Record di massicci upwellings dalla grande e pacifica provincia a bassa velocità di taglio | comunicazioni della natura

Record di massicci upwellings dalla grande e pacifica provincia a bassa velocità di taglio | comunicazioni della natura

Anonim

Soggetti

  • Geochimica
  • geodinamica
  • petrografia

Astratto

Le grandi province ignee, in quanto espressione superficiale dei processi del mantello profondo, svolgono un ruolo chiave nell'evoluzione del pianeta. Qui analizziamo la documentazione e la tempistica geochimiche delle Grandi Province Igneous dell'Oceano Pacifico e conservarono terrestri accreditati per ricostruire la storia degli impulsi di upwellings del pennacchio del mantello e la loro relazione con una fonte profondamente radicata come la Grande Provincia a bassa velocità di taglio del Pacifico durante la metà -Giurassico al Cretaceo superiore. La modellistica petrologica e i dati geochimici suggeriscono la necessità di interazione tra questi pozzi profondi e le dorsali oceaniche in impulsi separati da – 10–20 Ma, per generare gli enormi volumi di fusione conservati oggi come altopiani oceanici. Questi impulsi hanno avuto un impatto sul biota marino causando episodi di anossia ed estinzioni di massa poco dopo la loro eruzione.

introduzione

La tomografia globale e i modelli numerici suggeriscono che le occorrenze del pennacchio del mantello sono strettamente legate ai margini delle grandi province a bassa velocità di taglio (LLSVP) 1, 2, 3, 4 . In queste zone marginali l'ascesa di materiale dal confine nucleo-mantello collega la dinamica del mantello profondo con i processi superficiali attraverso l'attività del pennacchio del mantello, formando grandi province ignee (LIP) e alcuni dei moderni vulcani hotspot 5, 6 . 7 prove petrologiche e 8 geodinamiche suggeriscono un legame tra la formazione di altipiani oceanici e le interazioni tra pennacchi di mantello e creste di mezzo oceano (MOR). Anche se la relazione di causalità tra i due processi non è ancora chiara (o la frattura è iniziata dall'impatto del pennacchio o precede l'interazione del pennacchio), volumi maggiori di materiale del mantello rialzante raggiungono preferenzialmente la superficie quando colpiscono o catturati da un MOR 8, 9 . Di conseguenza, è possibile rintracciare le potenziali interazioni tra MOR e promontori del piumaggio del mantello facendo riferimento all'evoluzione tettonica e magmatica della Pacific Plate nel tempo alla posizione attuale del LLSVP, considerando l'esistenza di lunga durata (∼ 500 Ma) di questi anomalie termochimiche 1, 8, 10 .

Qui, abbiamo identificato upwelling episodici del LLSVP del Pacifico durante il Mesozoico ricostruendo l'evoluzione cinematica della piastra del Pacifico negli ultimi Ma 168 Ma usando il record di frammenti LIP, entrambi accumulati in margini tettonici e sul fondo del mare. Per ricostruire con precisione il layout della lastra paleo-pacifica, abbiamo incluso sia gli altopiani oceanici che i basalti delle inondazioni dei bacini oceanici, tuttavia ai fini di questo documento di seguito faremo riferimento a entrambi i gruppi come LIP oceanici considerando che i processi che hanno formato entrambi i tipi di caratteristiche sono intrinsecamente correlati 11 poiché entrambi sono generati da un'estesa decompressione adiabatica di materiale più caldo del mantello astenosferico ambientale 11, 12 .

risultati

Record di LABBRA relativi al Pacifico accreditati in Costa Rica

I LIP posizionati sopra le placche oceaniche diventano sezioni ispessite e galleggianti della litosfera, rendendole inclini a collisione e accrescimento invece di subduzione, poiché raggiungono margini convergenti mediante i normali processi di diffusione delle placche oceaniche 13 . Questi processi di accrescimento hanno conservato una serie di frammenti di LIP lungo la costa del Pacifico del Costa Rica (Nota integrativa 1 e Figura complementare 1), che vanno dalla formazione della Placca del Pacifico a ∼ 170 Ma all'ultimo LIP del Pacifico a ∼ 90 Ma, che rappresenta uno dei record più completi di eventi di upwelling del manto di Pacific Plate che hanno portato a LIP 14, 15, 16 (Fig. 1a, b). Il complesso Nicoya nella costa nord-occidentale del Pacifico del Costa Rica (Fig. 1) raggruppa una serie di terrane di origine oceanica che includono flussi di basalto a cuscino ben conservati (Fig. 2). Cronologicamente queste suite di lava rappresentano tre eventi principali: Nicoya I a ∼ 140 Ma, Nicoya II a ∼ 120 Ma e Nicoya III a ∼ 90 Ma 15 (Fig. 1 e Tabella supplementare 1). Le lava conservano i nuovi occhiali con bordo a cuscino (Fig. 2), che abbiamo usato per generare nuovi dati geocronologici e geochimici da queste terrazze con accrescimento LIP oceanico. Questi dati sono stati incorporati in una raccolta globale di anomalie radiometriche ( 40 Ar / 39 Ar), biostratigrafiche e magnetiche dai LIP del Pacifico (dati supplementari 1–6) e rivelano periodi di attività magmatica potenziata associati a rialzi del pennacchio del mantello, quasi da allora la formazione della Pacific Plate (Fig. 1a, b). Originariamente si pensava che queste terrazze Nicoya appartenessero al LIP dei Caraibi 15, 17, tuttavia le età dei basalti di Nicoya I e Nicoya II non sono coerenti con un'origine LIP dei Caraibi. La loro firma geochimica e associazione con scisti neri che registrano eventi anossici oceanici globali (Fig. 1b) suggeriscono che rappresentano frammenti di LIP più vecchi. Pertanto, per valutare meglio la loro provenienza, abbiamo creato una serie di ricostruzioni cinematiche per mostrare la possibile episodicità degli upwelling LLSVP del Pacifico, nonché la possibile posizione in cui si sono formati Nicoya I e II.

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( a ) configurazione attuale della placca circum-pacifica centrale; le aree viola evidenziate corrispondono a frammenti di altopiani oceanici e fondali di inondazioni oceaniche del bacino conservati sul fondo del mare e ai margini delle placche, i punti gialli sono posizioni campionate con geocronologia e / o geochimica e le linee bianche rappresentano anomalie magnetiche del fondo del Pacifico dopo Muller 21 . I confini del Pacifico LLSVP (rif. 18) a 2500, km sono proiettati in superficie. ( b ) Correlazione geocronologica dei LIP del Pacifico con i terrestri accresciti oceanici in Costa Rica (basamenti di cuscini e radiolariti), eventi anossici oceanici globali 53 e inversioni di polarità geomagnetica 56 . Diamanti viola indicano i basalti del cuscino Nicoya a 140 Ma, i cerchi rossi a 120 Ma, gli esagoni blu a 110 Ma e gli ex blu a 90 Ma; simboli rossi a tre punte indicano le età radiolari con le rispettive barre di errore. CAB, Caraibi; EMB, Bacino della Mariana orientale; HES, Hess Rise; HIK, Hikurangi; MAG, Magellan Rise; MAN, Manihiki; MPM, Mid-Pacific Mountains; NAU, bacino del Nauru; NIC I, Nicoya I; NIC II, Nicoya II; OJP, Ontong-Java; PIG, Bacino di Pigafetta; SHA, Shatsky Rise.

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( a ) Il basalto del cuscino scorre sulla spiaggia di San Juanillo (lat / long: 10.03020 / -85.7394) con bordi in vetro spento che circondano i basalti del cuscino. ( b ) più da vicino un singolo cuscino di basalto; i bordi conservavano gli occhiali con poca o nessuna alterazione. ( c ) La ialoclastite tra i basalti dei cuscini contiene anche frammenti di bicchieri freschi. ( d ) Primo piano del bordo di vetro fresco che circonda il basalto del cuscino. ( e ) diagramma multielemento che mostra le marcate differenze nel contenuto di elementi mobili fluidi tra analisi effettuate in situ su cerchi in vetro di basalto (simboli rossi) da LA-ICP-MS e su analisi di rocce intere dai nuclei del cuscino (simboli blu chiusi) e i bordi del cuscino (simboli blu aperti). ( f ) Rappresentazione schematica dell'interazione basalto-cuscino d'acqua di mare all'eruzione sul fondo del mare. A t 1 il cuscino di basalto esplode (T ∼ 1.000 ° C) sul fondo del mare dove entra immediatamente in contatto con acqua di mare fredda (T ∼ 1 ° C). In t 2, lo shock termico provoca l'estinzione istantanea della lava, che crea un bordo di vetro che circonda il basalto del cuscino. Al t 3 il cuscino di basalto inizia a raffreddarsi e si contrae, creando fratture radiali che consentono il trascinamento dell'acqua di mare.

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Modello cinematico della formazione Pacific Plate e LIP

Sovrapponendo i limiti dell'attuale LLSVP del Pacifico (rif. 18) sulla superficie delle nostre ricostruzioni tettoniche della placca cinematica (dettagli nella sezione Metodi e nelle Figure 2-5 supplementari) possiamo valutare le potenziali interazioni tra la posizione dei MOR e potenziali upwellings dell'LLSVP nel tempo (Fig. 1a). Molte delle ricostruzioni tettoniche del Pacifico esistenti utilizzavano solo la posizione degli hotspot come frame di riferimento fisso; tuttavia, ciò potrebbe introdurre incoerenze dovute al movimento dell'hotspot su grandi scale temporali poiché i pennacchi potrebbero essere influenzati dal "vento" del mantello o potrebbero essere catturati da un MOR 19, 20 . Pertanto, per creare una ricostruzione più accurata nel nostro modello cinematico, abbiamo usato una combinazione integrale di anomalie paleomagnetiche (riportate 21 e ricostruite) con la geometria del fondo marino (MOR, anomalie magnetiche e relative posizioni dell'hotspot) e l'evoluzione geologica e cinematica del margini attivi delle Americhe.

Il nostro modello evidenzia una stretta relazione tra la formazione di LIP del Pacifico, le posizioni paleo dei MOR e i margini del LLSVP del Pacifico in momenti specifici. A ∼ 168 Ma la nostra ricostruzione mostra la nascita della moderna Pacific Plate e sul suo confine nord-occidentale, vicino al margine LLSVP, la collocazione del Bacino di Pigafetta (Fig. 3a). Questo bacino contiene la più antica crosta oceanica della Placca del Pacifico (– 170–160 Ma 22, 23 ) e può essere associato a un potenziale rialzo profondo sul bordo nord-occidentale del confine LLSVP. Anche se il Bacino di Pigafetta è considerato un LIP oceanico di tipo basalto di fondo oceanico, la sua formazione potrebbe essere correlata all'interazione del pennacchio di mantello derivato dal Pacifico LLSVP e un MOR. Questa interpretazione è in buon accordo con i dati ad alta risoluzione 40 Ar / 39 Ar raccolti da Koppers, et al . 24 e con precedenti modelli di ricostruzione (dati supplementari 1).

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Le notazioni "M" si riferiscono ad anomalie magnetiche stabilite. Il contorno arancione indica il LLSVP del Pacifico. I MOR sono rappresentati da spesse linee blu chiaro e anomalie magnetiche in linee bianche sottili. ( a ) A .2 168, 2 Ma (M42) la Pacific Plate era alla sua insorgenza. Il bacino di Pigafetta (PIG) ​​si stava formando. ( b ) A .6 139, 6 Ma (M16) un periodo di attivi upwellings del LLSVP del Pacifico ai suoi margini N-NE innescò la formazione di Shatsky Rise (SHA) a circa 144 Ma, altopiano Nicoya I (NIC I) e Mid-Pacific Montagne (MPM) a circa 140 Ma e Magellan Rise (MAG) a circa 135 Ma. ( c ) A .4 120, 4 Ma (M0) un nuovo periodo di rinnovamento del mantello ha stimolato la formazione dell'evento sull'altopiano di Ontong-Java (OJP), Manihiki (MAN) e Hikurangi (HIK). L'altopiano di Nicoya II (NIC II) appartiene a queste serie di pozzi, che esplodono vicino ai margini settentrionali del LLSVP. Anche in questo momento, si verificò uno stadio ringiovanito sulle montagne del Pacifico centrale caratterizzato dalla formazione di numerosi monti sottomarini con una chiara firma OIB che furono erosi e in seguito placati. Nel frattempo, il bacino della Mariana orientale (EMB), vicino ai margini W del Pacifico LLSVP, ha presentato un impulso magmatico interno a circa 127 Ma e 120 Ma, rispettivamente. ( d ) A ∼ 112 Ma il margine meridionale del LLSVP rimane attivo e in interazione con un MOR, formando sezioni dell'altopiano Hikurangi, del bacino di Nauru (NAU) e del bacino della Mariana orientale. ( e ) A ∼ 95 Ma i margini più orientali del Pacifico LLSVP sono diventati attivi formando il Caribbean Plateau (CAR) all'intersezione di con un MOR. Abbreviazioni della placca tettonica BIS (Biscoe), CHS (Chonos), FAR (Farallon), GUE (Guerrero), IZA (Izanagi), KUL (Kula), MAC (Mackinley), PAC (Pacific), PEN (Penas), PHO ( Phoenix), WAK (Washikemba), WRA (Wrangellia) e YAK? (Yakutat).

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Cronologicamente, la prossima serie di LIP del Pacifico include Nicoya I, Shatsky Rise e Magellan Rise a ∼ 140 Ma insieme allo scantinato altopiano che contiene le montagne del Mid-Pacific (Fig. 2b). Nella ricostruzione ∼ 140 Ma, i LIP si adattano lungo un MOR settentrionale che coincide con il margine LLSVP in quel momento, ad eccezione di Magellan Rise, che si forma in un MOR più a sud-est. Le Mid-Pacific Mountains siedono su un'area del fondo marino anormalmente elevata che è stata interpretata come una Superswell a metà Cretaceo. I monti marini e i guyot che costituiscono le montagne del Pacifico centrale, alcuni dei quali sono stati praticati dalle crociere DSDP e ODP, mostrano 40 Ar / 39 Ar di età compresa tra 123 e 128 Ma 25 ; tuttavia, l'altezza batimetrica principale che costituisce il loro seminterrato non è stata raggiunta con successo dalla perforazione e si pensa che la sua età sia vecchia quanto il Giurassico superiore-Cretaceo inferiore 25 . Gli arricchimenti isotopici e geochimici dei basalti alcalini recuperati da questi monti marini e guyot sono in accordo con un vulcanismo controllato da processi di mantello superficiale e dalle sollecitazioni tettoniche all'interno dell'altopiano originale 26 . Quindi, qui ipotizziamo che le montagne del Mid-Pacific rappresentino uno stadio ringiovanito di un LIP oceanico molto più antico che ha avuto il suo principale impulso di costruzione vulcanica intorno a 140 Ma 25 . Questo LIP oceanico appare nella nostra ricostruzione ∼ 140 Ma, in particolare accanto alle suite più antiche della terracotta Nicoya I (Fig. 1b), accreditate in Costa Rica. Proponiamo che la terrestre oceanica di Nicoya I costituisca un pezzo alla deriva di quel LIP che fu successivamente aggiunto alla costa del Costa Rica (Fig. 3b).

Nella ricostruzione del Ma 120 Ma un importante episodio di risorgiva dal Pacifico LLSVP ha generato i più grandi LIP oceanici registrati nella storia della Terra: LIP Ontong-Java, Manihiki e Hikurangi (Fig. 3c) che si pensa abbiano eruttato in modo sincrono come un unico plateau che fu successivamente diviso in due parti 27, 28, 29, 30 . In questa fase si sono formati anche i LIP oceanici del bacino della Mariana orientale e del bacino del Nauru. Questi LIP sono probabilmente legati alla formazione dell'evento Ontong-Java, Manihiki e Hikurangi Plateau 27 che avrebbe potuto estendersi lateralmente, creando una struttura più sottile rispetto all'evento plateau principale. I monti marini più giovani provenienti da stadi ringiovaniti in cima a questi LIP registrano una deformazione intra-plateau e un basso grado di fusione parziale di eterogeneità superficiali 27, e quindi non sono rappresentativi di upwelling profondi del mantello come considerato in altri studi 31 . Nel nostro modello, questi LIP si sono formati lungo un MOR orientato verso est-ovest vicino al margine LLSVP meridionale. Allo stesso modo, al limite settentrionale dell'LLSVP, un potenziale rialzo ha raggiunto un MOR in questa fase. Questa crescita ha innescato l'eruzione del ca. 120 suite Ma basaltiche che furono costruite nella penisola di Nicoya (Nicoya II, Fig. 1). Proponiamo che il terrestre Nicoya II si formasse accanto alla sezione più giovane del seminterrato delle Montagne del Pacifico Centrale, ma sul lato nord-occidentale del MOR, causando la migrazione del terrano Nicoya II verso i margini occidentali del Pacific Plate (Fig. 3c).

Il nostro modello è anche in buon accordo con i dati cronologici e geometrici, che suggeriscono che esiste una sezione dell'altopiano di Hikurangi leggermente più giovane di Ontong-Java e Manihiki 28 (Fig. 3d). Alla ricostruzione del Ma 112 Ma le interazioni tra il margine meridionale del LLSVP e una tripla giunzione MOR separarono il LIP Hikurangi dagli altri altipiani; questa crescita è probabilmente responsabile della formazione delle sezioni più giovani dell'altopiano di Hikurangi (Figg 1b e 3d). Nel caso di Hess Rise, nel sito DSPD 464 (rif. 32), sono stati perforati sedimenti di età albanese (∼ 113–100 Ma), suggerendo che il seminterrato sottostante potrebbe essere più vecchio delle età radiogeniche del materiale recuperato . Il nostro modello mostra che questo seminterrato era probabilmente formato ai limiti settentrionali del margine LLSVP tra 120 e 112 Ma (Fig. 3c, d). Le epoche del terrestre di Nicoya II intorno al 110 Ma suggeriscono anche che in quel momento si stava verificando una ripresa attiva sul bordo settentrionale del LLSVP (Fig. 3d).

È interessante notare che non vi sono record per la formazione di LIP relativi all'Oceano Pacifico a ∼ 103 Ma; tuttavia, il nostro modello suggerisce un'interazione tra un MOR e i bordi settentrionali del LLSVP, attivando potenzialmente la formazione di un LIP in questo momento (Figura 3g supplementare). Un candidato plausibile potrebbe essere il terrestre oceanico Yakutat 33 non datato, che inizialmente si scontrò con il margine nordamericano, quindi tradotto lungo il margine e divenne collocato al margine meridionale dell'Alaska 33 . Inoltre, ciò solleva la possibilità dell'esistenza di impulsi di upwelling dell'LLSVP che non sono stati ancora identificati nella documentazione geologica.

I più giovani impulsi di upwelling LLSVP del Pacifico a ∼ 90 Ma, includono il LIP dei Caraibi e le parti più giovani di Hess Rise. Frammenti recuperati di Hess Rise di ∼ 90 Ma mostrano una chiara firma geochimica coerente con un LIP 34 . Alla ricostruzione ∼ 95 Ma (Fig. 3e), l'altopiano dei Caraibi si sta formando da un pennacchio collegato alla parte più orientale del LLSVP in una posizione quasi equatoriale. Sebbene l'interazione tra l'upload di LLSVP e il MOR sia evidente solo nella regione meridionale, suggeriamo che il pennacchio sia stato catturato dal MOR 20, da cui la configurazione verso nord del LIP, e probabilmente ancora interagendo fino a Ma 67 Ma (Fig 3 supplementari e 4); un modello simile è stato proposto per spiegare l'enorme volume e la configurazione dell'evento Ontong-Java, Manihiki e Hikurangi 29 . Frammenti del LIP dei Caraibi sono stati identificati nella penisola di Nicoya come suite di massicci basalti, diabase e intrusioni di gabbro. Età radiologiche 40 Ar / 39 Ar raggruppano queste suite di rocce oceaniche tra 92, 5 e 83, 2 Ma (Fig. 1b), coerentemente con le età riportate per l'Altopiano dei Caraibi nella regione (Caraibi, Colombia, Ecuador; Fig. 1b e Dati supplementari 1 ). Infine, durante la nostra ricostruzione ∼ 68 Ma e ∼ 56 Ma (figura complementare 3j, k) il LIP caraibico è posizionato tra le Americhe e mentre la piastra continuava a spostarsi verso est, l'iniziazione alla subduzione avviene nel suo confine occidentale, formando i primi Fossa dell'America Centrale.

Prove per l'interazione pennacchio-cresta nella formazione del LIP

Immediatamente dopo la comparsa di lave basaltiche in ambienti oceanici profondi attorno al cuscino si forma un bordo di vetro che si spegne (Fig. 2a-d). Numerosi autori hanno descritto la dinamica fisica e chimica di tale interazione, che di solito si traduce in uno scambio di cationi disciolti tra l'acqua di mare e la crosta oceanica appena formata (Fig. 2e, f) 35, 36 . Durante il processo di spegnimento, si verifica una diminuzione del volume, che consente lo sviluppo di diversi set di crepe radiali che circondano i basamenti del cuscino. Queste crepe di raffreddamento consentono all'acqua di mare di penetrare all'interno più caldo del cuscino dove reagisce con i nuclei del cuscino 37 . Queste interazioni comportano diverse firme geochimiche per il basalto del cuscino interno e i loro bordi in vetro 38, 39, 40 .

Gli elementi litofili di grandi ioni si comportano in modo simile durante l'alterazione idrotermica e durante i processi di fusione, cioè si ripartiscono fortemente nella fase fluida. Quindi, elementi alcalini come Rb, Sr, K, Mg, Ca, Na e Ba mostrano variazioni nel contenuto da cerchi a nuclei in basamenti di cuscini che mostrano un comportamento mobile. Gli elementi di resistenza ad alto campo come Ti, Th, Zr, Nb e Ta, e in una certa misura gli elementi di terre rare medie e pesanti sono meno mobili nelle fasi fluide durante l'alterazione idrotermica, il che si traduce nel loro contenuto che rimane invariato dai bordi ai nuclei in il cuscino basta 39 . Di conseguenza, i bordi in vetro del cuscino sono solitamente arricchiti in elementi come Fe, Mg, Mn e Rb mentre mostrano impoverimenti in Si, Ca, Na, K, Sr e Pb. Questi ultimi elementi tendono a penetrare all'interno del basalto del cuscino e ad arricchire il nucleo del basalto del cuscino 39 . Questi schemi nel comportamento degli elementi ci hanno motivato ad analizzare comparativamente il nucleo e i bordi di vetro dei basamenti dei cuscini dalle terrazze oceaniche accrescute da Nicoya (Fig. 2e). I picchi in elementi come Rb, Ba, K, Pb e Sr mostrano una firma arricchita nei nuclei del cuscino quando si eseguono analisi in massa e / o bordo del cuscino di roccia. Tuttavia, quando le analisi sono state fatte in situ nei vetri basaltici freschi dei cerchioni, è evidente un modello di oligoelementi opposto (Fig. 2e). Quindi, analizzando i bordi in vetro anziché il campione di cuscino sfuso possiamo evitare l'effetto dell'interazione con l'acqua di mare e ottenere una migliore firma della composizione lavica originale. Ciò è di grande importanza dato che la firma arricchita del nucleo del cuscino può essere interpretata come una firma ad arco quando in realtà si tratta di un artefatto dell'interazione tra acqua di mare e lava, che può provocare interpretazioni fuorvianti della loro origine.

Dopo un'attenta valutazione dell'uso di nuovi cuscini, abbiamo applicato vincoli geochimici per valutare ulteriormente la provenienza delle terrazze Nicoya e la loro possibile relazione con altri eventi LIP del Pacifico. I nostri campioni mostrano modelli REE piatti (La / Yb = 1, 0–1, 6) (Fig. 4a), che sono stati interpretati come il risultato delle frazioni di fusione elevate (20-30%) caratteristiche dello stadio principale dei pennacchi del mantello 7 . Sebbene le grandi frazioni di fusione prodotte dall'allontanamento di una testa di pennacchio caldo provochino un'omogeneizzazione delle fusioni, l'elemento traccia e le composizioni isotopiche dei basalti LIP oceanici possono anche suggerire di miscelare tra componenti arricchiti che salgono all'interno del pennacchio del mantello e materiale impoverito trascinato. Come esempio nello spazio La / Yb rispetto allo spazio Th / Yb (Fig. 4a), tutti i dati provenienti dai basalti LIP oceanici (compresi i nostri nuovi dati provenienti dai terrestri Nicoya) possono essere spiegati mescolando tra membri EMORB / OIB esauriti e arricchiti 41

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Le ellissi di densità dei dati per i LIP del Pacifico sono state calcolate al livello di confidenza del 95%. ( a ) La / Yb contro Th / Yb. ( b ) Nb / Yb contro Th / Yb. Tutti i dati dell'elemento di traccia LIP possono essere descritti come il risultato di diverse quantità di miscelazione di un membro finale arricchito (Arricchito MORB / OIB (rif. 59)) e di un esaurito MORB endmember 60 . ( c ) 208 Pb / 204 Pb contro 206 Pb / 204 Pb. ( d ) 143 Nd / 144 Nd contro 206 Pb / 204 Pb di sistematica isotopica per i basalti dei diversi LIP rispetto ai terrestri accresciti di Nicoya I e II che mostrano tendenze distinte per i LIP originati ai bordi nord-orientali del LLSVP (Shatsky, Caraibi, Nicoya I e II) e per i LIP del bordo meridionale (Ontong-Java, Manihiki, Hikurangi). Tutti i LIP del Pacifico mostrano una chiara relazione di miscelazione tra i membri finali DMM e HIMU, sebbene i campioni Manihiki richiedano anche un terzo componente per spiegare gli isotopi Nd bassi in un dato isotopo Pb.

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Sulla stessa linea, i dati isotopici radiogenici dei LIP del Pacifico richiedono una relazione di miscelazione tra un mantello MORB impoverito (DMM) e un serbatoio 41, 42 del mantello simile a HIMU. I componenti del mantello arricchito come HIMU sono stati attribuiti al riciclaggio dell'antica litosfera oceanica subdotta e dei sedimenti gassati 43 che persistono per miliardi di anni mentre le eterogeneità si riflettevano sul confine 5 del nucleo-mantello nella posizione dell'LLSVP (Fig. 5a). Una volta che queste eterogeneità si destabilizzano e salgono in modo vivace, si trascinano e si mescolano con il mantello impoverito dell'ambiente circostante. Le lava dei LIP del Pacifico mostrano arricchimenti verso un componente HIMU, se tracciate nello spazio 208 Pb / 204 Pb contro 206 Pb / 204 Pb (Fig. 4c). Le terrazze di Nicoya I e II sembrano condividere questa stessa firma isotopica. Va anche notato che i campioni dei LIP del Pacifico sono scoppiati ai bordi nord-orientali (cioè Shatsky, Nicoya I e II e Caraibi) del LLSVP mostrano una tendenza isotopica più ripida rispetto ai valori dei LIP meridionali (ovvero, Ontong-Java, Manihiki e Hikurangi) che indicano una leggera differenza nelle loro composizioni di origine (Fig. 4c). Ciò è evidente anche nella sistematica degli elementi di intensità di campo elevato (ad esempio Nb / Yb Fig. 4b) e nello spazio 143 Nd / 144 Nd contro 206 Pb / 204 Pb (Fig. 4d) dove Nicoya I e II terranes trama simile ai LIP di Shatsky e Caraibi. I campioni dell'Altopiano Manihiki richiedono un altro serbatoio isotopico (inferiore sia negli isotopi Nd che Pb) non evidente nel resto dei LIP. Ma nel complesso, l'elemento traccia e le composizioni isotopiche trovate in questi LIP sono notevolmente simili, suggerendo che forse i pennacchi del mantello che salgono dal LLSVP stanno toccando una comune sorgente profonda 44 (Fig. 5a).

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( a ) Rappresentazione schematica della LLSVP del Pacifico. Il materiale eterogeneo caldo dal confine nucleo-mantello (CMB) sale attraverso il mantello a causa di instabilità e galleggiamento positivo. Il materiale ascendente porta la firma geochimica dei serbatoi stagnanti presso il CMB; antiche lastre oceaniche subdotte, litosfera sub-continentale o sedimenti. ( b ) Alle catene delle isole oceaniche alimentate da un pennacchio di mantello, si verificheranno pressioni di fusione iniziale e finale (P i ) a profondità più elevate; tuttavia, la colonna di fusione (ΔP) sarà limitata a causa dello spessore litosferico (P f ). ( c ) Nel caso dei MOR, sia P che P sono presenti a livelli poco profondi. ( d ) E nel caso di una testa di pennacchio che colpisce un MOR si verifica una combinazione di condizioni in cui P sarà profondo e P f superficiale; di conseguenza, la colonna di fusione (ΔP) e la produzione di fusione sono grandi, rendendo le condizioni per la collocazione di un ideale LIP.

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Le nostre ricostruzioni tettoniche e la firma geochimica di queste lave suggeriscono che per produrre i LIP del Pacifico vi è stata un'interazione tra upwellings ai bordi del LLSVP e MORs in superficie. Pertanto, la composizione dell'elemento principale dei magmi primari dovrebbe essere coerente con una fonte di fusione profonda che è stata anche in grado di raggiungere livelli relativamente superficiali attraverso un MOR (rif. 7). Per verificare questa ipotesi, abbiamo aggiornato il lavoro di Herzberg e Gazel 7 con nuovi magmi primari modellati utilizzando PRIMELT3 (rif. 45). Concettualmente, le pressioni iniziali di fusione rappresentano la pressione alla quale il mantello adiabat attraversa il peridotite solido, e le pressioni finali di fusione forse rappresentano un limite reologico come il confine litosfera-astenosfera, o in casi estremi l'esaurimento delle fasi minerali fusibili 45 (Fig. 5b-d).

Utilizzando i contenuti FeO e MgO dai magmi primari calcolati, abbiamo determinato le pressioni iniziale e finale a cui si è verificata la fusione 7, 46 (Fig. 6). Di particolare interesse sono i risultati finali medi della pressione di fusione per i LIP compresi tra 2, 5 e 1, 5 GPa, che si sovrappongono ai dati MORB moderni; interpretiamo questi risultati come l'interazione tra i suoli profondi del mantello e le MOR durante la formazione di altopiani oceanici. Al contrario, nelle recenti posizioni di basalto delle isole oceaniche (OIB) le pressioni di fusione finali medie sono> 2, 0 GPa coerenti con il miglioramento delle anomalie termiche sotto uno spesso coperchio litosferico. Le due eccezioni sono l'Islanda formata vicino a una cresta 47 e Pitcairn che si è formata sulla cima di una giovane crosta oceanica 48 . La correlazione positiva tra SiO 2 (e quindi l'attività della silice) dei magmi primari e le pressioni finali di fusione (Fig. 6a) conferma il fatto che la fusione del LIP ha raggiunto livelli bassi 49 . D'altra parte, la lunghezza della colonna di fusione (come definita da P iniziale −P finale ) è significativamente più alta per la maggior parte dei LIP rispetto ai dati MORB e OIB moderni, in linea con l'elevata produttività di fusione che caratterizza i LIP (Fig. 6b) dovuta alla temperatura in eccesso nella loro fonte del mantello 7, 50 . Abbiamo anche trovato una correlazione negativa tra il contenuto medio di Na 2 O e la frazione di fusione (Fig. 6c) in accordo con correlazioni simili precedentemente mostrate nella sistematica MORB globale 49, 51 . Infine, abbiamo tracciato TiO 2 (un elemento incompatibile analizzato di routine) con la frazione di fusione, risultando in due tendenze evidenti, una per OIB e LIP che suggeriscono una fonte di mantello più arricchita rispetto a MORB (Fig. 6d) e una seconda tendenza esaurita che include MORB insieme a Galapagos, Pigafetta e parzialmente sovrapposti con l'Islanda, che evidenziano una componente del mantello più impoverito per questi magmi primari, coerente con una interazione attuale con un MOR in queste località 23, 52 .

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( a ) Pressioni finali di fusione (P f ) tracciate rispetto al contenuto di SiO 2 . I magmi primari LIP sono caratterizzati da valori di bassa pressione e alti contenuti di SiO 2, simili a MORB. ( b ) Colonna di fusione (P iniziale −P finale ) tracciata contro la frazione di fusione; I LIP mostrano colonne di fusione più estese che hanno portato a una maggiore produttività di fusione, rispetto a MORB e OIB. ( c ) Contenuto medio di Na 2 O rispetto alla frazione di fusione. Si noti come i LIP globali abbiano le frazioni di fusione più elevate e il contenuto di Na 2 O più basso. ( d ) Contenuto medio di TiO 2 rispetto alla frazione di fusione. È possibile identificare due tendenze distinte in cui i LIP mostrano i contenuti di TiO 2 più bassi e la fusione più elevata, ma nella stessa correlazione con la maggior parte dei magmi primari OIB. Il MORB medio, Pigafetta, Galapagos e in parte l'Islanda definiscono un'altra tendenza. Le barre di errore indicano un sd dalla media.

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Impatto globale dei upwellings da LLVPs e formazione di LIP

Le nostre ricostruzioni tettoniche di placche cinematiche da ∼ 168 Ma a ∼ 95 Ma mostrano costantemente potenziali rialzi dai bordi del Pacifico LLSVP coincidendo in superficie con un MOR durante la formazione dei noti LIP del Pacifico. Questi eventi sono separati da intervalli di 10-20 Ma e seguiti da periodi di grandi cambiamenti chimici oceanici e anossia che causano l'interruzione della biodiversità oceanica 53, 54 . Questi cambiamenti nell'oceano sono evidenziati da importanti disturbi del ciclo del carbonio del pianeta associati a un aumento delle temperature e della produttività organica che rimangono registrati come eventi anossici oceanici globali (caratterizzati dalla diffusa formazione di scisti neri). Questi eventi anossici oceanici globali sono associati alla maggior parte dei LIP 55 del Cretaceo e in alcuni casi possono essere correlati con più di un LIP attivo contemporaneamente (Fig. 1b); questo scenario aggraverebbe le condizioni negli oceani innescando estinzioni estese del biota oceanico.

Il fatto che la collocazione di massa di LIP (∼ 120–80 Ma) nel Pacifico coincida anche con la tempistica del Supercrone normale cretaceo (Fig. 1b), che può essere correlata alle fluttuazioni dei flussi di calore del mantello-core 56, 57, supporta ulteriormente l'ipotesi dell'origine del mantello profondo per i LIP. Pertanto, se i pennacchi che producono LIP erano radicati in uno strato limite alla base del mantello (LLSVP), è possibile che le instabilità dei componenti riciclati equivalenti peridotite perovskite galleggianti avessero progressivamente trascinato componenti riciclati 4, 10, 58 rendendoli meno galleggianti nel tempo e spiegando così la potenziale ciclicità osservata durante il Cretaceo. In alternativa, la potenziale ciclicità dell'ubicazione del LIP potrebbe anche essere correlata alle fluttuazioni di calore del nucleo che interagiscono con il mantello inferiore, agli impulsi di materiale che attraversano la zona di transizione (o il riscaldamento del materiale caldo o delle lastre dense discendenti) o una combinazione di entrambi i processi. Anche se queste ipotesi richiedono un'ulteriore valutazione, il riconoscimento di schemi e possibili cicli è cruciale per il legame tra processi profondi e vita. La piastra del Pacifico conserva le prove di profondi salotti del Cretaceo ma, proprio come i frammenti accumulati trovati in Costa Rica, molti altri eventi LIP non riconosciuti potrebbero essere conservati accumulati lungo i margini dell'Oceano Pacifico. Legare questi eventi al sorgere di anomalie di lunga durata come il LLSVP del Pacifico può aiutarci a comprendere i processi interni della Terra avvenuti in passato e il potenziale per le attività catastrofiche future del LIP.

metodi

Geocronologia e metodi geochimici

I vetri basaltici freschi della ialoclastite e i bordi dei cuscini sono stati raccolti dalle isole Murcielago e dalla penisola di Nicoya. GPS locations are reported in the Supplementary Data 1. These samples were carefully selected and cleaned to get the fresher pieces of glass. Glass chips of 425–300 μm in diameter were obtained by dry-sieving.

To acquire the 40 Ar/ 39 Ar data, the groundmass and mineral separates were irradiated for 60 h at the Oregon State University TRIGA-type reactor in the Cadmium‐Lined In‐Core Irradiation Tube. At the University of Wisconsin–Madison Rare Gas Geochronology Laboratory, incremental heating experiments were conducted using a 25 Watt CO 2 laser. Each step of the experiment included heating at a given laser power, followed by an additional 10 min for gas cleanup. The gas was cleaned with two SAES C50 getters, one of which was operated at ∼ 450 °C and the other at room temperature. Blanks were analysed after every second laser heating step, and were <5 × 10 −20 mol V −1 for 36 Ar and 2 × 10 −17 mol V −1 for 40 Ar, respectively. Argon isotope analyses were performed using a MAP 215–50, and the isotope data were reduced using ArArCalc software version 2.5 (//earthref.org/ArArCALC/). Ages were calculated from the blank-discrimination and decay-corrected Ar isotope data after correction for interfering isotopes produced from potassium and calcium in the nuclear reactor (Supplementary Data 2–6). Ages are reported with 2σ uncertainties (includes the J uncertainty) and are calculated relative to a Fish Canyon standard age of 28.201±0.046 Ma (ref. 61) and a value for λ 40 K of 5.463±0.107 × 10 −10 per year 62 .

Basaltic glass samples collected from the Murcielago Islands and Nicoya Peninsula pillow basalts rims were selected under a stereoscope microscope, and arranged in a 1-inch round epoxy mount which was later polished for electron microprobe analyses. Major element data were collected at the Electron Beam Laboratory at Virginia Tech with a Cameca SX50 Electron Microprobe using a 60 μm diameter electron beam at a 10 nA current a 15 kV acceleration voltage. Trace elements were obtained at Virginia Tech LA-ICPMS lab facilities using an Agilent 7500ce ICPMS coupled with a Geolas laser ablation system. Three analyses were performed in each glass using a 90 μm diameter spot and at 10 Hz repetition rate. Standards were run at the start and end of the run to correct for drift. The data were reduced using the USGS standards BCR-2G, BHVO-2G and BIR-1G. Replicates of these standards indicate a precision of <5% (relative standard deviation (RSD)) and accuracy better than 10% for most of the elements analysed (Supplementary Data 1). Analysis of Sr, Nd and Pb radiogenic isotope ratios were carried out at the Center for Elemental Mass Spectrometry, University of South Carolina following established techniques for this lab 63 . Major and trace element geochemistry along with isotopic data are reported in Supplementary Data 1. To guarantee an acceptable quality in the data, we chose only the samples that yielded an 40 Ar/ 39 Ar plateau age (with 39 Ar% higher than 50%) or samples that generated inverse isochrones ages for our study. Also, we used only data obtained by step-heating techniques to avoid anomalous sub-systems within the measurements due to Ar loss or inherited Ar. Previous studies have published K-Ar ages for the Nicoya Complex oceanic rocks; however, these ages are not included in our compilation because the low potassium contents of the basalt suites and the varying degrees of secondary seafloor alteration introduce uncertainty to the measurements. Altered samples can be subject of partial loss of radiogenic 40 Ar derived from in situ decay of 40 K which can lead to an under/over estimation of the crystallization ages. Supplementary Table 1 includes the 40 Ar/ 39 Ar geochronological analyses from the Nicoya Complex reported in previous works by Sinton et al . 64, Hauff et al . 14 and Hoernle et al . 15 In this work we present five new ages from El Coco (137.09±2.48 Ma), Murcielago Islands (113.43±3.48 Ma), inner Nicoya (89.3±4.3 Ma), Junquillal (79.9±0.7 Ma) and Marbella (77.2±2.7 Ma); the detailed step-heating experiments and 40 Ar/ 39 Ar spectra are available in the Supplementary Data 2–6. The ages from El Coco and Murcielago Islands were measured in fresh pillow basalt glasses and they belong to the Nicoya I and II LIP pulses. Samples from Junquillal, Marbella and inner Nicoya are from diabases and belong to intrusive events related to the main and subsequent pulses of the Caribbean LIP. Additional 40 Ar/ 39 Ar ages for other LIP events compiled from the literature are in the Supplementary Table 2 and plotted in Fig. 1a.

Kinematic plate tectonic reconstruction parameters

Our new kinematic plate tectonic model is based on data derived from different geological, geodynamic and kinematic constraints. Besides our own geological investigations in Central America, the distribution, composition, age and evolution of the continental blocks, magmatic provinces, suture zones, sedimentary basin and accreted complexes in Middle America region have been systematically compiled in a geo-referenced database 65 . Our model differs from earlier models because we integrated dynamic plate boundaries, plate buoyancy factors, oceanic spreading rates, subsidence patterns, stratigraphy and paleobiogeographic data, as well as the major tectonic and magmatic events. Our new plate tectonic models also combine the classically used Atlantic Ocean constraints (Pangea breakup) with the geodynamic history of the Americas active margins to place and reconstruct the Pacific Ocean plates. This new approach represents a distinct departure from classical continental drift models, which only consider displacement of continents, terranes and blocks on a sphere and do not take into account plate boundaries and oceanic crust geometry. The kinematic models presented here match isochrones 5o and 6o on the Pacific, Antarctica, Nazca and Cocos plates (Supplementary Fig. 2). Asymmetric counterpart isochrones for 13y, 18o, 21o, 25y, 31y and 34y were constructed on the Farallon Plate seafloor from the Oligocene to the Campanian (for example, Fig. 3i–k). A combination of using fixed Atlantic and Pacific hotspots as a framework to calculate relative plate motions, and interpreting the onshore geology such as subduction complexes, accretionary terranes, ophiolites and larger-scale crustal deformation approaches were used to reconstruct isochrones during the Cretaceous Normal Superchron (Fig. 3f–h), as well as to reconstruct counterpart isochrones for M0, M10, M16, M25 and M42 (Fig. 3a–e). Finally, isochrones M21 and M4 were used as kinematic constraints for the geometric evolution of the Pacific Plate during the Late Jurassic to Early Cretaceous.

The new plate tectonic results presented here (Fig. 2 and Supplementary Figs 3–5) were created using a geological-geodynamic approach first explained and applied by Stampfli and Borel 66 . The reconstructions were performed using an ArcGis base, which enabled us to apply and quantify rotational motions and spreading/subduction rates to the numerous plates and tectonic blocks involved in the evolution of the study area. Boundary conditions are provided by the relative motions of the different plates with respect to a fixed Europe (Baltica). Plate tectonic concepts are applied all along the process and plate boundaries are built and transformed in space and time. Plate velocities can be calculated at any time and are never in excess of 20 cm per year. The reconstructions were created from the past to the present, although an iterative approach is always necessary. The size of the ancient oceanic domains was created using geometric constraints done by geometry of Pacific and Atlantic oceans magnetic isochrones see (Supplementary Fig. 4; ref. 67) and by the ages of collision events recorded in the Middle American region 68, 69 . The lithospheric plates were constructed through time by adding/removing oceanic crust to the major continents and terranes. Plates were created systematically using tight fits in order not to underestimate crustal extension. Each plate was moved step by step, as single rigid entities. The only evolving elements are the plate boundaries, which are preserved and follow a consistent geodynamic evolution through time. This methodology offers us a good control on plate kinematics and geometries, which provide new constraints for plate tectonic scenarios and their relationship with the geological record.

Due to the lack of magnetic lineations during the Cretaceous Normal Superchron, we created three kinematic plate tectonic reconstructions at 112, 103 and 95 Ma (Supplementary Fig. 3f–h) using reconstructed isochrones at symmetries and spreading rates that would provide a seafloor geometry to satisfactory explain collisions and other major geological and tectonic events recorded on the Middle America active margin. At the 112 Ma (Supplementary Fig. 3f), we propose a new ridge triple point formation in the southern Pacific Plate MOR, which connected the Pacific Plate with a new southeastern oriented ridge that opened perpendicular to Phoenix Plate seafloor. This triple point allowed the separation of the Manihiki and Hikurangi from the Ontong-Java Plateau.

Data and methodology applied here are part of a larger global geodynamic database created to support plate tectonic reconstruction extending from the Late Neoproterozoic to the Cenozoic. Examples of this new approach can be found in Hochard 70, whole globe; Bagheri and Stampfli 71, Iran; Moix, et al . 72, Turkey; Ferrari, et al . 73, Southeast Asia; von Raumer and Stampfli 74, Rheic Ocean; Flores 65, Central America; Stampfli and Hochard 75, Alpine realm; Vérard, et al . 76, South America-Antarctica; Wilhem, et al . 77, Altaids; Vérard, et al . 78, Global Euler poles distribution; Vérard and Stampfli 79, Australides; and Stampfli, et al . 80, Pangea. Our kinematic reconstructions do not significantly differ from those on Müller, et al . 25, (Supplementary Fig. 4) which integrated the absolute plate motion models. In our reconstructions, the Triangle of Pacific plate display four different rotational paths inside the LLSVP edges (Supplementary Fig. 5a), initially a clear south migration is observed from ∼ 168 Ma to ∼ 132 Ma (Supplementary Fig. 5b). A small step backwards is followed by a steady SW rotation occur from ∼ 120 Ma to ∼ 103 Ma (Supplementary Fig. 5c). A ∼ 10 Ma reversal period of rotation towards the NE is observed (Supplementary Fig. 5d) before its final NW migration recorded from ∼ 68 Ma to the present (Supplementary Fig. 5e). These rotational paths can be correlated to the growth, migration and collision of the various island arcs that surrounded the Pacific plate since ∼ 168 Ma to ∼ 84 as well as the establishment of a continued eastward subduction zone along the Americas after the formation of the modern Caribbean plate around 68 Ma.

Disponibilità dei dati

All data pertinent to this manuscript can be found in the manuscript itself or the associated Supplementary Information file.

Informazione supplementare

File PDF

  1. 1.

    Informazione supplementare

    Supplementary Figures 1-5, Supplementary Tables 1-2, Supplementary Note 1 and Supplementary References

File Excel

  1. 1.

    Dati supplementari 1

    New major elements, trace elements, and isotope geochemistry for the Nicoya accreted terranes, standard replicates, primary magma calculations for Pacific LIPs, and LIPs age compilation.

  2. 2.

    Dati supplementari 2

    Detailed step-heating experiments and 40Ar/39Ar spectra 1

  3. 3.

    Dati supplementari 3

    Detailed step-heating experiments and 40Ar/39Ar spectra 2

  4. 4.

    Dati supplementari 4

    Detailed step-heating experiments and 40Ar/39Ar spectra 3

  5. 5.

    Dati supplementari 5

    Detailed step-heating experiments and 40Ar/39Ar spectra 4

  6. 6.

    Dati supplementari 6

    Detailed step-heating experiments and 40Ar/39Ar spectra 5

Commenti

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