海洋島玄武岩

海洋島玄武岩の地球化学は、地球のマントルの化学的および物理的構造を研究する上で有用である。ホットスポット火山の溶岩を供給するマントルプルームの中には、核とマントルの境界（ 深さ約2900km）と同じ深さで発生するものもあると考えられている。ホットスポットの海洋島玄武岩の組成を調べることで、玄武岩を生成するために溶融したプルーム導管内のマントル領域の組成を知ることができ、マントル内のさまざまな貯留層がどのように、いつ形成されたのかの手がかりが得られる。

マントルの地球化学的構造に関する初期の概念モデルでは、マントルは上部マントルと下部マントルの2つの貯蔵庫に分かれていると考えられていました。上部マントルは、地球の大陸を形成した溶融抽出により地球化学的に枯渇していると考えられていました。下部マントルは均質で「原始的」であると考えられていました。（この場合、「原始的」とは、地球の集積と核形成以来、溶融抽出によって変化したり、沈み込んだ物質と混合したりしていない、惑星の構成要素を表すケイ酸塩物質を指します。）地震トモグラフィーは、沈み込んだスラブが上部マントルを通過して下部マントルに入っていることを示しており、これは下部マントルが孤立していないことを示しています。^{[ 11 ]}さらに、プルーム由来の海洋島玄武岩で観察される同位体不均質性は、均質な下部マントルに反論しています。重い放射性同位体は、同位体比がマントルの溶融に敏感ではないため、マントル源の組成を研究するのに特に有用なツールです。伝統的に、サブ分類には Sr-Nd-Pb-Hf-He 同位体比が用いられてきた。^{[ 12 ]} これは、地球表面に上昇して火山岩となる溶融物の重放射性同位体比が、溶融時のマントル源の同位体比を反映していることを意味する。海洋島玄武岩で最もよく研​​究されている重放射性同位体システムは、^87Sr / ^86Sr、^143Nd / ^144Nd、^206Pb / ^204Pb、^207Pb / ^204Pb、^208Pb / ^204Pb、^176Hf / ^177Hf、そして最近では^187Os / ^188Osである。これらの各システムでは、半減期が長い（すなわち、7億400万年以上）放射性親同位体が「放射性」娘同位体に崩壊します。例えば、マントルの融解による親/娘比の変化は、放射性同位体比の変化をもたらします。したがって、これらの放射性同位体システムは、親/娘比の変化のタイミングと程度に敏感であり、親娘比の変化（または分画）は、海洋島玄武岩で観察される放射性同位体不均一性を生成するプロセスに関する情報を提供します。マントル地球化学では、87Sr/86Sr比が比較的低く、143Nd/144Nd比と176Hf/177Hf比が高い組成は^、「地球^化学的^に枯渇^して^いる」^と呼ば^れます。Sr が少なく、¹⁴³ Nd/ ¹⁴⁴ Nd および¹⁷⁶ Hf/ ¹⁷⁷ Hf が低い岩石は、「地球化学的に濃縮されている」と呼ばれます。マントル由来の岩石中の Pb の同位体比が比較的低い場合は非放射性、比較的高い場合は放射性と呼ばれます。

これらの同位体システムは、下部マントルが不均質であることを示す証拠を提供してきた。海洋島玄武岩の記録には、いくつかの明確な「マントルドメイン」またはエンドメンバーが現れる。多同位体空間にプロットすると、海洋島玄武岩は、中心組成から極端な組成を持つエンドメンバーへと向かう配列を形成する傾向がある。枯渇マントル（DM）は、そのエンドメンバーの1つであり、低い^87Sr / ^86Sr、^206Pb / ^204Pb、^207Pb / ^204Pb、^208Pb / ^204Pb、および高い^143Nd / ^144Ndおよび^176Hf / ^177Hfによって定義される。したがって、DMは地球化学的に枯渇しており、放射性同位体含有量が比較的少ない。中央海嶺は受動的に上部マントルをサンプリングし、MORBは一般的に地球化学的に枯渇しているため、上部マントルは主に枯渇マントルで構成されていることが広く受け入れられています。したがって、枯渇MORBマントル（DMM）という用語は、中央海嶺火山活動の源となる上部マントルを説明するためによく使用されます。海洋島玄武岩も地球化学的に枯渇したマントル領域をサンプリングしています。実際、ほとんどの海洋島玄武岩は地球化学的に枯渇しており、地球化学的に濃集した（つまり、^143Nd / ^144Ndが地球の構成要素よりも低い）組成まで達する溶岩を持つ海洋島玄武岩は10%未満です。

地球化学的に濃縮された領域は 2 つあり、それぞれ濃縮マントル 1 (EM1) と濃縮マントル 2 (EM2) と呼ばれています。EM1 と EM2 は概ね似ていますが、重要な違いがいくつかあります。EM1 は²⁰⁶ Pb/ ²⁰⁴ Pb が放射性同位体比が低く、⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr が中程度に高く、¹⁴³ Nd/ ¹⁴⁴ Nd と¹⁷⁶ Hf/ ¹⁷⁷ Hf が EM2 より低くなっています。^{[ 13 ]}ピトケアン島、ケルゲレン・ハード島、トリスタン・ゴフ島は EM1 の模式地です。 EM2は、EM1よりも高い^87Sr / ^86Sr値、特定の87Sr/86Sr値における^高い143Nd/ ^144Nd値^および176Hf ^/ 177Hf^値、^中間の^206Pb / ^204Pb 値によって定義されます。^{[ 13 ]}サモアとソシエテは、EM2の典型的な産地です。

もう一つの明確なマントル領域はHIMUマントルです。同位体地球化学では、ギリシャ文字μ（またはmu）は^238U / ^204Pbを表すために使用され、「高μ」（略してHIMU）は高い^238U / ^204Pb比を表します。時間の経過とともに、^238Uが206Pbに崩壊するにつれて、HIMU地球物質は特に放射性（高）^206Pb / ^204Pbを発達させます。地球物質が高^238U / ^{204Pb （HIMU）を持っている場合、高235U} / ^204Pbも持ち、したがって^206Pb / ^204Pbおよび^207Pb / ^204Pb同位体システムの両方で放射性Pb組成を生成します（^{238Uは206Pbに}崩壊し、^235Uは207Pbに崩壊します）。同様に、U/Pb比が高い地球物質はTh/Pb比も高くなる傾向があり、その結果、^208Pb / ^204Pb比が高くなる（^{232Thは208Pb}に崩壊する）。放射性同位体比の高い^206Pb / ^204Pb、^207Pb / ^204Pb、^208Pb / ^204Pbを持つ海洋島玄武岩は、HIMUマントル領域の産物である。セントヘレナ島や、クック諸島・オーストラル諸島火山帯のいくつかの島（マンガイア島など）は、HIMU海洋島玄武岩の模式地である。

ここで議論する最後のマントル領域は、海洋島玄武岩が放射性同位体マルチスペースで傾向を示す一般的な組成です。これは海洋島玄武岩で最も一般的なマントル源でもあり、地球化学的に枯渇した⁸⁷ Sr/ ⁸⁶ Sr、¹⁴³ Nd/ ¹⁴⁴ Nd、および¹⁷⁶ Hf/ ¹⁷⁷ Hf、ならびに中間的な²⁰⁶ Pb/ ²⁰⁴ Pb、²⁰⁷ Pb/ ²⁰⁴ Pb、²⁰⁸ Pb/ ²⁰⁴ Pb を有しています。 この中心マントル領域にはいくつかの名前があり、それぞれわずかに異なる意味合いを持っています。PREMA、つまり「Prevalent Mantle」は、海洋島玄武岩によってサンプリングされた最も一般的な組成を説明するために Zindler と Hart (1986) によって最初に造語された用語です。^{[ 14 ]} Hart ら（1992）は後に、放射性同位体マルチスペースにおける海洋島玄武岩組成の交点の位置を「フォーカスゾーン」、またはFOZOと名付けた。^{[ 15 ]} Farleyら（1992）は同年、プルーム中の高^3He / ^4He（原始的な地球化学的特徴）成分を「原始ヘリウムマントル」、またはPHEMと記述した。^{[ 16 ]}最後に、HananとGraham（1996）は、マントル由来の岩石中の共通混合成分を記述するために「C」（共通成分）という用語を使用した。^{[ 17 ]}

2 つのホットスポットの海洋島玄武岩に特定の放射性同位体組成によって示される特定のマントル領域が存在することは、同位体組成が類似したマントルプルームが深部マントルの同じ物理的貯蔵庫から供給されていることを必ずしも示すものではありません。むしろ、異なるホットスポットの場所で採取された放射性同位体組成が類似したマントル領域は、類似した地質学的履歴を共有していると考えられています。^{[ 18 ]}例えば、サモアとソシエテの EM2 ホットスポットはどちらも、リサイクルされた上部大陸地殻を含むマントル源を持っていると考えられており、^{[ 19 ]}この考えは、δ18O や δ7Li などの安定同位体観測によって裏付けられています^。放射^性同位体マルチスペースにおけるわずかに異なる配列によって示されるように、同位体の類似性は、サモアとソシエテが同じ物理的マントル源を持っていることを意味するものではありません。したがって、「EM1」、「EM2」、「HIMU」、「FOZO」に分類されるホットスポットは、それぞれ物理的には異なるものの、組成的に類似したマントルの部分をサンプリングしている可能性がある。さらに、一部のホットスポットチェーンは、幅広い同位体組成を持つ溶岩を産出するため、プルームの発生源は、ホットスポットの火山活動の進化の異なる時期にサンプリングされる可能性のある複数の領域をサンプリングしていると考えられる。

同位体システムは、これらのマントル領域の形成に寄与した地質学的プロセス、場合によってはその形成時期を解明するのに役立ちます。重要な例としては、地球の大陸や海洋からの物質がマントルに沈み込み、浮力によって上昇するマントルプルームで再び地表に運ばれることを示す、富化マントル源における地殻の指紋の存在が挙げられます。硫黄同位体分析では、一部のプルーム由来の溶岩中の硫黄同位体において質量非依存分別（MIF）が示されています。 ^{[ 20 ]}硫黄同位体のMIFは、約23億年前の大酸化イベント以前に地球の大気でのみ発生した現象です。MIFシグネチャを持つリサイクル物質の存在は、持ち込まれたリサイクル物質の一部が23億年前よりも古く、大酸化イベント以前に形成され、マントルプルーム火山活動によって再び地表に現れたことを示しています。³ He/ ⁴ He、²⁰ Ne/ ²² Ne、¹²⁹ Xe/ ¹³⁰ Xeなどの希ガス同位体システムは、数十億年にわたるマントルの対流混合にもかかわらず、下部マントルの一部が比較的脱ガスが少なく均質化されていないことを示すために使用されてきた。^{[ 21 ]}大きくて高温のマントルプルームの中には、異常に高い³ He/ ⁴ He を持つものがある。4 He^{はアルファ崩壊 ( 235、238} U、²³² Th、および¹⁴⁷ Smの) によって地球内部で常に生成されているが、 ³ He は地球深部で顕著な量で生成されていないため、地球内部の³ He と^{4 He の比率は時間とともに減少している。初期の}太陽系は高い³ He/ ⁴ He で始まったため、地球は最初に高い³ He/ ⁴ He で集積した。したがって、プルーム由来の溶岩では、高い³ He/ ⁴ He は、深部マントルに保存状態の良いヘリウム貯蔵庫が存在することを示す「古代の」地球化学的特徴である。この貯蔵庫の形成時期は、海洋島玄武岩で観測された 129 Xe/ 130 Xe の異常によって制約される。なぜなら、^{129 Xe は地球の歴史の最初の約 100 Myr の間、129 I の崩壊によってのみ生成されたからである。[22] 高い 3 He/ 4 He と 129 Xe/ 130 Xeは、地球の}歴史の最初の約 100 Myr の間、^保存状態^の良いヘリウム^貯蔵庫が存在することを示す「古代の」地球化学的特徴である。Xe/ ^130Xeは、比較的脱ガスが少なく、初期冥王代から比較的よく保存されている原始的な希ガス領域を示している。