Abstrak
(Titano)magnetit adalah pembawa magnetik utama dalam batuan beku, apakah ia dapat menguraikan pengaruh fluida subduksi dan karakteristik kristalisasi fraksional dalam cekungan busur belakang masih belum jelas. Di sini, kami melakukan analisis petrografi dan magnetik pada sampel vulkanik dari Palung Okinawa, dengan titanomagnetit sebagai mineral magnetik dominan. Hasil penelitian menunjukkan bahwa suhu Curie titanomagnetit kaya Ti (T c TM-R ) tidak hanya berpotensi untuk mengidentifikasi pengaruh fluida subduksi dalam cekungan busur belakang tetapi juga dapat digunakan untuk membedakan basal dan andesit basaltik yang telah terbentuk dalam pengaturan geologi yang berbeda. Selain itu, keadaan domain magnetik berkisar dari domain tunggal ke multi-domain saat kristalisasi fraksional berlangsung. Studi kami menggambarkan bahwa sifat magnetik titanomagnetit adalah pelacak potensial untuk fluida subduksi dan kristalisasi fraksional, yang memiliki signifikansi referensial untuk penelitian pada sampel yang relatif langka dari zona subduksi dan bahkan benda-benda luar angkasa.
Poin-poin Utama
- Suhu Curie titanomagnetit kaya Ti (T c TM-R ) mencerminkan pengaruh fluida subduksi di cekungan busur belakang
- T c TM-R dari batuan basalt dan andesit basalt efisien dalam membedakan lingkungan vulkanik (punggung tengah samudra atau cekungan busur belakang)
- Kristalisasi fraksional mengontrol keadaan domain mineral magnetik
Ringkasan Bahasa Sederhana
Belum terbukti bahwa sifat magnetik mineral magnetik dalam batuan beku memiliki potensi untuk mengungkap pengaruh fluida subduksi dan kristalisasi fraksional dalam cekungan busur belakang. Kami menemukan bahwa suhu Curie titanomagnetit kaya Ti (T c TM-R ) memiliki potensi untuk melacak pengaruh fluida subduksi dan dapat mengidentifikasi pengaturan geologi yang berbeda untuk basal dan andesit basaltik. Selain itu, kami mengamati bahwa keadaan domain dan beberapa parameter magnetik mineral magnetik berubah sebagai fungsi kristalisasi fraksional. Temuan ini signifikan untuk penelitian tentang proses geologi di cekungan busur belakang, busur, dan benda luar angkasa seperti bulan.
1 Pendahuluan
Cekungan busur belakang adalah laut marjinal yang terbentuk di balik zona subduksi dan sebagian besar terdistribusi di Pasifik barat (Gambar 1a ; Artemieva, 2023 ; Karig, 1971 ), yang pembentukan dan evolusinya disertai oleh magmatisme aktif (misalnya, Jenner et al., 1987 ; Pearce & Stern, 2006 ; Taylor & Martinez, 2003 ). Batuan beku yang dipengaruhi oleh fluida subduksi adalah produk dari proses magmatik, dan dengan demikian berguna untuk mengungkap dampak fluida subduksi dan magmatisme (misalnya, Chen et al., 1995 ; Pearce & Stern, 2006 ; Shinjo et al., 1999 ). Dibandingkan dengan batuan utuh, mineral dalam batuan dapat mencerminkan efek fluida subduksi dan proses magmatik dengan lebih akurat, seperti fenokris olivin, piroksen, dan plagioklas (Guo et al., 2016 , 2024 ; Guo, Zhai, Yu, et al., 2018 ; Kamenetsky et al., 1997 ; Lai et al., 2016 ; Li et al., 2021 ).
Titanomagnetite (Fe 3-x Ti x O 4 , 0 ≤ x ≤ 1, x melambangkan kandungan ulvöspinel dalam larutan padat spinel magnetit-ulvöspinel) merupakan mineral magnetik umum dalam basal samudra, misalnya, basal cekungan busur belakang (BABB), basal punggung samudra (MORB), dan basal busur pulau (IAB) (misalnya, Bailey et al., 1989 ; Fujii et al., 2018 ; Guo, Zhai, Wang, et al., 2018 ; Niu, 2016 ; Petersen et al., 1979 ; Rashidov et al., 2015 ). Karakteristik magnetik titanomagnetit dalam MORB telah diselidiki selama lebih dari 50 tahun, yang signifikan untuk studi oksidasi suhu rendah (maghemitisasi), alterasi hidrotermal, dan interpretasi anomali magnetik di pegunungan tengah samudra (misalnya, Ade-Hall et al., 1971 ; Irving, 1970 ; Opdyke & Hekinian, 1967 ; Petersen et al., 1979 ; Vogt & Ostenso, 1966 ; Wang et al., 2020 ). Nilai x dirata-ratakan ∼0,6 untuk titanomagnetit tak teroksidasi dalam MORB (disebut sebagai TM60). Suhu Curie (T c ) khususnya, salah satu parameter magnetik fundamental, dapat digunakan untuk menunjukkan kandungan Ti, dan adalah ∼150°C untuk TM60 (misalnya, Ade-Hall et al., 1973 ; Dunlop & Özdemir, 2009 ; Johnson & Atwater, 1977 ; Johnson & Tivey, 1995 ; Petersen & Vali, 1990 ; Sager et al., 2008 ; Schaeffer & Schwarz, 1970 ; Wang et al., 2021 ). Berbeda dari MORB, titanomagnetit tak teroksidasi dalam andesit basaltik dari cekungan busur belakang memiliki T c yang jauh lebih tinggi (347–371°C) (Fujii et al., 2018 ), mirip dengan IAB samudra (225 ≤ T c ≤ 510°C) (misalnya, Bagin et al., 1970 ; Pechersky, Levashova, et al., 1997 , Pechersky, Shapiro, & Sharonova, 1997 ; Rashidov et al., 2015 , 2016 ; Usui et al., 2024 ). Namun, sifat magnetik titanomagnetit dalam batuan dari cekungan busur belakang kurang diselidiki secara sistemik, apakah mereka mungkin mencerminkan pengaruh fluida subduksi dan kristalisasi fraksional di cekungan busur belakang masih belum jelas.
Palung Okinawa (OT) adalah tempat yang ideal untuk mengevaluasi pertanyaan-pertanyaan yang diajukan di atas. Dibandingkan dengan cekungan busur belakang lainnya (seperti Cekungan Lau dan Palung Mariana) yang telah berevolusi menjadi tahap penyebaran dasar laut yang matang, OT berada dalam tahap perkembangan yang relatif lebih awal, yang membuat komponen subduksi memengaruhi BABB darinya secara lebih signifikan (Guo et al., 2017 ; Tian et al., 2005 ; Zhao et al., 2016 ). Lebih jauh lagi, kontribusi kontaminasi kerak bumi terhadap BABB dari palung umumnya terbatas atau dapat diabaikan (misalnya, Pi et al., 2016 ; Yan & Shi, 2014 ; Z. Zhu et al., 2021 ). Dengan demikian, BABB dari OT adalah sampel yang sangat baik untuk menilai efek fluida yang berasal dari subduksi pada Tc titanomagnetit . Selain itu, struktur ruang magma dua lapis di palung, termasuk ruang magma yang dalam di batas kerak-mantel dan ruang magma yang dangkal di kerak (Lai et al., 2016 ; Liao et al., 2017 ; Zhai et al., 1997 ), menyebabkan kristalisasi fraksional yang menghasilkan batuan beku serumpun dengan komposisi geokimia yang berbeda (misalnya, Honma et al., 1991 ; Shinjo & Kato, 2000 ; Yan & Shi, 2014 ; Zhai et al., 2017 ; Z. Zhu et al., 2021 ), dan mungkin memengaruhi sifat magnetik titanomagnetit. Dalam studi ini, data petrografi dan magnetik batuan dari batuan beku di OT disajikan, dan data ini ditafsirkan untuk menjelaskan efek fluida subduksi dan kristalisasi fraksional pada sifat magnetik batuan beku dari cekungan busur belakang.
2 Sampel dan Metode
Sampel yang dianalisis dalam studi ini dikumpulkan dari OT selama aktivitas hidrotermal ke-4 dari pelayaran cekungan busur belakang dengan tangkapan televisi pada Juni 2016 (Gambar 1b dan Gambar S1 dalam Informasi Pendukung S1 ), informasinya dirangkum dalam Set Data S1 (Xu, 2025 ). Sampel batuan meliputi basal, andesit basaltik, andesit, dasit, dan riolit, bervariasi dari batuan mafik dan mafik-intermediet hingga batuan intermediet dan silikat tetapi dari sumber mantel yang homolog (Z. Zhu et al., 2021 ). Sampel mencerminkan kristalisasi fraksional yang ditingkatkan dan berbagai tingkat interaksi fluida subduksi-mantel serta kontaminasi kerak (Z. Zhu et al., 2021 ). Pengamatan mikroskop elektron pemindaian (SEM), analisis spektrometri dispersif energi sinar-X (EDS), dan pengukuran magnetik batuan dilakukan pada sampel. Metode tersebut dijelaskan lebih lanjut dalam Informasi Pendukung S1 .
3 Hasil
Analisis SEM dan EDS menunjukkan bahwa oksida Fe-Ti terjadi sebagai fase aksesori (Gambar 2f , Gambar S2 dan S3 dalam Informasi Pendukung S1 ). Pada basal, oksida Fe-Ti skala nano granular terdistribusi secara luas di sepanjang tepi kristal klinopiroksen atau tersebar dalam matriks (Gambar 2a dan Gambar S2 dalam Informasi Pendukung S1 ). Demikian pula, andesit basaltik memiliki butiran oksida Fe-Ti skala submikron yang menempel pada klinopiroksen, serta globul oksida Fe-Ti yang hidup berdampingan dalam kaca interstisial antara fenokris plagioklas (Gambar 2b dan Gambar S3 dalam Informasi Pendukung S1 ), yang menyerupai MORB (Wang et al., 2021 ; Zhou et al., 1997 , 2000 ). Sebaliknya, butiran oksida Fe-Ti skala mikron dominan pada sampel andesit, dasit, dan riolit (Gambar 2c–2e ).
Untuk lebih memastikan sifat oksida Fe-Ti, serangkaian percobaan magnetik batuan dilakukan. Data kerentanan magnetik frekuensi rendah dan tinggi (κ LF dan κ HF ) setelah normalisasi volume berada dalam kisaran 9,08 × 10 −4 −1,61 × 10 −2 dan 8,60 × 10 −4 −1,60 × 10 −2 , masing-masing. Magnetisasi sisa isotermal saturasi (SIRM), nilai setelah medan balik arus searah 100 mT (IRM −100mT ), dan medan balik 300 mT (IRM −300mT ) untuk semua spesimen berkisar dari 0,38 hingga 343,65, 0,11 hingga 114,85, dan 0,34 hingga 317,36 A/m, berturut-turut. Rasio-S (=−IRM −300mT /SIRM) sampel berkisar dari 0,84 hingga 1,00 (Kumpulan Data S2 (Xu, 2025 ) dan Gambar S4 dalam Informasi Pendukung S1 ). Variasi parameter magnetik batuan ini menunjukkan bahwa fase magnetik dominan bersifat ferrimagnetik. Selain itu, semua kurva χ-T mendekati reversibel (Gambar S5 dalam Informasi Pendukung S1 ), yang menunjukkan tidak adanya titanomaghemit dan besi sulfida, yang akan berubah menjadi fase lain selama pemanasan. Perilaku ini menyiratkan bahwa oksidasi suhu rendah (maghemitisasi) dan alterasi hidrotermal memiliki efek terbatas pada sampel ini. Titanomagnetit adalah fase magnetik dominan dalam batuan ini, dengan berbagai kandungan Ti, seperti yang ditunjukkan oleh T c berkisar antara 219 hingga 564°C (Gambar S5 dalam Informasi Pendukung S1 ). Selain itu, kurva χ”-T suhu rendah dicirikan oleh puncak yang bergantung pada frekuensi pada 50–100 K (Gambar S6k–S6o dalam Informasi Pendukung S1 ), yang selanjutnya menunjukkan dominasi titanomagnetit (Church et al., 2011 ; Engelmann et al., 2010 ; Wang et al., 2021 ). Titanomagnetite kaya Ti dan titanomagnetite miskin Ti dalam satu sampel ditunjukkan oleh “TM-R” dan “TM-P,” masing-masing. Jika hanya ada satu jenis titanomagnetite dalam sampel, maka diklasifikasikan sebagai “TM-R.” Berdasarkan hubungan negatif antara T c dan kandungan Ti (x) titanomagnetite (Hunt et al., 1995 ; O’Reilly, 1984 ), TM-R memiliki T c lebih rendah , yang direpresentasikan oleh T c TM-R , sedangkan TM-P memiliki T c lebih tinggi yang disebut sebagai T c TM-P . Variasi T c TM-R dalam semua sampel berkisar dari 219 hingga 476°C (Gambar S5a–S5h dalam Informasi Pendukung S1 ). TM-P hanya terdeteksi dalam empat sampel, T c TM-Pyang berkisar antara 395 hingga 564°C (Gambar S5a, S5b sisipan, S5e, S5g dalam Informasi Pendukung S1 ). Selain titanomagnetit, magnetit stoikiometris dengan T c pada ∼580°C hadir dalam sampel basal dan dasit (Gambar S5a dan S5g dalam Informasi Pendukung S1 ; Harrison & Putnis, 1996 ).
Sampel basal dan andesit basal memiliki rasio M rs /M s yang lebih tinggi (0,20–0,61) dan nilai B c (24,37–91,41 mT) (Gambar 3a ). Diagram kurva pembalikan orde pertama (FORC) dicirikan oleh distribusi seperti punggungan sepanjang sumbu B c dengan sedikit ekstensi vertikal (Gambar 3c dan 3d ), yang menunjukkan dominasi partikel domain tunggal (SD) dengan interaksi magnetostatik yang lemah (Egli et al., 2010 ; Roberts et al., 2014 ). Sebaliknya, batuan intermediet dan batuan silika memiliki rasio M rs /M s yang lebih rendah (0,08–0,16) dan nilai B c (4,52–8,11 mT) (Gambar 3a ). Kontur distribusi FORC menyimpang dari sumbu B μ = 0 menuju sumbu B c = 0 (Gambar 3e–3g ), yang menunjukkan dominasi partikel multi-domain (MD) (Roberts et al., 2014 , 2017 ), yang konsisten dengan diagram FORC sampel obsidian dan obsidian vesikular (batuan silika) dari Glass Mountain, California (Brachfeld et al., 2024 ). Ukuran butiran rata-rata mineral magnetik untuk sampel representatif diperkirakan secara kasar berdasarkan gambar BSE, yang meningkat dari 0,43 μm untuk sampel basal menjadi 88,30 μm untuk sampel riolit (Gambar 3c–3g ). Bersamaan dengan itu, karakteristik kurva χ’-T suhu rendah juga menunjukkan pengkasaran butiran magnetik dari basal hingga riolit (Gambar S6k–S6o dalam Informasi Pendukung S1 ; lihat detailnya dalam Teks S2 dalam Informasi Pendukung S1 ), bertepatan dengan diagram FORC dan pengamatan SEM.
Kurva akuisisi IRM dari sampel mafik dan mafik-intermediet dapat dipisahkan menjadi komponen koersivitas yang lebih tinggi (biru) (B h: 120,85–192,61 mT) dan komponen koersivitas yang lebih rendah (ungu) (B h: 51,23–83,71 mT) (Gambar S7a–S7e dalam Informasi Pendukung S1 ), yang serupa dengan MORB (Wang et al., 2021 ). Batuan intermediet dan batuan silika mengandung satu komponen koersivitas yang lebih tinggi (biru, B h : 123,25–198,66 mT) dan satu komponen koersivitas yang lebih rendah (ungu, B h : 6,53–14,66 mT), serta satu atau dua komponen koersivitas intermediet dengan B h 21,56–100,04 mT (Gambar S7f–S7h dalam Informasi Pendukung S1 ). Hasil unmixing dari kurva akuisisi IRM secara garis besar konsisten dengan hasil demagnetisasi medan bolak-balik (AFD) dari magnetisasi remanen alami (NRM). Kecuali untuk komponen magnetisasi remanen kental (VRM), satu komponen lunak dan satu atau dua komponen keras dapat diisolasi di sebagian besar kurva AFD NRM (Gambar S8 dalam Informasi Pendukung S1 ).
4 Diskusi
4.1 Dampak Penambahan Fluida Subduksi terhadap Suhu Curie Titanomagnetite
Kristalisasi fraksional merupakan proses magmatik utama, yang selama proses tersebut fase-fase mineral mengkristal dari magma dan membentuk batuan beku dengan komposisi yang berbeda (misalnya, Bowen, 1956 ; Haase et al., 2011 ; Harker, 1909 ; Portner et al., 2022 ; Singer et al., 1992 ; Thorpe et al., 1984 ; Wanke et al., 2019 ; H. Zhu et al., 2021 ). Nilai SiO2 sering digunakan untuk membedakan tingkat kristalisasi fraksional, yang meningkat seiring dengan kemajuan kristalisasi fraksional. Kandungan TiO2 dalam magma residual umumnya menurun dengan kristalisasi fraksional, ketika kandungan SiO2 > 50 wt% karena konsumsi Ti oleh pembentukan titanomagnetit (misalnya, Chen et al., 2019 ; Wilson, 2007 ; Zhao et al ., 2022 ). Oleh karena itu, relatif terhadap titanomagnetit miskin Ti, titanomagnetit kaya Ti yang mengkristal dari magma induk dengan kandungan TiO2 yang lebih tinggi dan nilai SiO2 yang lebih rendah , adalah produk dari kristalisasi fraksional yang lemah dan mempertahankan lebih banyak informasi sumber magma primer. Nilai Tc dan x telah ditunjukkan dalam korelasi negatif dengan rumus Tc = 575 − 552,7 x − 213,3 x 2 , sehingga Tc dapat digunakan untuk memperkirakan nilai x dalam titanomagnetit (Hunt et al., 1995 ; O’Reilly, 1984 ). Rupanya, relatif terhadap titanomagnetit miskin Ti (jika sampelnya memiliki), titanomagnetit kaya Ti dengan T c lebih rendah lebih “primitif” dalam sampel batuan tunggal.
Sampel basal dan andesit basal yang kami pelajari mengalami lebih sedikit kristalisasi fraksional dan kontaminasi kerak (Z. Zhu et al., 2021 ). T c TM-R sampel kami meningkat kira-kira secara linear dengan rasio Ba/Th (indikator penambahan fluida subduksi; Pearce et al., 2005 ) (Gambar 4a ), yang menunjukkan fluida subduksi memberikan efek signifikan pada T c TM-R dan dengan demikian kandungan Ti dalam titanomagnetit, yang mungkin dapat dikaitkan dengan perubahan koefisien partisi magnetit-lelehan titanium (K Ti ) karena variasi fugasitas oksigen (ƒo 2 ) yang terkait dengan penambahan fluida subduksi. ƒo 2 magma di cekungan busur belakang umumnya meningkat dengan peningkatan infiltrasi fluida subduksi, dengan nilai rata-rata = QFM + 0,22 ± 0,30 (di mana QFM adalah penyangga kuarsa-fayalit-magnetit) (Brounce et al., 2014 ; Cottrell et al., 2021 ; Kelley & Cottrell, 2009 ). Hasil studi eksperimen menunjukkan bahwa K Ti menurun dengan peningkatan ƒo 2 dari QFM − 1 ke QFM + 4,89 (Sievwright et al., 2020 ), yang menggambarkan bahwa lebih sedikit Ti yang dapat dimasukkan oleh titanomagnetit dan menyebabkan T c TM-R yang tinggi saat fluida subduksi meningkat dan ƒo 2 yang bersamaan meningkat (prosedur ① pada Gambar 5 ). Oleh karena itu, T c TM-R dapat memperkirakan pengaruh fluida subduksi pada batuan beku di cekungan busur belakang tunggal.
