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Marcos Julin Osorio Arenas
Direccin: Crra 88C N 76AC-10
Tel: 30125822917
VOLCANISMO DE DORSALES MEDIO OCEANICAS
MID-OCEAN RIDGE VOLCANISM
MARCOS JULIAN OSORIO ARENAS
Estudiante Ingeniera Geolgica
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RESUMEN
El piso ocenico cubre ms del 70% de la superficie slida de la Tierra y comprende
dos principales provincias petrogenticas, ambas son predominantemente basaltos.
La primera, es volcanismo de mrgenes de placa constructiva o divergente, es la
ms voluminosa forma de volcanismo en el planeta, responsable de la generacin
de la corteza ocenica. La segunda es el volcanismo de isla ocenica, es una
espordica y dispersa forma de volcanismo intra-placa y queda en el punto de
origen de las cuencas ocenicas.
Estas dos formas de actividad volcnica son ocasionalmente interrelacionados, y
juntas proporcionan al petrologo la dinmica del manto terrestre debajo del ocano.
La mayor parte del fondo ocenico, bajo la capa de material sedimentario, se
encuentra constituida por rocas de naturaleza basltica, cuyo espesor promedio es
de 1 km, recubriendo a otros niveles tambin de composicin similar (niveles de
diques, de gabros y de gabros bandeados) que completan el conjunto de la corteza
ocenica, en un espesor promedio a los 7 km. El origen de este material basltico se
encuentra en la zona axial de la dorsal ocenica. Todos los materiales
constituyentes de la corteza ocenica son relativamente jvenes y de hecho, las
dataciones existentes indican que la corteza ocenica actual no tiene una edad
superior a los 200 m.a
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SUMMARY
The ocean floor covers over 70% of the Earths solid surface and comprises two
principal petrogenetic provinces, both of which are predominantly basaltic. The first,
volcanism at divergent or constructive plate margins, is the most voluminous form of
volcanism on the planet, and is responsible for generating the oceanic crust. That is
subject of this chapter. The other, ocean, island volcanism, is a sporadic and
scattered intra-plate form of volcanism at point source throughout the ocean basins.
These two forms of volcanic activity are occasionally interrelated, and together
provide petrologists with an initial picture of the make-up and dynamics of the Earths
mantle beneath the oceans.
Most of the seafloor under the layer of sedimentary material is
is made up of basaltic rocks in nature, whose average thickness is 1 km, covering a
also other levels of similar composition (levels of dykes, gabbros and gabbros of
flocks) that complete the picture of the oceanic crust in an average thickness around
7km. The origin of basaltic material is in the dorsal axis of the ocean. All the
constituent materials of oceanic crust are relatively young and in fact, indicate that
the dating oceanic crust does not have an age between 200 m.a.
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PALABRAS CLAVES
Dorsales de Centro-Ocenico (Mid-ocean ridge), Rocas gneas (Igneous Rocks),
Magmatismo ocenico (oceanic magmatism), Piso ocenico (Ocean floor), Basaltos
tipo MORB (MORB basalt).
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DORSALES MEDIO OCEANICAS
1. GENERALIDADES
1.1 VOLCANISMO EN LMITE DE PLACAS CONSTRUCTIVAS
Existen evidencias desde dcadas que indican que la corteza ocenica est
compuesta de basaltos toleiticos de nica y restringida composicin qumica.
Este tipo de basaltos han sido referidos por un gran nmero de nombres, entre los
mas comunes estn basalto de piso ocenico, basalto abisal (o toleitico), y basalto
de cadena de medio ocenica (MORB).Los MORB son generados en las dorsales de centro ocenico, donde son contiguas
a placas divergentes. Estos son formados cuando en placas separadas, las
corrientes del manto ascienden a llenar espacios. El aumento de manto lherzolitico
sufre descompresin adiabtica, y eventualmente alcanza temperaturas de slido,
donde este produce basaltos parcialmente fundidos. La fusin lo separa y sube a lafisura cortical, donde este solidifica para formar un margen pasivo de separacin de
placas ocenicas.
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1.2 DORSALES MEDIO OCEANICAS
La dorsal ocenica mundial es la mayor cadena volcnica activa del planeta. Est
dividida en varios segmentos, que constituyen una cadena activa con una longitud
superior a 60000 km. El volumen de rocas gneas generadas anualmente en las
zonas de dorsal (aproximadamente 21 Km en total) supone el 75% de las rocas
volcnicas y el 60% de las rocas plutnicas generadas a escala global en los
diferentes ambientes geodinmicos; incluso sus dimensiones fsicas son
destacables: La cresta de la dorsal puede alcanzar una altura de 2500 a 3000 m
sobre el fondo abisal y la anchura del relieve producido puede alcanzar de 1000 a
3000 km.
Este sistema de dorsales (cadenas) est a unos 3 km por encima de la llanura abisal
que cubre aproximadamente una tercera parte del piso ocenico. Estas formaciones
estn activas, y el magma emerge continuamente desde la corteza ocenica, a
travs de las fisuras del fondo del ocano, y forman nuevos volcanes y porciones de
corteza. Debido a esto, las rocas son ms jvenes en el centro de la dorsal (cerca de
donde est la fisura) que en la periferia. Por otro lado, la permanente renovacin del
piso de los ocanos por este continuo fluir de magma hace que esta clase de
corteza sea, por lo general, considerablemente ms joven que las cortezas
continentales.
El trmino dorsales de centro ocenico es asignado para las dorsales del Atlntico
medio (MAR) y segmentos de ocano ndico (EPR). (Figura 1.1).
Los lmites de placas divergentes son usualmente un resultado de la densidad yadelgazamiento de la corteza basltica creada por el resultado de la fusin del
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manto donde los limites divergentes son iniciados dentro de los continentes, tal
como, el este del Rift africano.
La topografa de estos volcanes es tpica, existe simetra bilateral sobre el eje de las
dorsales de centro ocenico llamado rift, pero los segmentos asimtricos son
comunes. En el eje es donde se concentra la actividad ssmica (terremotos).
El primer movimiento estudiado indica que los terremotos son asociados con un
fallamiento normal, caracterstico de un entorno extenso. Los ejes tambin se
asocian, con un muy alto flujo de calor, indicando un elevado gradiente geotrmico
(probablemente es el resultado del surgimiento caliente del manto) el alto flujo
calorfico en el entorno submarino crea un sistema hidrotermal extensivo, compuesto
en gran medida de agua de mar recirculada, que se filtra hacia abajo por fracturas y
poros de la corteza superior donde es calentado, y por conveccin sube
nuevamente.
Los fluidos hidrotermales mayores de 350, escapan desde el conducto frio y
precipitan un nmero de minerales que incluye barita, silicatos y importantes metales
de sulfuros formando agujas o chimeneas.
Estudios de gravedad indican que las dorsales estn esencialmente en equilibrio
isosttico, a partir del cual podemos concluir que la elevacin de la dorsal ocenica
es el resultado de una expansin trmica con una densidad baja bajo el manto, y
hace que la placa se mueve fuera de las crestas dorsalicas, se enfre, se contraiga y
se hunda.
Las dorsales centro-ocenicas (que no siempre se localizan en el centro del ocano)
representan el sistema volcnico ms largo (~60.000 km) y continuo de la Tierra.
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En estas reas las placas litosfricas se separan pasivamente, por lo que la
astensfera asciende adiabticamente para rellenar el espacio y, en consecuencia,
funde parcialmente. El magma generado asciende y se va agregando a los bordes
de las placas y de esta forma se va generando nueva corteza ocenica. El proceso
de generacin de magmas en estas zonas se puede considerar un caso extremo (en
el que el factor de extensin tiende a infinito).
La coleccin de muestras del piso ocenico por dragacin y perforacin en los
SWpacific muestra que son tan viejos como el jurasico pero son virtualmente
idnticos a las muestras creadas recientemente en las dorsales. Esto nos asegura
que los procesos observados en las cadenas montaosas dentro del centro
ocenico, se han interrumpido por lo menos 140 m a. La produccin de magma en el
rea de las dorsales, es estimada en 8600 m3/km, esto es una tasa moderada para
volcanismo.
La morfologa, la estructura y las escalas espacio temporales del magmatismo varan
notablemente con la tasa de extensin de la dorsal (Perfit and Davidson, 2000).
Las dorsales con baja velocidad de extensin (10-40 mm/ao), como la dorsal del
Atlntico, tienen amplios y relativamente profundos valles axiales (8-20 km de ancho
y 1-2 de profundidad) y la zona neovolcnica se extiende prcticamente a todo lo
ancho del mismo. En estas dorsales dominan las lavas almohadilladas, las cuales
tienden a formar pequeas protuberancias o montes submarinos ms o menos
circulares, que frecuentemente ascienden dando lugar a crestas en la zona ms
interna del valle axial. La presencia de estos pequeos montes submarinos en la
zona neovolcnica de las dorsales de baja velocidad de extensin es una
caracterstica de las mismas, ya que en las de elevada tasa de extensin e incluso
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en las intermedias no existen (o son muy raros) los edificios en la zona
neovolcnica.
En las dorsales de alta velocidad de extensin (80-160 mm/ao) no existe un valle
central sino que la zona axial es una pequea depresin, que tpicamente tiene una
profundidad de 5 a 40 m y una anchura de 40 a 250 m, en la que se localiza la zona
neovolcnica. Las lavas que se generan en estas dorsales son muy fluidas, por lo
que las coladas son relativamente delgadas (< 4 cm) y su superficie intensamente
plegada y deformada, en marcado contraste con las bulbosas pillow-lavas que
dominan en las dorsales de baja velocidad de extensin.
La tasa de acrecin, es decir, el volumen de materiales parcialmente fundidos,
procedentes del manto terrestre que se incorpora a la zona axial de una dorsal, por
unidad de tiempo, vara considerablemente de unas a otras dorsales. Este hecho
condiciona la caracterizacin de tres tipos de dorsales. (Figura 1.2):
Las dorsales rpidas, cuya tasa de acrecin es elevada, generando una
expansin del fondo ocenico de 9 a 18 cm/ao, presentan una morfologa
axial en domo suave. Ejemplo Dorsal del Pacfico Este a 3 S.
Las dorsales intermedias, con una extensin de 5-9 cm/ao, presentan
una zona axial relativamente plana.
Las dorsales lentas, con una extensin de 1 a 5 cm/ao, presentan un
valle axial pronunciado, limitado por bloques sobreelevados. Ejemplo
Dorsal Atlntico Medio a 37 N.
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Adems de la tasa de acrecin, han de tenerse en cuenta otros factores que tambin
afectan a la morfologa en superficie de la dorsal:
La proximidad a un punto caliente
El momento que se considere del ciclo volcano-tectnico.
2. SEGMENTACION DE LAS DORSALES
Un estudio detallado del eje de la dorsal ocenica muestra que, en realidad, se
encuentra dividida, a diversas escalas, en segmentos cuyo comportamiento puede
ser distinto entre s, y cuyos elementos de relacin con los segmentos adyacentes
pueden ser (Figura 2.1).
2.1 FALLAS TRANSFORMANTES
Una falla transformante es una discontinuidad de primer orden (genera una
segmentacin de primer orden), que desplaza un segmento de dorsal,
perpendicularmente al eje de la misma, al menos 20 km respecto a los segmentos
adyacentes. En su sector central (el comprendido entre los dos segmentos de dorsal
que separa), se trata de fracturas con comportamiento direccional y activas
ssmicamente. Dado que carecen de actividad gnea, aparecen como depresiones
topogrficas. Fuera de este sector central, carecen de actividad tectnica y reciben
el nombre de zonas de fractura.
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2.2 RIFT DE PROPAGACIN
En ocasiones, la discontinuidad de primer orden (originalmente, una falla
transformante), puede presentar actividad gnea emisiva, generando un
desplazamiento del segmento de dorsal que limita, de forma paralela al eje de la
dorsal. Este tipo de discontinuidad se denomina rift de propagacin y suele presentar
un cierto relieve positivo.
2.3 CENTROS TRASLAPANTES (OVERLAPPING SPREADING CENTERS)
Morfolgicamente se trata de zonas de la dorsal en las que dos segmentos se
solapan parcialmente (hasta 7 Km) separados por una distancia de 1 a 20 km. No
presentan comportamiento rgido ni actividad ssmica y, al contrario de las
discontinuidades de primer orden, se trata de estructuras que pueden existir
temporalmente en la evolucin de un segmento de dorsal. Por otra parte, es muy
frecuente que presenten una evolucin con desplazamiento del centro traslapante
paralela al eje de la dorsal. Se trata de las principales discontinuidades que definen
la segmentacin de segundo (aquellos con un solapamiento mayor de 3 Km) y tercer
orden.
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3. DORSALES LENTAS Y DORSALES RAPIDAS: DOS MODELOS DE
CORTEZA OCENICA Y DE ACRECIN
Del conjunto de los datos expuestos, resulta evidente la existencia de dos modelos
de dorsal ( de segmentos de dorsal siendo ms precisos) claramente distintos.
3.1 SEGMENTOS DEDORSAL RPIDA
Estn alimentados en su sector central por cmaras relativamente someras (1.5-3
km), a travs de fisuras de gran desarrollo. La lava sale a la superficie rpidamente,
en sobrefusin, sin cristales y con un flujo rpido. Predominarn los lagos de lava y
coladas fluidas. En las proximidades de los extremos del segmento, la cmara se
hace ms profunda y el tiempo de residencia de la lava, ms largo. Las lavas
emitidas son ms ricas en cristales, ms viscosas y aumenta la frecuencia de pillow
lavas.
Las cmaras magmticas son muy estables, continuas (varias decenas de
kilmetros de largo, 2-3 Km. de ancho) y predomina siempre la actividad gnea sobre
el adelgazamiento tectnico. Esta situacin configura una corteza de estructura y
espesor muy constantes.
3.2 DORSAL LENTA
Estn alimentados, por el contrario, por cmaras de pequeas dimensiones,
efmeras, frecuentemente enraizadas en las peridotitas del manto superior y ms
alejadas de la superficie. Las lavas emitidas son ricas en cristales, viscosas y elproducto predominante - a veces el nico- son las pillow lavas.
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En algunos segmentos de dorsales de apertura lenta, como en la dorsal medio-
atlntica, la corteza ocenica se ve sometida a una distensin importante que, con
frecuencia, no se ve compensada por la emisin de productos lvicos (estado
magmtico). En esta situacin, se puede producir un ascenso del material
infrayacente -peridotitas-, hasta la superficie del fondo ocenico. Esta situacin ha
sido evidenciada por el dragado de peridotitas en estos sectores de acrecin baja, y
es concordante con las observaciones geofsicas, que no detectan ningn reflector
que pueda ser asimilado a un techo de cmara magmtica. Por tanto, en los
segmentos de dorsal con baja tasa de acrecin, la estructura y el espesor de la
corteza ocenica son muy irregulares, tal como predice la modelizacin trmica: Por
debajo de una cierta tasa de acrecin, la perdida de calor por conveccin hidrotermal
y conduccin es tal, que implica, la consolidacin completa de las cmaras
magmticas que son, por tanto, efmeras y de dimensiones muy reducidas . La
estructura de la corteza resultante es muy heterognea, con espesores que pueden
variar de 0 (si predomina el estiramiento tectnico) a 7 Km (si predomina la acrecin
magmtica).
4. ESTRUCTURA DE LA CORTEZA OCENICA Y EL MANTO SUPERIOR
Las cuatro capas de la corteza ocenica y el manto superior son distinguidas en la
base de las discontinuidades por las velocidades ssmicas. Un ejemplo de la corteza
ocenica es recuperar solo los sedimentos que recubren la parte superior volcnica.
Incluso penetra los sedimentos volcnicos alcanzando profundidades de 1500 mts
(este fue un estudio de perforacin hecho). Perforando la base de la zona fracturada
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(escarpe) muestra una variedad de muestras de exposicin mas profundas, pero
seguro control estratigrfico. Entendemos que la petrologa de la litosfera ocenica
esta enlazada en el terreno de los estudios de las ofiolitas como mencionamos, las
ofiolitas son consideradas como masas de la corteza ocenica, y la parte superior
del manto entre el continente y los cinturones montaosos donde son expuestos por
erosin. (Figura 4.1).
Las ofiolitas sin embargo viajan debajo de la ruptura durante el emplazamiento
tectnico en algunos recnditos detalles internos, all la capa es consistente sin
embargo conforma otras ofiolitas. Cmo estas secciones se comparan con la
corteza ocenica? Aunque esta incertidumbre, con los datos ssmicos que son
interpretados, muchos gelogos estn de acuerdo con la seccin de la corteza
ocenica, que incluye velocidades y una comparacin de espesores estimados de
ambas capas ofioliticas de la corteza ocenica.
Las ofiolitas parecen ser fragmentos de corteza ocenica que situados en tierra
brindan indicios sobre la formacin y expansin de la corteza ocenica. El termino
ofiolitas se refiere a una asociacin de rocas ultramaficas gabroideas y baslticas,
muchas veces cubiertas por sedimentos marinos profundos. La asociacin de estas
rocas muestra tanto el espesor como la secuencia de la corteza ocenica y el mantosuperior.
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5. PETROGRAFA Y QUMICA DE LOS ELEMENTOS MAYORES DE MORB
Los magmas que se generan en estas zonascorresponden mayormente a basaltos
toleticos,pobres en K2O, y con elevado contenido de elementos traza de granradio
inico y tierras raras ligeras. Otra caractersticageoqumica es su baja abundancia
en elementosvoltiles, este escaso contenido en voltiles y sobretodo la elevada
presin hidrosttica a la que extruyenlas lavas en las dorsales centro-ocenicas;
explican la emisinno explosiva de los magmas en estas zonas, y porconsiguiente
la ausencia de material piroclstico enlas mismas.Aunque estos basaltos forman un
grupo relativamentehomogneo, sobre todo si se les compara con las lavas que se
generan en otros ambientes geodinmicos,sin embargo existen pequeas aunque
significativasdiferencias en las rocas de la cortezaocenica, ya que junto a los tipos
empobrecidos enlos elementos antes citados existen otros enriquecidosen dichos
elementos (los denominados EMORBen la literatura inglesa). Estas pequeas
diferencias sugieren que en la astenosfera, existen tantoporciones empobrecidas y
enriquecidas, y que lastasas de fusin y los grados de diferenciacin ymezcla no
son idnticos en todos los segmentos delas dorsales.
Cuando una pluma se inyecta en o cerca de unadorsal centro-ocenica, como es el
caso de Islandia,el incremento de temperatura que produce la pluma da lugar a la
generacin de una corteza ocenicams potente que la que existe en reas
alejadas deplumas. Los efectos de la pluma tambin se detectanen la composicin
de los basaltos de estas reas,que son ms ricos en MgO (como consecuencia de
una mayor tasa de fusin), con mayor abundanciaen elementosincompatibles, ms
altos valores isotpicosde Sr y Pb y ms bajos de Nd. La geoqumicade estosbasaltos sugiere que resultan de la mezclade un componente astenosfrico,
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tpicamenteempobrecido en elementos incompatibles y conbajas relaciones
isotpicas de Sr y Pb y altas de Nd,y material de la pluma, ms rico en elementos
incompatibles y ms radiognicos.
Un tpico MORB es basalto con un olivino toleitico, con bajo contenido de K 2O
(
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oligoelementos y la abundancia de relaciones isotpicas, son controladas
principalmente por el manto de la qumica.
Las pequeas variaciones en la qumica que se producen son importantes en la
medida en que revelan los detalles de los procesos magmticos en las cordilleras
ocenicas. La discusin anterior sugiere, cristalizacin fraccionada, que es un
importante control sobre la composicin MORB. El Olivino, augita, clinopiroxeno,
plagioclasa clcica y espinela, son, con raras excepciones, los nicos minerales para
cristalizar MORB antes de la erupcin. Rendimiento, que est estrechamente
relacionado con los suministros de magma, parece ser un factor importante en el
grado de cristalizacin fraccionada: Los basaltos que estallaron en dorsales de
expansin rpida, son en general ms fraccionados que los que estallaron en las
dorsales de expansin lenta (Figura 5.2). En dorsales de expansin rpida, como la
del Pacfico Oriental, las tasas de suministro de magma son generalmente
suficientes para mantener un estado de equilibrio entre la fusin atrapados en
cmara magmtica, y cristalizarse.
Los dems factores que controlan la composicin de los elementos principales son
el grado MORB y la profundidad de la fusin, ( Klein y Langwith). La dificultad del
proceso es que todos los MORB han sufrido alguna cristalizacin fraccionada, y esto
tiende a ocultar los efectos de la fusin.
Los basaltos emitidos en las zonas de dorsal se incluyen, de modo general, bajo la
denominacin de basaltos MORB (Mid-Ocean Ridge Basalts). Se trata de basaltos
de afinidad toletica-excepcionalmente se reconocen algunos basaltos transicionales
o alcalinos-, que caractersticamente presentan cuarzo normativo.
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Petrogrficamente presentan amplias variaciones texturales, desde los tipos
holovtreos a los hipocristalinos. Los fenocristales suelen ser de olivino, plagioclasa,
Augita y espinela.
Desde el punto de vista de la geoqumica, se diferencian dos tipos principales de
basaltos MORB, denominados N-MORB (normales, empobrecidos o de tipo
Atlntico) y E-MORB (tambin denominados en ocasiones P-MORB, enriquecidos,
de pluma o de tipo Pacfico); ambos tipos se diferencian principalmente en los
contenidos en elementos traza (Tabla 2), y principalmente en los elementos
incompatibles. El origen de estas diferencias entre ambos tipos de basaltos MORB,
parece estar en la participacin de material nicamente del manto litosfrico (N-
MORB), homogneo y empobrecido o bien a partir de la incorporacin de
proporciones variables de un componente astenosfrico profundo (relacionado con
una pluma mantlica; E-MORB), heterogneo y enriquecido en elementos
incompatibles. Esta hiptesis se ve apoyada por la evidencia de una lnea de mezcla
entre las composiciones de tipo N y E. N-MORB con potasio menor del 0.1%.
TiO20.1% y TiO2>1.0%, la composicin
qumica de los elementos mayores no es la mejor para una distincin, ayuda mas el
contenido de elementos trazas e isotopos diferentes.
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5.1 QUMICA ELEMENTOS TRAZAS E ISOTOPOS DEL MORB
Diagramas de variacin para elementos traza vs. Mg soporta las conclusiones de
estado sobre las tendencias de los elementos mayores. Alta compatibilidad de
elementos tales como Ni y Cr, decrecen con el decrecimiento Mg.
La distincin entre P-MORB y E-MORB, ambos tipos se diferencian en el contenido
de elementos trazas y principalmente en el contenido de elementos incompatibles
(Figura 5.2.).
El origen de estas diferencias entre ambos tipos de basaltos MORB, parece estar en
la participacin de material nicamente del manto litosfrico (N-MORB), homogneo
y empobrecido o bien a partir de la incorporacin de proporciones variables de un
componente astenosfrico profundo (relacionado con una pluma mantlica; E-
MORB), heterogneo y enriquecido en elementos incompatibles. Esta hiptesis se
ve apoyada por la evidencia de una lnea de mezcla entre las
Composiciones de tipo N y E.
6. PETROGENESIS DE LOS BASALTOS DE DORSALES DE MEDIO-OCEANICO
El esquema petrogentico que se acepta de modo ms comn para la gnesis de
los basaltos de tipo MORB es el indicado en la figura 6.1. La intervencin de
componentes de tipo E-MORB en proporciones variables es una situacin comn en
muchos segmentos de dorsal y parece estar relacionado con el ascenso de material
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de origen profundo (enriquecido) y su mezcla en proporciones variables con los
fundidos del manto superior empobrecido (N-MORB).
Nosotros ya tenemos buena idea de los constituyentes de magmas MORBS, y como
ellos varan. Sigue siendo desarrollado un modelo razonable para la petrognesis
del MORB. Ese modelo puede ser capaz de explicar la tendencia qumica y
mineralgica, los fenmenos volcnicos en las dorsales, y la generacin de capas de
corteza ocenica, mientras los restantes datos compatibles con la geofsica.
Modelos de los procesos de cambios de ms datos son bienvenidos avaluar, y
unos modelos presentados en estos datos muestran voluntad de mas certeza
puede modificar o cambiar el futuro, al igual que anteriores modelos han
evolucionado a nuestro presente concepto.
La alta presin experimentalmente en muchos de los ms primitivos vidrios, sin
embargo, muestra que el ortopiroxeno no era una fase liquida en alguna presin.
Estos resultados a llevado a varios investigadores a concluir que las picritas(la
picrita en una roca de color oscuro, generalmente hipoabisal, con un alto contenido
en mg en su composicin qumica y con abundante olivino (50-75 %), adems de
piroxeno 40%, biotita, posiblemente horblenda, y con menos del 10% de Plagioclasa
que puede estar ausente. los minerales accesorios son ilmenita, magnetita y apatito)
fueron el magma primario de MORB.Opositores de que las picritas sea el magma
primario de MORBs sealan que a la falta de algn vidrio de composicin picritica,
el cual sugiere que las picritas son acumulativas con respecto al olivino, y no
representan la verdadera composicin del lquido. Aquellos que respondieron a
favor de las picritas que la densidad del lquido picritico inhibe llegar a la superficie.
No todos los experimentos son sobre vidrios primitivos MORB, sin embargo, carecade ortopiroxeno en el lquido. Fujii and Kushire (1977) y Bender reportan que el
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magma primitivo MORB saturado con ortopiroxeno en el rango de 0.8 a 1.2 Gpa.
Esta controversia sobre la naturaleza del magma padre de MORB y la interpretacin
de resultados de experimentos se extiende sobre dcadas. Experimentos ms
recientes han usado una nueva tcnica de mantener una pequea fraccin fundida
en estados incontaminados, sugiere que el primitivo MORB con solo 10 a 20% de
MgO (Mg# 63-70) pueden generarse en presiones bajas (0.1Gpa) en equilibrio con
olivino y ortopiroxeno, y que las picritas no son necesariamente el magma primario
de MORBS.
Datos experimentales en los ms probables magmas padres de MORBs (incluyendo
picrita) indican que ellos eran aumentados saturados con olivino, clinopiroxeno y
ortopiroxeno en los rango de presin de 0.8 a 1.2 Gpa, correspondiente a sobre 25-
35km. Estos, estn en la relacin lherzolita-espinela, el cual es compatible con la
falta de ambos HREE agotamiento (excepto si el granate fuera una fase residual), y
una erupcin anmala (excepto si la Plagioclasa fuera una fase residual) en los
datos REE. Debemos ser claro sobre lo que esto significa, Porque magmas MORB
son el producto de fusin parcial del manto lerzolitico en aumento de diapiros, tales
fusiones han tenido lugar sobre un rango de presin, mientras los elementos traza
incompatibles y istopos caractersticos de la fusin reflejan el equilibrio de
distribucin de esos elementos entre la fusin y la ultima fuente de reserva, el
elemento mayor caracterstico ( y por lo tanto mineralgico) puede controlar el
equilibrio mantenido entre la fusin y la fase del manto residual durante su lugar
hasta la separacin de la fusin como un sistema independiente con su propio
carcter distintivo.
As la profundidad de aumento de saturacin refleja la separacin y profundidad, elcual puede ser interpretada como la mnima profundidad de origen, porque la fusin
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puede separar desde el slido en cualquier punto durante la subida de los diapiros
desde sus ltimas fuentes. Ciertamente la ultima fuente esta mucho ms profundo
de 25 a 35 km como se indican por experimentos, tal vez tan grande como 80 km
para N-MORB, y incluso tan profundo para plumas de E-MORB.
Nuestro modelo de fusin petrogentico, ilustrado en la figura 6.2, comienza con la
separacin de la placa de la litosfera en limites de placas y el moviendo hacia
arriba de movilizacin de material del manto dentro de la extensa zona, donde aquel
remplaza el material desplazado horizontalmente, y sufre fusin parcial
descomprimida asociada con subida aproximada adiabticamente. Para N-MORB,
la fusin es iniciada dentro en los rangos de profundidad de 60 a 80 km en a la
agotada capa del manto superior donde hereda sus agotados elementos traza e
istopos caractersticos. El porcentaje de fusin parcial se incrementa
aproximadamente 15 a 40% como los diapiros que suben de la fusin del manto
aun ms hacia la superficie. Y se fusionan con la secuencia ofiolitica y despus
sube ala superficie por fracturas.
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BIBLIOGRAFIA
WINTER, J, 2001. An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology.
Prentice Hall. P 242-259
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ANEXOS
Figura 1.1Esquema tectnico global mostrando los lmites de placas y la
traza de la dorsal ocenica. La longitud de las flechas indica la magnitud
relativa de la tasa de acrecin.
Figura 1.2.Morfologa del relieve en la zona axial de una dorsal,Segn la tasa de acrecin.
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Figura 2.1Segmentacin de la dorsalocenica.
Figura 4.1 Secuencia ofiolitica del fondoocenico
Figura 5.1La figura muestra que losbasaltos de dorsales de expansinlenta experimentan algo menos decristalizacin fraccionada que losbasaltos de dorsales de expansinrpida.
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Tabla 1. Variacin de los elementos mayores en los
MORB
Oxide (wt%) All MAR EPR IOR
SiO2 50.5 50.7 50.2 50.9
TiO2 1.56 1.49 1.77 1.19
Al2O3 15.3 15.6 14.9 15.2FeO* 10.5 9.85 11.3 10.3
MgO 7.47 7.69 7.10 7.69
CaO 11.5 11.4 11.4 11.8
Na2O 2.62 2.66 2.66 2.32
K2O 0.16 0.17 0.16 0.14
P2O5 0.13 0.12 0.14 0.10
Total 99.74 99.68 99.63 99.64
Norm
q 0.94 0.76 0.93 1.60
or 0.95 1.0 0.95 0.83
ab 22.17 22.51 22.51 19.64
an 29.44 30.13 28.14 30.53di 21.62 20.84 22.5 22.38
hy 17.19 17.32 16.53 18.62
ol 0.0 0.0 0.0 0.0
mt 4.44 4.34 4.74 3.90
il 2.96 2.83 3.36 2.26
ap 0.30 0.28 0.32 0.23
All: Ave of glasses from Atlantic, Pacific and Indian Ocean ridges.
MAR: Ave. of MAR glasses. EPR: Ave. of EPR glasses.
IOR: Ave. of Indian Ocean ridge glasses.
Tabla 2. Variacin de composicin entre N-MORB vs.
E-MORB
Figura 5.2 Composiciones de tipo N y E.composicin normalizada a condrito de basaltostoleticos de tipo MORB de la dorsal centro-atlntica.Tomado de Winter, 2001
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Figura 6.2 Diagrama que ilustra el modelopetrogentico simplificado para los MORB.
Figura 6.2 Primeros modelos semi-
permanentes axial cmara de magmadebajo de un ocano a mediados decresta Bryan and de Moore