de feldespato varía. entre 39% y 78% (Zhai Shikui et al., 2001). Este conjunto de conjuntos de fenocristales obviamente debería cristalizar en un sistema de roca magmática más básico. Los fenómenos de fusión son comunes en los fenocristales de piroxeno y en los fenocristales de plagioclasa básica. También aparecen núcleos residuales de fusión en el centro de la plagioclasa zonal básica, lo que refleja que esta combinación de fenocristales ha experimentado un proceso complejo de cristalización-fusión-recristalización, lo que también refleja que estos fenocristales son. en un estado de no equilibrio con magma félsico. El conjunto de fenocristales de última generación está formado por plagioclasa ácida, cuarzo y biotita, que básicamente representa el producto de la cristalización del magma félsico que se acerca a la superficie o durante la erupción de magma.
Los conjuntos minerales de fenocristales de las generaciones temprana y tardía se encuentran en piedra pómez ácida, lo que sugiere que se produjo un cierto grado de mezcla o contaminación del magma durante el proceso de evolución del magma.
Características geoquímicas
Zhai Shikui et al. (2001) informaron los datos de análisis de elementos principales, oligoelementos y REE en piedra pómez magmática. La principal composición química de esta piedra pómez refleja que la roca pertenece a la típica serie calco-alcalina, que es similar a las típicas rocas volcánicas de arco calco-alcalino del arco insular japonés. Las características de abundancia de sus elementos de alta intensidad de campo (Nb, Ta, Zr, Hf, U, etc.) reflejan que el magma félsico tiene la afinidad del magma volcánico en el borde de la placa convergente. El Sr de la piedra pómez cambia entre (17～151)×10-6, y el Rb cambia entre (44,7～117)×10-6. Con base en la relación entre el contenido de magma Sr-Rb y el espesor de la corteza del origen del magma, se estima que el espesor de la corteza de la mayoría de los orígenes de piedra pómez está entre 20 y 30 km, lo que es consistente con el espesor de la corteza de la detección geofísica.
La comparación sistemática de los perfiles geoquímicos de la piedra pómez muestra que desde la piedra pómez de la superficie hasta la piedra pómez inferior y la piedra pómez del fondo, el sistema de SiO2 de la roca aumenta, mientras que el FeO, el TiO2 y el CaO disminuyen sistemáticamente. el contenido de La, Rb, Ba, Th y otros elementos también aumentó significativamente. Este cambio geoquímico sistemático implica que el magma félsico estaba en capas en la cámara de magma antes de que estallara. Este tipo de cámara de magma en capas tiene una zonación vertical obvia: el magma superior es ácido y Rb, Ba, La, Ce, etc. están relativamente enriquecidos debido a la diferenciación, el magma inferior es relativamente neutral, tal vez porque la diferenciación del magma es débil; , quizás debido al suministro continuo de magma profundo, Rb, Ba, La, Ce, etc. son relativamente altos. Si esta inferencia es correcta, la piedra pómez ácida que surgió de la parte superior de la cámara de magma en capas puede contener más agua y elementos mineralizantes como Pb y Zn. Si el fluido de agua de magma libre se condensa parcialmente desde la parte superior de la cámara de magma en capas, entonces las primeras erupciones harán que el fluido de agua de magma se inyecte primero en el sistema de fluido de agua caliente del fondo marino y tendrá un mayor impacto en la mineralización del agua caliente del fondo marino.
Figura 2-8 Diagrama de correlación de la relación MgO-87Sr/86Sr de rocas volcánicas en la depresión de Okinawa (según Shinjo et al., 1999)
MOT son las rocas volcánicas en la depresión central de Okinawa; ARG y AGG son sistemas de rocas volcánicas de arco insular. Shijo et al (1999) informaron la composición de isótopos Sr-Nd del conjunto de rocas bimodales de la depresión de Okinawa. Miembros finales félsicos: 143Nd/144Nd de dacita y riolita varían entre 0,5128 y 0,5129, 87Sr/86Sr varían entre 0,7040 y 0,7045, y miembros finales máficos: 143Nd/144Nd de basalto (0,5127～0,5129) y 87Sr/86Sr (0,5128 y 0,5129). .7039～0.7045) son casi consistentes con esto, lo que prueba firmemente que el magma félsico-máfico tiene la misma roca fuente del manto y tiene una estrecha relación genética. La Figura 2-8 muestra la relación entre 87Sr/86Sr y Mg en las rocas volcánicas de la depresión central de Okinawa. El MgO mostrado por estos magmas se reduce significativamente y la relación 87Sr/86Sr casi no cambia, lo que indica que la relación entre rocas máficas. y rocas félsicas Existe una evidente relación de diferenciación cristalográfica entre ellas, aunque la contaminación de los materiales superficiales puede tener un ligero impacto en el magma félsico.