27/09/2015 1

Preparado por: Miguel Calcina B.

Fuente: H. Rivera, White cap11, Alberade Cap11,Maria Uhle Cap12.

Cap3. La Tierra como un sistema Geoquímico

UNIVERSIDAD NACIONAL DEL ALTIPLANO PUNO Escuela Profesional de Ingeniería Geológica

Curso Geoquímica

EPIG-UNA

(refractarios)

(volátiles)

(siderófilos &

calcófilos) (litófilos) (atmófilos)

(pérdidas por

impactos)

Nebulosa Solar

Condensación y Acreción

Núcleo Tierra Silicatada Atmósfera Primitiva

Núcleo

Interno

Núcleo

Externo

Manto Primitivo Luna

Manto Inferior Manto Superior

Corteza Continental

Corteza Oceánica

Oceanos y Atmósfera

Actuales

¿flujo

cometario?

Fusión parcial;

coeficientes de partición

Tectónica de Placas:

fusión y reciclaje

Nucleosíntesis

Equilibro Gases-Sólidos

(fusión, gravedad, afinidad geoquímica)

Enfriamiento Impacto

Catastrófico

Plumas del Manto

Desgasificación

Desgasificación

La Diferenciación de la Tierra 2

Manto y Nucleo – ¿Origen y composición del sistema solar?

– ¿Qué procesos ocurren en el interior de la tierra?

– ¿Cómo utilizamos las herramientas geoquímicas para estudiar el interior de la tierra?

– ¿Cómo identificamos las heterogeneidades del manto y cuál es su relación con las rocas volcánicas?

Estudiando el Interior de la Tierra

• La estructura física y la composición del interior de la tierra se puede determinar mediante:

– Estudio de xenolitos del manto y/o macizos peridotíticos

– Estudio geoquímico y petrológico de rocas magmáticas que son el producto de la fusión parcial del manto

– Petrología experimental

– Estudio de Meteoritos

– Métodos geofísicos

• Debilidades de los métodos indirectos:

– La geofísica sólo tiene acceso al presente

– La geoquímica sólo tiene acceso a la

superficie

Tiempo

Profundidad

?

Geoquímica

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Geochemistry of the Solid Earth I: The Mantle and Core

• Piezas considerables del manto se encuentran ocacionalmente en la superficie de la Tierra: macizos alpinos o ofiolitas, y pequeñas masas, xenolitos, ocacionalmente llegan a la superficie por erupciones volcánicas, la mayor parte de lo que conocemos sobre el manto se ha deducido indirectamente.

• Los métodos indirectos de estudio incluyen la determinación de las propiedades geofísicas, tales como el flujo de calor, la densidad y la velocidad sísmica.

• Otro método indirecto de estudio es el examen de las rocas volcánicas producidas por la fusión parcial del manto. Finalmente, la composición de las condritas es una limitación importante en la composición del manto

27/09/2015 Geoq 2.1: Manto -Nucleo 5

Leer Cap. 11 White

Herramientas Geoquímicas para el Estudio del Interior de la Tierra

• ¿Concentración de elementos mayores? No mucho. Los procesos de fusión parcial y cristalización modifican los elementos mayores de una forma muy complicada. Su variación es difícil de cuantificar.

• ¿Concentración de elementos traza? Realmente tampoco. Son función del mecanismo de fusión y/o cristalización y de la composición de la fuente. Por lo tanto son difíciles de modelar con exactitud...

• ¿Relaciones entre elementos traza? SI... A niveles moderados de fusión parcial, la relación entre elementos incompatibles nos permiten conocer las características composicionales de la fuente. Además, las relaciones entre elementos traza incompatibles NO se modifican de manera significativa durante la cristalización.

• ¿Relaciones isotópicas? TAMBIÉN... Las relaciones isotópicas de una roca magmática reflejan las características de la fuente (a menos que exista contaminación y/o mezclas). Además, nos provee de información del tiempo de residencia de la relación entre los isótopos padres e hijos.

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Composición del Manto y de la Tierra Global

• Cualquier estimación de la composición del manto debe explicar satisfactoriamente: – La variación composicional observada en los xenolitos y en los macizos

peridotíticos

– Las velocidades sísmicas y las densidades relativas observadas por los métodos geofísicos

– Una evolución a partir de una composición condrítica

– Su fusión parcial debe producir un basalto

Rocas Ultramáficas Velocidades Sísmicas

Cambios de Fases

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Composición del Manto Primitivo

• La composición del manto primitivo (i.e. tierra silicatada) ha sido interpretada a partir de las condritas carbonáceas y de los xenolitos peridotíticos (i.e. McDonough y Sun, 1995)

– Estos estudios consideran como premisa fundamental que el manto es composcionalmente homogéneo a nivel regional. ¿Será válida?

Si consideramos que el manto es homogéneo, entonces las peridotitas deben reflejar una

evolución a partir de una composición condrítica

Todos los xenolitos

estudiados muestran

un empobrecimiento

en elementos

incompatibles por

extracción de magmas

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Composición del Manto Primitivo

• Las relaciones entre elementos refractarios de las peridotitas terrestres cruzan los valores observados en las condritas

• Esto indica que el manto debió evolucionar a partir de una fuente cuya composición tuvo proporciones condríticas.

Por lo tanto es posible calcular la composición absoluta de elementos

refractarios en el manto primitivo

Las variaciones observadas en las peridotitas deben

reflejar unicamente un empobrecimiento por

extracción de magmas para dar origen a la corteza

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Composición del Manto Primitivo

• La proporción condrítica se rompe en los elementos volátiles y siderófilos:

– Empobrecimiento en volátiles: Probablemente relacionado con altas temperaturas en las porciones internas de la nebulosa solar que impidió su condensación. Y tal vez incrementado por bombardeo de meteoritos en las épocas tempranas.

– Empobrecimiento en siderófilos: Segregación temprana hacia el núcleo

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Rb/Sr(marte)>Rb/Sr(tierra)

Estructura Mineralógica del Manto

• La paragénesis mineralógica del manto cambia conforme aumenta la presión:

• En los primeros 200 Km los únicos cambios ocurren en las fases

aluminosas:

• 30 Km: Plagioclasa -> Espinela

• 60-90 Km: Espinela -> Granate

• Peridotita de granate permanece estable hasta ~300 Km

• ~300-460 Km: Piroxenos -> Granate mayorítico

• 400-670 Km (Zona de Transición):

• 400 km: olivino a -> olivino b (wadseleyita)

• 500 km: wadseleyita -> olivino g (ringwoodita)

• 660-700 Km (Inicio del Manto Inferior):

• Granate Mayorítico-> Perovskita + Ilmenita

• Ringwoodita -> Perovskita (Mg,Fe,Ca)SiO3 +

Magnesiowüstita (Mg, Fe)O

• Algunos autores sugieren también la existencia

de un límite composicional (Don Anderson,

1989)… ¿Cementerio de Cortezas Oceánicas?

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El Manto Inferior

• El manto inferior va desde 660-2900 Km de profundidad y por lo tanto sólo podemos estudiarlo a través de métodos geofísicos

• No se sabe mucho sobre su composición (dos teorías):

– Composicionalmente similar al manto superior (80% Perovskita y 20% Magnesiowüstita)

– Composicionalmente distinto y similar a las condrítas (~100% Perovskita)

Si el manto inferior es composicionalmente distinto, entonces:

–El proceso de convección también debe estar dividido en capas

o sólo involucrar al manto superior

–Las corteza oceánicas subducidas y las plumas del manto no

deben penetrar más allá de los 670 Km

–La corteza continental se derivó únicamente del manto superior

y entonces los modelos del manto primitivo son inválidos

Manto

Inferior

660 Km

D’’

¡Casi no sabemos nada!

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El Manto Más Profundo y la Capa “D’’

• La densidad y las velocidades sísmicas se incrementan de forma gradual a lo largo de todo el manto inferior

• Sin embargo, en los últimos 100 km se observa un descenso substancial en las velocidades sísmicas. A esta zona se le ha denominado como Capa D’’.

La Capa D’’ es muy heterogénea y existen dos teorías para

explicarla:

–Se trata de un límite composicional producto de

reacciones entre los silicatos del manto y el Fe-Ni

fundido del núcleo

–Se trata de un “cementerio” de cortezas oceánicas

subducidas. En este caso, la capa D’’ representaría la

fuente de las plumas del manto

LAS ZONAS DE MENOR

VELOCIDAD SÍSMICA EN LA CAPA

D’’ (en rojo) COINCIDEN CON LOS

“PUNTOS CALIENTES”

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El Núcleo • Aunque los estudios geofísicos han demostrado que el núcleo está conformado por una

aleación de Fe-Ni, en realidad sabemos muy poco acerca de su composición exacta.

• Los meteoritos metálicos tienen entre 5% y 10% Ni, sugirendo que el núcleo terrestre debe tener una proprción similar

• Sin embargo, los modelos geofísicos también requieren de la existencia de ~10% de algún elemento más ligero. El candidato idóneo es azufre, aunque se ha especulado sobre la presencia de oxígeno. – S está muy empobrecido en la tierra silicatada, y aunque es un elemento relativamente volátil, su

empobrecimiento relativo es mayor que el observado en otros elementos de volatilidad semejante

– Los meteoritos metálicos tienen cantidades importantes de FeS (troilita)

– Fe fundido y FeS son completamente miscibles a bajas T

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• El núcleo es también el mayor reservorio

de elementos siderófilos: Re, Os, Ir, Pt,

etc...

• Las evidencias señalan que la formación

del núcleo debió ocurrir muy temprano en

la historia de la tierra, y probablemente

antes de que culminara el proceso de

acreción

• La energía gravitatoria liberada durante su

formación pudo elevar la temperatura de

la tierra ~2000°C, permitiendo la

formación de un “oceano de magma”

Heterogeneidades composicionales del manto (Isótopos)

• El manto de la tierra actual es composicionalmente heterogéneo a todas las escalas

• Las evidencias más claras se observan en las islas oceánicas (OIB) y en las cordilleras meso-oceánicas (MORB).

» ¿Por qué?

• MORBs tienen valores menores de 87Sr/86Sr y 187Os/188Os, y mayores de 143Nd/144Nd

– Los isótopos de Pb no siguen esa misma tendencia (se grafican a la derecha del GEOCRON), aunque generalmente se observan valores menores en los MORBs

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Heterogeneidades composicionales del manto (Elementos Traza)

• En terminos de las tierras raras: – Los MORBs tienen patrones empobrecidos de LREE con respecto a las HREE

– Los OIBs tienen patrones enriquecidos de LREE y empobrecido de HREE

• En términos de los elementos traza: – Los MORBs tienen patrones empobrecidos en elementos incompatibles. El nivel de

empobrecimiento es proporcional al grado de incompatibilidad de los elementos. Esto es evidencia de que la fuente de los MORB ha sufrido fusiones previas.

– Los OIBs están relativamente enriquecidos en elementos incompatibles y forman un patrón cóncavo con una anomalía positiva en Nb-Ta. Aunque el patrón es distinto, los OIBs también parecen haber sido afectados por un empobrecimiento relativo en los elementos más incompatibles (de otra forma, su composición isotópica debería ser igual al Bulk-Earth).

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0.1

1

10

100

Cs

Rb

Ba

Th U

Nb

Ta

K2O La

Ce

Pb Pr

Sr

Nd Zr

Hf

Sm Eu

TiO

2

Gd

Tb

Dy

Ho Er

Yb Y Lu

sa

mp

le/P

M

N-MORB

E-MORB

OIB

E-MORB: Mezcla entre OIB y MORB

El Manto Empobrecido

• Aunque en términos generales la fuente de los MORBs parece estar representada por un manto empobrecido en elementos incompatibles, también existen diferencias notables en la composición de los distintos océanos:

– El Océano Pacífico tiene valores menores 87Sr/86Sr y es en general muy homogéneo

– El Océano Atlántico alcanza valores mayores de 143Nd/144Nd

– El Océano Índico tiene los valores más bajos de 206Pb/204Pb y 143Nd/144Nd y altos de 87Sr/86Sr

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¡POR LO TANTO NO EXISTE N-MORB!

Variaciones Composicionales en los Océanos 18

¿Límites composicionales francos?

Australian-Antarctic Discordance (AAD).

Variaciones Composicionales en los Océanos 19

¿Variaciones composicionales graduales?

Picos enriquecidos en Bouvet, Azores e Islandia

Interacción OIB-MORB

Basaltos de islas oceánicas (OIB)

• La gran mayoría de los geoquímicos y geofísicos coinciden en afirmar que la fuente de los MORB es el manto astenósférico a presiones relativamente bajas.

• Los OIB, en cambio, ascienden de regiones considerablemente más profundas: ¿Plumas del manto? – Discontinuidad de los 660-700 Km – Interfaz manto-núcleo (teoría más popular por el momento)

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Islandia

Mid-Atlantic Ridge

Los MORBs son homogéneos

Se emplazan donde las placas se separa

La fusión y ascenso es “pasivo”

Los OIBs son heterogéneos

Independientes de la convección global

La fusión y el ascenso es “dinámico”

El Zoológico Mantélico

• La composición heterogénea de los OIB presenta sistemáticas notables en su geoquímica isotópica y de elementos traza y en general se pueden dividir en cinco grandes reservorios (Zindler y Hart, 1986): – HIMU: Engloba a las islas del Pacífico Austral, Comores (O. Índico), Ascención y Santa Helena (O.

Atlántico). Tienen una composición que se grafica debajo de los MORB en Sr-Nd y valores muy altos de 206Pb/204Pb (de allí el nombre, high-m, pues implica valores altos de m=238U/204Pb).

– EM-1: Engloba a las islas Tristan da Cunha (Atlántico), Juan Fernández (Pacífico) y Kerguelen (Índico) muestran una correlación con pendiente pronunciada en Sr-Nd y valores de 206Pb/204Pb semejantes al MORB

– EM-2: Engloba a las islas Azores (Atlántico), Marquesas, Society y Samoa (Pacífico), muestran una pendiente menor en Sr-Nd que EMI y valores mayores de 206Pb/204Pb.

– DMM: Se refiere al manto empobrecido (fuente de los MORB) – FOZO: Zona de convergencia (¿¿¿Manto Primitivo???)

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Evolución Geoquímica de los Reservorios Mantélicos

• La gran pregunta para los geoquímicos: ¿Cómo se formaron esos distintos reservorios?

• Algunos pensaban que los OIB simplemente representaban una fusión del manto primitivo (Schilling, 1973). Sin embargo, esto no es posible porque su composición isotópica difiere claramente del “bulk earth”

• Actualmente la teoría más aceptaba involucra el reciclaje de cortezas oceánicas y/o continentales dentro del manto profundo de la tierra (Hofmann y White, 1982):

– A los ~90 km de profundidad la corteza oceánica se convierte en eclogita y es mucho más densa que el manto que le rodea. Por lo tanto se hunde.

– Si el manto está estratificado composicionalmente a los 670 Km,

las cortezas oceánicas no podrán penetrar más allá

– Si el manto es homogéneo, podrán avanzar hasta la interfaz

manto-núcleo en donde podrán sobrecalentarse por conducción.

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La diversidad composicional de

los OIB se explica mediante la

presencia de distintos

componentes derivados de las

placas oceánicas (sedimentos,

erosión continental, basaltos)

El Manto Subcontinental Litosférico

• La composición de los basaltos continentales es mucho más heterogénea que la de los OIB y aunque esto puede deberse en gran medida a procesos de “asimilación cortical”, la composición isotópica de los xenolitos recuperados en los continentes sugiere que esta variación también es el reflejo de una heterogeneidad extrema en el manto litosférico.

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• La heterogeneidad del manto litosférico ha sido

artribuida en gran medida a procesos de extracción

de magmas para dar lugar a la corteza continental y

a procesos “metasomáticos”:

• Liberación de fluidos durante el proceso de

subducción

• Inyección y solidificación de magmas

profundos formando vetas