Erupciones de kimberlita impulsadas por el flujo de losa y el ángulo de subducción

Jul 12, 2023

Scientific Reports volumen 13, Número de artículo: 9216 (2023) Citar este artículo

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Las kimberlitas provienen de afloramientos termoquímicos que pueden transportar diamantes a la superficie de la corteza. La mayoría de las kimberlitas conservadas en la superficie de la Tierra entraron en erupción hace entre 250 y 50 millones de años y se han atribuido a cambios en la velocidad de las placas o en las plumas del manto. Sin embargo, estos mecanismos no logran explicar la presencia de fuertes firmas de subducción observadas en algunas kimberlitas del Cretácico. Esto plantea la cuestión de si existe un proceso de subducción que unifique nuestra comprensión del momento de las erupciones de kimberlita. Desarrollamos una formulación novedosa para calcular el ángulo de subducción basada en la migración de trincheras, la tasa de convergencia, el grosor y la densidad de la losa para conectar la entrada de material de la losa en el manto con el momento de las erupciones de kimberlita. Encontramos que los ángulos de subducción combinados con picos en el flujo de losa predicen pulsos de erupciones de kimberlita. Las altas tasas de subducción del material de losa desencadenan el flujo de retorno del manto que estimula los depósitos fértiles en el manto. Estas inestabilidades convectivas transportan el fundido influenciado por la losa a la superficie a una distancia entrante desde la zanja correspondiente al ángulo de subducción. Nuestra formulación de inmersión de losa en tiempo profundo tiene numerosas aplicaciones potenciales, incluido el modelado de los ciclos profundos del carbono y el agua, y una mejor comprensión de los depósitos minerales relacionados con la subducción.

Las kimberlitas son rocas volcánicas máficas que brotan del manto terrestre y son las rocas anfitrionas de la mayoría de los diamantes1. Las kimberlitas ocurren en cada cratón y se han emplazado esporádicamente desde 3 Ga2, sin embargo, la mayor cantidad de erupciones de kimberlita que se conservan hoy en la Tierra se formaron durante los últimos 250 a 50 millones de años, principalmente en África y América del Norte3. Si bien la distribución de kimberlitas se ha asociado con los bordes de grandes provincias de baja velocidad de onda de corte (LLSVP)4 y cambios en la velocidad angular de la placa3, esto no explica la frecuencia de las erupciones de kimberlita ni las firmas de isótopos radiogénicos enriquecidos que indican una subducción. componente de losa en algunas poblaciones de kimberlita del Cretácico1,5. Se ha propuesto que la fuerte subducción de la litosfera oceánica en el manto impulsa un fuerte flujo de retorno del manto y pulsos de magmatismo6. Sin embargo, a pesar de la conexión teórica entre las erupciones volcánicas y las altas tasas de flujo de placas7, las dificultades para estimar el volumen y el ángulo de subducción de la litosfera oceánica que se recicla en las antiguas zonas de subducción ha frustrado cualquier correlación con las erupciones de kimberlita. Los intentos anteriores de caracterizar el ángulo de buzamiento de losas en subducción aplicaron un análisis multivariado de las características de la zona de subducción para buscar correlaciones entre parámetros clave8,9,10,11,12,13,14. Sin embargo, estos enfoques son principalmente útiles para reproducir el buzamiento de la losa actual y tienen una aplicación limitada a las zonas de subducción reconstruidas a través del tiempo geológico profundo. Aquí, usando un modelo reciente de reconstrucción de placas tectónicas15 y modelos de enfriamiento de placas16,17,18, revisamos la estimación del buzamiento de la losa a partir de parámetros cinemáticos de placas simples que caracterizan la mayoría de las zonas de subducción en todo el mundo para explorar el papel potencial de las losas de subducción abrupta en el control erupciones de kimberlita en África y América del Norte.

Las profundidades de losas en subducción obtenidas del modelo Slab219 superpuestas con kimberlitas erupcionaron en los últimos 250 millones de años20. Los segmentos de trinchera tienen las siguientes abreviaturas en (i) Oceanía: Ton, Tonga; Ker, Kermadec; NH, Nuevas Hébridas; Sol, Salomón; (ii) Sudeste asiático: PNG, Papúa Nueva Guinea; Suma, Sumatra; Mar, Marianas; IZB, Izu-Bonin; Ryu, Ryukyu; Hombre, Manila; Ph, Filipinas; (iii) Asia: Mak, Makrán; SJ, sur de Japón; NJ, Norte de Japón; Kur, Kuriles; (iv) Europa: Hel, Helenic; Cal, Calabria; (v) América del Norte: Al, Aleutianas; Cas, Cascadas; (vi) América Central: Mex, México; MAM, Centroamérica; LAT, Antillas Menores; (vii) América del Sur: CE, Ecuador; SA, América del Sur; SC, Sur de Chile; SSO, Sándwich del Sur. Las ubicaciones aproximadas de las zanjas, los tipos de límites, los nombres y las abreviaturas correspondientes se enumeran en la Tabla S1. Las áreas blancas indican regiones de corteza no oceánica; las líneas rojas gruesas indican dorsales oceánicas; las líneas rojas finas indican los límites de transformación. El mapa fue generado usando Cartopy21.

El tirón hacia abajo de las losas en el manto de la Tierra es la mayor fuerza impulsora en la tectónica de placas22, donde la flexión de la placa en subducción juega un papel importante en la modulación de la cantidad de tirón de la losa que se transfiere a la superficie para impulsar el movimiento de la placa23. Desde la década de 19808, múltiples estudios han explorado las correlaciones entre el ángulo de subducción y una serie de parámetros, incluida la duración de la subducción, la tasa de convergencia, la naturaleza de la placa superior, la longitud de la zanja y otros8,9,10,11,12,13, 14 Un estudio reciente volvió a una regresión multivariada y reforzó la opinión de larga data de que el buzamiento de la losa está influenciado por la duración de la subducción y, en menor medida, la edad de la placa descendente y si la placa superior es de naturaleza continental u oceánica13. Si bien estos parámetros son útiles para aproximar el buzamiento de la losa actual, la demarcación de los segmentos de la zona de subducción es subjetiva y depende del tiempo, lo que plantea una dificultad cuando se intenta proyectar estas relaciones de buzamiento de la losa a través del tiempo geológico profundo con límites de subducción en constante evolución. Por ejemplo, los datos sobre la duración o el reinicio de la subducción son cada vez más escasos con la edad y las reorganizaciones de las placas dificultan la cuantificación de la longevidad de la subducción. De manera similar, la subdivisión de los segmentos de losa a través del tiempo profundo es altamente subjetiva y una ruptura en la topología de la zona de subducción puede resultar en estimaciones de buzamiento de la losa muy diferentes. Para superar estos desafíos, exploramos las correlaciones del buzamiento de la losa con un análisis multivariante de la reología de la placa y los parámetros cinemáticos que son menos ambiguos a lo largo del tiempo geológico profundo debido a la optimización de los modelos de placa para la rotación sin red24. Al adoptar este enfoque, la estimación del buzamiento de la placa se puede aplicar a las zonas de subducción en evolución que se extienden hacia atrás tanto como lo permita la reconstrucción de una placa determinada.

Extraemos datos actuales de buzamiento de losa del modelo Slab219, que estima la profundidad y la geometría de las losas en subducción en todo el mundo a partir de profundidades de terremotos y modelos tomográficos (Fig. 1), y combinamos aquellos con propiedades cinemáticas de placa cercanas a las actuales obtenidas de un modelo de reconstrucción de placa reciente25 utilizando pyGPlates26. El ángulo de buzamiento, \(\theta\), de la losa descendente se toma en múltiples intervalos de profundidad hacia el interior de la zanja (Fig. 2). El ángulo de buzamiento promedio, \(\theta _{\textrm{av}}\) es simplemente la media aritmética de todos los intervalos de profundidad resueltos por el modelo Slab2 ortogonal a la zanja,

donde d es el intervalo de profundidad y n es el número total de intervalos de profundidad que puede resolver el modelo Slab2. Todo el flujo de trabajo para calcular el ángulo de buzamiento del modelo Slab2, así como la reología de la placa y los parámetros cinemáticos de la placa en subducción, están disponibles abiertamente en GitHub (https://github.com/brmather/Slab-Dip). Las combinaciones estadísticamente más significativas de parámetros que son sensibles al ángulo de buzamiento actual de las losas en subducción se describen en las siguientes secciones.

Representación esquemática de buzamientos de losa y parámetros de subducción. La tasa de convergencia, \(v_c\), es la suma de la velocidad de la placa en subducción, \(v_s\), y la velocidad de la placa principal, \(v_o\). Suponemos que la velocidad de la placa superior y la zanja son iguales y opuestas (\(v_o = -v_t\)). \(v_s\) y \(v_o\) son positivos hacia la trinchera y cada vector es ortogonal a la trinchera. \(v_{\textrm{hsp}}\) es la tasa de propagación media en las dorsales oceánicas, que es proporcional a la tasa de entrada de volátiles (\(q_v\)) en la placa, y \(\theta\ ) es el ángulo de buzamiento de las losas en subducción calculado a diferentes intervalos.

Estudios previos sobre el análisis multivariante de los coeficientes de subducción no encontraron una relación estadísticamente significativa entre el buzamiento de la losa y la edad de subducción de la litosfera oceánica8,9,13. Sin embargo, encontramos una relación significativa donde el buzamiento de la losa es proporcional a la velocidad de convergencia, \(v_c\) (\(P=0.39\)), y el espesor de la placa descendente, \(h_{\textrm{ placa}}\) (\(P=0.59\)) (Fig. 3). El espesor de la placa se predijo a partir de la evolución térmica de la litosfera oceánica,

donde \(\sqrt{\kappa t}\) se deriva de modelos de enfriamiento de placas16,27. Estos modelos describen el engrosamiento de la capa límite térmica en función de la edad del fondo marino, que se acerca a un espesor máximo de alrededor de 80 millones de años para un coeficiente de difusividad térmica constante de \(\kappa = 1\) mm\(^2\)/ s. Empleamos un modelo de placa de enfriamiento de la litosfera oceánica, que se ha demostrado que produce un ajuste óptimo a los datos de profundidad y flujo de calor, para calcular el espesor de la litosfera oceánica que se recicla en las trincheras de la Tierra16. El producto del espesor de la placa, \(h_{\textrm{placa}}\), y la velocidad de convergencia, \(v_c\), integrado a lo largo de un segmento de trinchera da la tasa volumétrica de reciclaje litosférico, o "flujo de losa". Tomamos muestras de cuadrículas de edad del fondo marino en los límites de las fosas para calcular el espesor de la litosfera oceánica en subducción.

Correlaciones entre el buzamiento de la losa y la velocidad de convergencia, el espesor de la losa y la tasa de esparcimiento. Los histogramas 2D ilustran la densidad de probabilidad entre cada parámetro con buzamiento de losa para todos los segmentos de la zona de subducción teselados en incrementos de 0,5 grados (a–c); los segmentos de la zona de subducción se agrupan para cada zona de subducción con bigotes que indican una desviación estándar de la media (d–f). \(P_r\) es el valor del coeficiente de correlación de Pearson y P es el valor p.

El segundo parámetro significativo a considerar es la tasa de avance o retroceso de la zanja. Se considera ampliamente que el retroceso de la losa conduce a la subducción de ángulo bajo y al estancamiento de la losa en el límite superior e inferior del manto12,28,29, lo que explica en parte por qué los ángulos de subducción más bajos se observan más ampliamente en las zonas de subducción entre dos placas oceánicas, donde el retroceso de la trinchera es mayor. más común que en las zonas de subducción océano-continente10. La tasa de migración de la trinchera, \(v_t\), se calcula en relación con el marco de referencia del manto y se puede comparar con la velocidad de convergencia, \(v_c\), para caracterizar diferentes dinámicas de subducción:

Si \(v_c = -v_t\) toda la tasa de convergencia se divide en reversión;

Si \(v_t = 0\) la zanja es estacionaria y la velocidad de la placa en subducción es igual a la tasa de convergencia (\(v_s = v_c\));

Si \(v_t > 0\) la trinchera avanza en dirección a la subducción.

Un tercer parámetro que consideramos es el enriquecimiento volátil de la placa en subducción. Una mayor abundancia de componentes volátiles, como el agua y el carbono, mejora el acoplamiento entre la placa de subducción y la placa superior30. La fuente de enriquecimiento de volátiles ocurre en las dorsales oceánicas, donde el derretimiento que contiene volátiles circula a través de canales en la litosfera oceánica en formación31. La tasa de secuestro de volátiles dentro de la litosfera oceánica, \(q_v\), es proporcional a la tasa de expansión del lecho marino, \(v_{\textrm{hsp}}\)31. Tomamos muestras de cuadrículas de tasa de expansión del fondo marino, generadas mediante flujos de trabajo en 32, en los límites de las trincheras de la misma manera que interpolamos las cuadrículas de edad para calcular el espesor de la placa, \(h_{\textrm{placa}}\). Encontramos que \(v_{\textrm{hsp}}\) exhibe una fuerte correlación negativa con el buzamiento de la losa (\(P=0.34\), Fig. 3c,f). Los volátiles también se agregan a la placa por otros procesos, como la alteración hidrotermal de la corteza superior33, la sepertinización durante la expansión ultralenta34 y durante la flexión y el agrietamiento de la placa antes de ingresar a la zona de subducción35; sin embargo, la relación de la tasa de expansión que describimos anteriormente constituye la fuente más general de volátiles subducidos en la mayoría de las trincheras a nivel mundial.

Un cuarto parámetro que consideramos fue la densidad media de la placa en subducción. La flotabilidad litosférica se puede estimar a partir de la edad de las placas, la estructura térmica, el espesor de la corteza y el agotamiento36. La corteza es la principal fuente de flotabilidad positiva en la litosfera oceánica debido a su densidad relativamente baja (\(\sim\) 2900 kg/m\(^3\))37. Suponiendo condiciones modernas de temperatura del manto, la litosfera antigua de 10 a 20 millones de años es negativamente flotante36 y se vuelve más negativamente flotante con la edad. Un segmento de 60 Myr de litosfera oceánica tiene aproximadamente 79,4 km de espesor16, 7 km de los cuales son corteza, lo que equivale a una densidad media de \(\rho _{\textrm{av}} = 3278\) kg/m\(^3 \). Si bien la flotabilidad de las placas oceánicas puede no ser suficiente para iniciar la subducción por sí sola38, los cambios laterales en la estructura de densidad de la placa que desciende modifican la fuerza de flotabilidad en las zonas de subducción establecidas, lo que puede afectar el buzamiento de la placa. Tales anomalías de flotabilidad positiva están asociadas con mesetas oceánicas que a menudo congestionan las zonas de subducción39 o conducen a la subducción de placas planas40.

Teniendo en cuenta todas estas relaciones reológicas y cinemáticas para las zonas de subducción actuales, aplicamos una regresión del vecino más cercano para predecir el ángulo de buzamiento, \(\theta _{\textrm{av}}\), de las losas en subducción. Esta regresión implementa un árbol kd para buscar de manera eficiente un número k de vecinos con la distancia euclidiana más corta desde el conjunto de datos de entrenamiento \(X_{\textrm{entrenar}}\) al conjunto de datos de prueba \(X_{\textrm{prueba}}\) , y toma la media ponderada de los buzamientos de losa correspondientes para predecir el buzamiento de prueba de la losa.

donde \(d_k\) es la distancia euclidiana entre los datos de entrenamiento y prueba para k vecinos más cercanos, \(d_k = \Vert X_{\textrm{tren}} - X_{\textrm{prueba}} \Vert _k\). Usando un subconjunto de la configuración actual de límites de subducción y buzamientos de placa obtenidos del modelo Slab2 como conjunto de datos de prueba, comparamos el rendimiento de la predicción de buzamiento de placa con el conjunto de datos de entrenamiento (Fig. 4). La puntuación de entrenamiento (valor \(R^2\)) mide la proximidad del ajuste entre el conjunto de datos de entrenamiento y prueba, que es un máximo de 1 para \(k=1\). Esto se debe a que existe una coincidencia exacta para el conjunto de datos de prueba del conjunto de datos de entrenamiento en la actualidad. A medida que k crece, se incorporan más vecinos dentro del promedio, lo que reduce el valor de \(R^2\) y la puntuación de validación cruzada. La combinación de estas dos métricas evalúa el rendimiento del estimador de modo que el problema no se ajuste por encima o por debajo. Optamos por \(k=5\) donde existe un equilibrio óptimo entre la validación cruzada y las puntuaciones de entrenamiento.

Puntaje de validación cruzada y puntaje de entrenamiento (valor \(R^2\)) para el algoritmo de regresión de vecinos más cercanos para predecir el ángulo de inclinación de losas en subducción. El algoritmo se prueba utilizando números crecientes de vecinos más cercanos (k) utilizados en el cálculo de la ecuación. 3. Las regiones sombreadas indican una desviación estándar de la media (líneas sólidas). La puntuación de validación cruzada se muestra como un número negativo para la claridad visual para comparar la compensación óptima con la puntuación de entrenamiento.

Hemos desarrollado un paquete flexible de Python orientado a objetos para estimar el buzamiento de la losa en función de la reología actual de la placa y los parámetros cinemáticos (https://github.com/brmather/Slab-Dip). El algoritmo de regresión predeterminado y el conjunto de datos de entrenamiento se han descrito anteriormente; sin embargo, el usuario también puede definir su propio conjunto de datos de entrenamiento y cualquier algoritmo de regresión incluido en el paquete Python de scikit-learn para crear un estimador de caída de losa a medida. El repositorio de GitHub tiene varios ejemplos proporcionados como cuadernos Jupyter para el usuario, así como instrucciones de instalación. La regresión de vecinos más cercanos que hemos elegido es general y establece un vínculo sólido entre las propiedades actuales de las placas en subducción con las del tiempo profundo. Si bien puede no ser aplicable en contextos geodinámicos específicos que difieren de los que operan en la actualidad, encapsula algunos de los principales impulsores de la subducción que se predicen a partir de la teoría de la tectónica de placas, como la relación entre la edad del fondo marino, el espesor de la losa, la migración de trincheras, y la velocidad de convergencia. Esto reconoce que la fuerza de succión de la losa, asociada con las losas densas más antiguas que se hunden bruscamente en el manto, impulsa la velocidad de las placas tectónicas en la superficie de la Tierra, y un aumento en la cantidad de retroceso conduce a un aplanamiento de la caída. losa en marcha.

Es importante señalar que la relación que hemos formulado predice el buzamiento de la losa hasta la profundidad máxima resuelta por el modelo Slab2. La trayectoria de la losa descendente hacia el manto puede desviarse de las profundidades previstas de la losa, ya que encuentra contrastes de viscosidad en el manto que a veces conducen al estancamiento de la losa41,42 y, potencialmente, al anclaje de la losa43. Esta dinámica no está capturada por nuestra regresión, lo que puede impedir su aplicación a zonas de subducción específicas durante un rango de tiempo nominal. Sin embargo, nuestra formulación de buzamiento de placa se mantiene para la mayoría de las zonas de subducción a nivel mundial y presenta la ventaja de que puede aplicarse a través del tiempo geológico profundo utilizando reconstrucciones de placas tectónicas para predecir la trayectoria de subducción de placas en el manto. Esto se puede utilizar para estimar la distancia entre las trincheras y los arcos volcánicos, la incidencia de la subducción de placas planas y el reciclaje de la litosfera oceánica en porciones más profundas del manto.

Las kimberlitas son rocas volcánicas que ascienden rápidamente desde el manto y se emplazan en cratones en todo el mundo2. Las erupciones de kimberlita se han asociado con afloramientos del manto del LLSVP4 y la tectónica extensional asociada con descargas litosféricas44 o cambios en la velocidad de las placas3. Sin embargo, estos mecanismos no explican las fuertes firmas de losas subducidas observadas en las kimberlitas del Cretácico en África, Brasil y América del Norte a partir del aumento de las proporciones de isótopos de estroncio1,5. Mientras que las kimberlitas africanas exhiben una relación estadísticamente significativa con la distancia a los LLSVP, las kimberlitas en América del Norte no tienen tal relación (Fig. 5). Por el contrario, las erupciones de kimberlita en América del Norte se han relacionado con la subducción plana de la placa Farallón durante la Orogenia Laramide45. Aquí, el magma puede haber sido generado a partir de la fusión por descompresión del flujo de agua de la zona de transición del manto46 y transportado hacia arriba por el flujo de retorno del manto inducido por subducción47. El alto flujo de losa se ha relacionado previamente con la frecuencia de las erupciones volcánicas, donde los afloramientos del manto son impulsados ​​por grandes volúmenes de litosfera oceánica que se subducen al manto48. Los afloramientos del manto impulsados ​​por la subducción se han relacionado con la formación de la gran provincia ígnea Emeishan de 260 Ma en el suroeste de China49 y el vulcanismo cenozoico en el noreste de China50. Para reconciliar el papel de la subducción en la generación de distintas poblaciones de kimberlita en África y América del Norte, separamos los componentes vertical y horizontal del flujo de losa usando nuestra formulación de buzamiento de losa en la sección anterior, y reconstruimos los límites de subducción global usando pyGPlates26. Usamos un modelo de placa de 170 Myr, modificado de 15, con límites de zona de subducción significativamente mejorados a lo largo del margen occidental de América del Norte y una resolución mejorada de la placa del Caribe51 (consulte Métodos). Las ubicaciones de las kimberlitas \(\le\) 170 Ma se reconstruyeron hasta su época de erupción, utilizando una compilación de kimberlitas con edades de erupción52 que volvimos a muestrear en una malla icosaédrica refinada 3 veces53 para evitar la duplicación y el sesgo de muestreo geográfico. Luego separamos las kimberlitas en (i) poblaciones de América del Norte y (ii) África. Combinadas, estas poblaciones de kimberlita constituyen el 91% del conjunto de datos de kimberlita global que ha estallado en los últimos 250 a 50 millones de años denominado "floración de kimberlita"3. Al comparar el momento de las erupciones de kimberlita con las tasas de flujo de losa, solo consideramos las trincheras donde la subducción está en la dirección de las poblaciones de kimberlita. Encontramos una fuerte correlación entre el alto flujo de losa a lo largo del margen occidental de América del Norte y Central, asociado con la subducción de la placa Farallón, con poblaciones de kimberlita tanto africanas como norteamericanas (Fig. 6a). El ángulo de subducción bajo (30–35\(^\circ\)) predicho a partir de nuestro análisis de buzamiento de losa en las zonas de subducción reconstruidas indica que las losas se extenderían más de 1000 km desde la zanja antes de cruzar la zona de transición del manto de 660 km, y pueden penetrar más profundamente en el manto inferior. La rápida subducción del material de la losa puede producir un flujo de retorno del manto35, desde el cual los afloramientos del manto pueden provocar erupciones de kimberlita. En las siguientes secciones, exploramos cómo el flujo de retorno del manto inducido por la subducción de las altas tasas de flujo de losa puede estar conectado con las erupciones de kimberlita en África y América del Norte.

Asociación espacio-temporal entre erupciones de kimberlita y límites LLSVP. (a) Anomalía de la velocidad de la onda de corte del modelo de tomografía SMEAN254 superpuesta con la distribución espacial de las kimberlitas (diamantes) reconstruidas hasta su edad de erupción. Definimos los límites de LLSVP como el contorno lento del 1 % del corte de profundidad de 2800 km a partir de la variación de velocidad que se representa con la línea discontinua roja. Las costas actuales se agregan como referencia. El mapa fue generado usando Cartopy21. ( b ) Función de densidad acumulativa de la distancia entre los límites de LLSVP y las poblaciones de kimberlita en África y América del Norte con ubicaciones continentales aleatorias en la actualidad y reconstruidas a 170 Ma cuando se ensambló el supercontinente Pangea. Las kimberlitas africanas tienen una relación estadísticamente significativa con los límites de LLSVP, mientras que las kimberlitas de América del Norte no.

Existe una fuerte correlación entre el flujo de losa y la frecuencia de las erupciones de kimberlita durante el pico en las erupciones de kimberlita africanas entre 120 y 130 Ma (Fig. 6b). La subducción persistió a lo largo del margen occidental del supercontinente Pangea durante su ensamblaje hasta que comenzó la ruptura entre África y América del Sur hace aproximadamente 120 Ma (Fig. 7). Desde 160 a 120 Ma, dos picos en las erupciones de kimberlita se correlacionan con pulsos de flujo de losa alto de la placa de Farallón en subducción debajo de las Américas que se hundió 30–35 \(^\circ\) en el manto. El pico más grande en las erupciones de kimberlita a 120 Ma corresponde a un flujo de placa de 60 km\(^3\)/año. Un segundo pico en las erupciones de kimberlita africana ocurrió entre 80 y 90 Ma, lo que se correlaciona con un segundo pulso en el flujo de placa (hasta 80 km\(^3\)/año) y un máximo en la velocidad de placa (6 cm/año) como la tasa de expansión del fondo marino aumenta entre África y América del Sur (Fig. 6b). Si bien se ha demostrado que las plumas del manto asociadas con el LLSVP han erosionado una proporción significativa de la litosfera cratónica en África55 y pueden estar asociadas con algunas erupciones de kimberlita4, esto no explica las firmas de subducción en las kimberlitas o el momento de su erupción.

Proponemos que un reservorio de losas recicladas ocupe el manto de la subducción generalizada durante el ensamblaje de Pangea, lo que da como resultado el derretimiento por deshidratación del manto suprayacente a medida que se libera el agua arrastrada con las losas frías56. Luego, cuando Pangea comienza a romperse, la rápida subducción del material de losa en un ángulo bajo impulsa el flujo de retorno del manto desde este depósito de manto fértil para impulsar erupciones de kimberlita. Dado que las losas en subducción influyen en la estructura del manto profundo, lo que puede desencadenar un flujo de pluma mejorado en los bordes del LLSVP7 africano, esto podría acelerar la entrega de fusión influenciada por las losas desde el manto inferior superior a la superficie correspondiente a una frecuencia mejorada de erupciones de kimberlita a 120 Mamá. Esto puede ser similar a un proceso que contribuyó a la formación de la gran provincia ígnea Emeishan de 260 Ma, donde se ha propuesto que el océano Paleo-Tethys reciclado debajo del suroeste de China induce afloramientos del manto a gran escala desde 410-660 km de profundidad49. El segundo pulso en las erupciones de kimberlita a 80–90 Ma no puede vincularse fácilmente con el flujo de la losa debido a la gran distancia desde la zona de subducción más cercana después de la apertura del Océano Atlántico Sur (Fig. 7). En cambio, un aumento en la velocidad de la placa africana exponer más litosfera cratónica a los afloramientos del manto conectados al LLSVP, aumentando así la frecuencia de erupción de kimberlita3,4 (Fig. 6b).

Relación entre la densidad de la erupción de kimberlita, el flujo de la losa y la velocidad de la placa durante 170 millones de años. (a) Los pulsos en erupciones de kimberlita combinadas se correlacionan con períodos de alto flujo de placa de la placa Farallón que buza hacia el este a lo largo del margen occidental de América del Norte. El bajo ángulo de buzamiento de subducción (30–35\(^\circ\)) predicho a partir de nuestro análisis está indicado por un fuerte componente lateral del flujo de losa. (b) el primer pico en las erupciones africanas de kimberlita se correlaciona con un alto flujo de placa entre 120 y 130 Ma cuando Pangea se dispersó; el segundo pico en 80-90 Ma es más probable que se explique por un aumento en la velocidad de la placa africana3 que por el flujo de la losa debido a la mayor distancia entre las Américas y África desde la apertura del Océano Atlántico Sur. (c) Los pulsos en las erupciones de kimberlita de América del Norte están estrechamente relacionados con los pulsos en el flujo de placa integrado a lo largo de las zonas de subducción con buzamiento hacia el este dentro de un radio de 2500 km de la erupción de kimberlita más cercana en América del Norte sin correlación observada con la velocidad de la placa.

Evolución del ángulo de buzamiento de la losa en las zonas de subducción global desde 160 Ma hasta el día de hoy superpuesto con la distribución espacial de las erupciones de kimberlita. Un gran pico en el flujo de losa y la densidad de la erupción de kimberlita ocurre a los 120 Ma durante la ruptura del supercontinente de Gondwana, y un segundo pico (más pequeño) a los 80 Ma asociado con la remoción de la losa plana de Farallón de la base de la litosfera continental predominante en el norte. America. Las regiones blancas indican corteza no oceánica, las regiones grises indican costas actuales. Los mapas se generaron utilizando Cartopy21. Una serie de tiempo completa de 170 Ma a 0 Ma está disponible como animación en Movie S1.

A second population of kimberlite eruptions occurred between 110 and 40 Ma while North America migrated westward during the opening of the North Atlantic Ocean. It has been proposed that the dehydration of hydrous minerals stored within the flat-subducting Farallon plate promoted magmatism and kimberlite generation approximately 1500 km from the nearest trench45, however, geodynamic models suggest that flat subduction inhibits arc magmatism as the release and convection of fluids from the slab are obstructed by the asthenospheric wedge57. From our reconstructions of slab dip, the average dip angle along the western margin of North America varies between 30 and 36\(^\circ\) and the slab flux predicts the peaks and troughs in kimberlite eruption frequency between 110 and 40 Ma (Fig. 6c). Slab dip is spatially and temporally variable along North American subduction boundaries during the Laramide period, which has been attributed to the flat subduction of the Shatsky Rise conjugate on the northernmost section of the Farallon plate40. Its subduction predicts the distribution of magmatic and amagmatic zones in North America. From 95 to 60 Ma, the subduction of relatively young seafloor (5–50 Ma) combined with subduction of the buoyant conjugate Shatsky Rise leads to flat slab subduction beneath central USA58 (Fig. 7). The distribution of kimberlite eruptions during this period are focused in Canada and the south of North America on either side of the conjugate (Fig. 8). Abrupt changes in subduction angles could be accommodated by slab tears adjacent to the Arizona–New-Mexico magmatic belt57. It is likely that melts associated with the dehydration of recycled slab material in the mantle transition zone were delivered to the surface through subduction-induced return flow47. Removal of the flat Farallon slab from the base of overriding continental lithosphere at 50 Ma2.3.CO;2 (1995)." href="/articles/s41598-023-36250-w#ref-CR59" id="ref-link-section-d64025640e2584">59 estimularía aún más el flujo de retorno del manto, desencadenando erupciones de kimberlita más extendidas que ocurren dentro de la antigua zona amagmática del centro de EE. UU. (Fig. 6c).

Evolución de la subducción de placas planas a lo largo de América del Norte. (a) La subducción de losa plana de la Placa Farallón es causada por Shatsky Rise que ingresa a la fosa a los 95 Ma. (b) Gran parte del conjugado de Shatsky es consumido por 70 Ma, momento en el cual el Farallón cubre gran parte del centro de los EE. UU., produciendo un levantamiento tectónico asociado con la Orogenia Laramide. (c) A los 50 Ma, la placa Farallón se retira de la base de la litosfera continental superior, lo que da como resultado erupciones generalizadas de kimberlita. Los polígonos negros indican grandes provincias ígneas reconstruidas, los polígonos grises indican conjugados LIP inferidos, las flechas indican la velocidad absoluta de la placa. Los mapas se generaron utilizando Cartopy21.

La dicotomía de la erupción de kimberlita entre las poblaciones de África y América del Norte es importante porque, si bien el mecanismo de flujo de retorno del manto es consistente, la estimulación de las regiones de origen en el manto es diferente. En África, el flujo de retorno del manto asociado con las losas en subducción probablemente estimuló los afloramientos a lo largo de los bordes del LLSVP y fortaleció un depósito de manto fértil derivado del hundimiento de los restos de losas que quedaron del ensamblaje de Pangea, lo que explica las firmas de subducción observadas en esta kimberlita del Cretácico. población. El segundo pulso de erupciones de kimberlita africana en 80–90 Ma probablemente esté relacionado con un aumento en la velocidad de la placa a medida que África migra sobre afloramientos asociados con el LLSVP3. Mientras tanto, las erupciones de kimberlita en América del Norte son impulsadas por el flujo de retorno del manto superior en las regiones adyacentes a la subducción plana de Shatsky Rise y dentro de la región afectada por la orogenia Laramide luego de la eliminación de la losa plana debajo de América del Norte. Es importante destacar que ambas poblaciones de kimberlita están vinculadas a la subducción rápida de la placa Farallón en ángulo bajo debajo de las Américas, lo que sugiere que esta losa juega un papel importante en el impulso del vulcanismo inducido por surgencia. No está claro si la losa de Farallón está imbuida de un alto enriquecimiento de volátiles, como H\(_2\)O, que reduce la temperatura del solidus promoviendo la fusión parcial y la generación de magma45, o si estimula los reservorios del manto fértil preexistentes. Sin embargo, este estudio destaca la importancia de la subducción en la generación de kimberlitas y desafía las concepciones anteriores de que las kimberlitas son generadas principalmente por las plumas del manto.

El ángulo de buzamiento de la litosfera oceánica en subducción es un parámetro clave que caracteriza la dinámica continental y del manto en las zonas de subducción. Proponemos un marco simple para predecir el buzamiento de la losa a partir del espesor de la losa descendente, la tasa de convergencia, la tasa de migración de la zanja, la densidad y el enriquecimiento volátil de la losa. La aplicación de este marco a las reconstrucciones de placas proporciona nuevos conocimientos sobre la dinámica de las zonas de subducción pasadas, la distribución espacial del vulcanismo de arco a lo largo del tiempo geológico profundo y el destino de las placas subducidas. Usando este marco predictivo, reconstruimos el ángulo de buzamiento de la losa de los segmentos de la zona de subducción durante los últimos 170 millones de años para ayudar a explicar los pulsos en las erupciones de kimberlita. Las altas tasas de subducción estimulan el flujo de retorno del manto, lo que promueve la fusión parcial y la generación de magma. Las erupciones de kimberlita en África y América del Norte están vinculadas a la subducción de la placa Farallón debajo de las Américas. En África, los picos en las erupciones de kimberlita exhiben una fuerte correlación con un alto flujo de placa durante las etapas iniciales de la ruptura del supercontinente y altas velocidades de placa (hasta 6 cm/año) a medida que África migra sobre el LLSVP. En América del Norte, la subducción del Shatsky Rise conjugado de 95–50 Ma da como resultado una subducción plana debajo del centro de EE. UU., asociada con la Orogenia Laramide, que limita el magmatismo a los bordes de la losa plana hasta su eliminación de la base de la litosfera después. 50 Ma. Nuestros resultados destacan el importante papel del ángulo de subducción en la modulación del flujo de losa horizontal y, por lo tanto, la distribución y el tiempo del vulcanismo. Esto ayuda a explicar la dicotomía de las poblaciones de kimberlitas en África y América del Norte y tiene implicaciones importantes para la formación de kimberlitas antiguas en Australia, India y América del Sur, lo que puede explicarse mediante reconstrucciones de buzamiento de placas a lo largo de un tiempo geológico profundo.

El modelo de placa utilizado en este documento se modificó a partir de un modelo publicado recientemente15 de la siguiente manera. Las zonas de subducción a las que no se les asignó ningún movimiento fueron inicialmente estacionarias a lo largo del tiempo; a estos se les asignaron nuevos movimientos relativos al circuito global de placas para modelar el retroceso moderado de la trinchera sin dejar de ser consistentes con las restricciones tomográficas. La placa Orcas se dividió en dos placas separadas entre 170 y 130 Ma, de acuerdo con su configuración después de 130 Ma, para acomodar la divergencia en los límites de la placa. La placa del Caribe también fue dividida por un nuevo centro de expansión de arco posterior entre 140 y 120 Ma, para permitir la formación de la gran provincia ígnea del Caribe en una cresta de expansión51. Finalmente, el modelo de movimiento absoluto de la placa se restringió mediante un flujo de trabajo de optimización iterativo24. Un archivo ZIP que contiene archivos de reconstrucción de placas para usar en GPlates está disponible en Zenodo (doi.org/10.5281/zenodo.5769002).

Los conjuntos de datos generados y/o analizados durante el presente estudio están disponibles en el repositorio de Zenodo, https://doi.org/10.5281/zenodo.5831990. Una serie de cuadernos de Jupyter que contienen un flujo de trabajo de Python para calcular el buzamiento de la losa utilizando un modelo de reconstrucción de placa también está disponible en Zenodo a través de https://doi.org/10.5281/zenodo.5831990 y GitHub (https://github.com/brmather/ Losa-Dip). El software de reconstrucción de placas, GPlates y pyGPlates, están disponibles gratuitamente en www.gplates.org/download.

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Este estudio fue respaldado por el nodo de simulación, análisis y modelado de AuScope financiado por el gobierno australiano a través de la Estrategia Nacional de Infraestructura de Investigación Colaborativa, NCRIS. Agradecemos la financiación del Australian Research Council a través de la subvención DP200100966 (MS).

Grupo EarthByte, Escuela de Geociencias, Universidad de Sydney, Sydney, 2006, Australia

Ben R. Mather, R. Dietmar Müller, Christopher P. Alfonso, Maria Seton y Nicky M. Wright

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Correspondencia a Ben R. Mather.

Los autores declaran no tener conflictos de intereses

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Reimpresiones y permisos

Mather, BR, Müller, RD, Alfonso, CP et al. Erupciones de kimberlita impulsadas por el flujo de losa y el ángulo de subducción. Informe científico 13, 9216 (2023). https://doi.org/10.1038/s41598-023-36250-w

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Recibido: 25 de octubre de 2022

Aceptado: 30 de mayo de 2023

Publicado: 06 junio 2023

DOI: https://doi.org/10.1038/s41598-023-36250-w

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