magmatismo en zonas de convergencia

TEMA 9 Magmatismo en zonas de convergencia

9.1. Introduccin

Las zonas de convergencia de placas son uno de los ambientes geodinmicos con una mayor activi-dad en cuanto a la formacin de rocas gneas. No en vano, la concatenacin de zonas de convergencia de placas da origen a algunas de las megaestructuras ms activas de nuestro planeta, como p.e. el conocido como Cinturn de fuego del Pacfico, caracterizado por una intenssima actividad volcnica y ssmica. Podemos distinguir cuatro situaciones de convergencia especficas:

1)- convergencia entre placas ocenicas: formacin de arcos de islas y volcanismo asociado.

2)- convergencia entre placa ocenica y placa continental: formacin de orgenos de mrgenes activos, volcanismo y plutonismo asociado.

3)- convergencia entre placas continentales: principalmente actividad plutnica.

4)- obduccin (convergencia placa ocenica-placa continental, en la cual, la corteza ocenica y rocas del manto superior se emplazan sobre la corteza continental) que da como resultado la for-macin de complejos ofiolticos.

De estas cuatro situaciones, las dos primeras son las que tpicamente se entienden como zonas de convergencia y presentan el magmatismo y metamorfismo tpicos. La actividad en zonas de colisin continental (situacin 3) y la formacin de bloques de obduccin (situacin 4) presentan suficientes dife-rencias en cuanto a las caractersticas del proceso y a las rocas involucradas que son consideradas aparte.

9.2. Zonas de subduccin

Las principales zonas de convergencia activas se identifican en la actualidad mediante la localiza-cin de los focos ssmicos profundos (>60 km), proximos a las fosas oceanicas, tal como se puede apre-ciar en la Fig. 9.1

Una zona de subduccin, supone la existencia de una placa litosfrica que, en su desplazamiento hacia otra, comienza a hundirse. Este hecho requiere que la placa subducida (corteza+manto litosfrico) tenga una mayor densidad que la placa bajo la cual se produce la subduccin (en caso contrario se produ-cira una obduccin). En general, este requisito implica que la placa subducida ha de corresponder a una litosfera antigua, engrosada por enfriamiento y acrecin sub-litosfrica. En el caso de una placa ocenica, el espesor de litosfera implicado puede alcanzar los 120-130 Km. Esta litosfera tiene una temperatura

Tema 9: Magmatismo en zonas de convergencia

Figura 9.1: Distribucin de las zonas de convergencia tal como se puede definir a partir de la posicin de los terremotos de foco profundo (puntos verdes y rojos).

sustancialmente menor a la de las rocas con la cuales se va poniendo en contacto y es por tanto un mate-rial rgido, que en su desplazamiento en el manto superior va generando terremotos. La traza y geometra de la superficie de la placa litosfrica en subduccin (superficie de Wadati-Benioff) puede ser reconstrui-da mediante el estudio e interpretacin de los hipocentros y mecanismos focales de los seismos que se producen en relacin con el proceso de subduccin. Las morfologas que se pueden reconstruir son muy variadas (Fig. 9.2) y sugieren una dinmica compleja del desplazamiento de la litosfera subducida. As, son especialmente significativos los ejemplos del arco de las Marianas (Fig 9.2a), donde se produce una verticalizacin completa de la litosfera subducida o el de Nuevas Hbridas (Fig. 9.2d) donde se observa como la litosfera subducida se dispone de modo prcticamente horizontal a alta profundidad. Estas mor-fologas condicionan tambin la presencia y el grado de desarrollo de los prismas de acrecin. Si el bu-zamiento de la superficie de Wadati-Benioff es reducido, se generan prismas de acrecin sedimentarios muy importantes (por el efecto "bulldozer" del margen estable), en tanto que si dicho buzamiento es ele-vado, el prisma de acrecin puede ser muy reducido e incluso inexistente, resultando subducida la mayor parte del volmen sedimentario. En algunos casos, cuando la convergencia afecta a dos placas ocenicas, se produce la formacin de un arco de islas y, tambien de una cuenca tras-arco (Fig. 9.3), con magmatis-mo activo, de diferentes caractersticas a las del magmatismo del arco principal.

La corteza subducida corresponde a materiales intensamente hidratados, no solo por el agua intro-ducida con el material sedimentario, sino, principalmente, debido a la intensa hidratacin que suponen el metamorfismo de fondo ocenico y el contacto de los materiales baslticos con agua marina a presin elevada durante largos periodos (se estima que la vida media de un segmento de corteza ocenica, antes de ser subducida es de unos 200 M.a.). El material subducido, conforme se desplaza a mayor profundi-dad, sufre un aumento de temperatura y de presin muy significativos, que condicionan su deshidrata-cin. Esta deshidratacin, por su parte, supone una liberacin de elementos higromagmatfilos (Rb, Th, Sr, K, Li, etc), que interaccionaran con la cua de manto suprayacente, produciendo su modificacin composicional (fenmeno denominado como metasomatismo). Adems, la incorporacin de agua junto con elementos capaces de modificar el punto de fusin (Li, B, etc) va a favorecer los procesos de fusin

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posterior. Este conjunto de procesos va a condicionar, de modo decisivo, las caractersticas del magma-tismo presente en los dominios de subduccin.

Figura 9.2: Morfologa de las superficies de Wadati-Benioff en arcos de islas (A y C) y mrgenes de tipo andino (B y D), definida a partir de la localizacin de sismos profundos.

9.3.Caracteres petrolgicos

La actividad gnea ms caracterstica en zonas de convergencia es el volcanismo, cuyas caracters-ticas principales son:

- amplia diversidad composicional, relacionada con el carcter poligentico de los magmas: fusin de corteza ocenica subducida, fusin de corteza continental, fusin de manto -metasomatizado o no-, con posibilidad de diferentes tasas de fusin segn la profundidad, contaminacin, hibridacin de mag-mas, etc. La variabilidad de composiciones refleja, por tanto una amplia diversidad de procesos y protoli-tos implicados en estas zonas.

- reducida variedad tipolgica: la mayor parte de las rocas emitidas (ms del 95%) son andesitas; en algunas zonas, el predominio puede corresponder a rocas riolticas, que en la mayor parte de los casos se emplazan mediante procesos de tipo ignimbrtico.

Este volcanismo, por otra parte, est asociado a un plutonismo tambin significativo en volumen (se estima que supone entre 4 y 12 veces el volumen de los productos extrusivos). Las rocas intrusivas ms abundantes corresponden a los equivalentes plutnicos de las composiciones andestico-dacticas, es

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decir, son de tipo granodiorita-monzogranito. En conjunto, este magmatismo ha sido denominado por algunos autores como magmatismo orognico, puesto que su mxima expresin se puede observar en ambientes orognicos, tanto actuales como antiguos.

Figura 9.3: Morfologa y elementos tpicos en zonas de subduccin.

Dentro de la amplia variabilidad com-posicional que se presenta en el magmatismo asociado a las zonas de convergencia, el predominio corresponde a la serie calcoalca-lina y tpicamente a composiciones andesti-cas. No obstante, estan representadas:

-rocas de la serie toletica saturada (toleitas con cuarzo normativo), en arcos de islas jvenes y cuencas de tras-arco. Estas rocas se han denominado en ocasiones tam-bin como serie calco-alcalina pobre en pota-sio.

- rocas calcoalcalinas, son las mayori-tarias y las ms representativas.

- rocas alcalinas, en las zonas internas de arcos muy evolucionados y orgenos de mrgenes activos.

- rocas ultraalcalinas, en zonas an ms internas de los orgenos de mrgenes activos.

Las rocas calcoalcalinas corresponden mayoritariamente a trminos intermedios o cidos, predominando:

TIPOS LVICOS: andesitas: este es el litotipo mayoritario. Son rocas fuertemente porfdicas, holo o hipocristalinas, con fenocristales de plagioclasa zonada, orto- y clinopiroxeno y con frecuencia anfbol y/o biotita. El olivino, presente de modo espordico en las andesitas baslticas, es de composicin intermedia.

dacitas: menos frecuentes que las andesitas, suponen un trmino algo ms saturado, siendo abun-dantes los cristales de cuarzo, plagioclasa sdica y como ferromagnesianos, biotita, anfbol y con menor frecuencia, piroxeno. Presentan iguales texturas que las andesitas

riolitas y riodacitas: frecuentes, se presentan como rocas variablemente porfdicas, holo a hipo-cristalinas e incluso vitroclsticas, compuestas por cuarzo, sanidina, plagioclasa sdica y minerales fe-rromagnesianos hidratados (biotita y/o anfbol).

obsidianas: se trata de rocas generalmente negras, completamente vtreas (holovtreas) inicialmen-te, cuya composicin qumica corresponde a trminos riolticos o dacticos. El vidrio, intrnsecamente inestable, puede recristalizar parcial o totalmente, dando origen a texturas esferulticas o felsticas.

TIPOS PIROCLSTICOS: Dentro de los productos piroclsticos emitidos, que son abundantes, destacan:

-tobas piroclsticas, con aspecto brechoide, pueden estar cementadas o no e incluso, localmente, los piroclastos pueden presentarse incluidos en una pasta vtrea de igual o distinta composicin.

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-ignimbritas: muy frecuentes, presentan composicin dactica o rioltica, estando caracterizadas por la presencia de "flamas" piroclsticas, correspondientes a fragmentos de vidrio deformados -e incluso soldados- en caliente.

Desde el punto de vista de la morfologa de los aparatos emisivos, son dos los tipos principales:

estratovolcanes: se trata de edificios volcnicos de gran-des dimensiones (p.e. Mount St. Helens en Washington, cuya ltima erupcin se produjo en 1980; Fig. 9.4), complejos, donde se pueden observar alter-nancias de coladas y depsitos piroclsticos que indican su gnesis en sucesivos eventos emisivos (piroclsticos +lvicos). Estos estratovolcanes se presentan adems, intersecta-dos por complejas redes de diques y sills que en superficie, pueden dar lugar al desarrollo de agujas (la aguja del Mont Pelee -Fig. 9.5-, en Martinica, alcanz una altura de 305 m, y

su colapso en 1903 dio origen a una nube ardiente que causo 20.000 muertos) o domos, mayoritariamente andesticos o riolticos. La removilizacin, por aguas metericas, de los piroclastos acumulados en las parte elevadas del estratovolcn, pueden dar origen a desplazamientos en masa de estos materiales, em-bebidos en agua, dando origen a lahares (p.e. Nevado del Ruiz).

Figura 9.4: Seccin del Mount St. Helens, previa a superiodo de actividad en 1980.

complejos piroclsticos de caldera: este tipo de aparato emisi-vo se caracteriza por un desarrollo areal muy importante (la caldera puede superar los 50 Km de diametro) y una actividad emisiva en forma de nubes ardientes y formacin de domos riolticos/dacticos. La emisin de nubes ardientes tiene lugar a partir de fisuras de varios kilmetros de longitud o bien de focos puntuales; la nube ardiente (mezcla de gases, slidos y liquidos a alta temperatura) se desplaza a gran velocidad (500 Km/h), de modo que los depositos generados (pumitas, tobas, lapillis y principalmente, ignimbritas), recubren rpi-damente extensiones muy importantes de terreno. El volumen de material emitido es muy importante (mucho mayor que en los estrato-volcanes, ver Fig. 9.6). La evolucin de un edificio en caldera es compleja, pudiendo definirse cuatro eventos sucesivos:

Fig. 9.5: Aguja del Mont Pelee en 1902. - Abombamiento de la corteza y distensin superficial, debidos al empuje del magma.

- emisin de grandes volmenes de magma en forma de nubes ardien-tes y riolitas.

- subsidencia de caldera y relleno parcial a partir de los materiales emitidos. Durante esta etapa, que suele prolongarse en el tiempo, se suele producir la desgasificacin de los depsitos y la formacin de geysers.

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- extrusiones en domo de riolitas y dacitas a favor de las fracturas laterales de la caldera.

Algunos de los siste-mas de caldera mejor estudiados se encuen-tran en el este de Esta-dos Unidos, especial-mente los de Long Valley (California) y Yellowstone (Wyo-ming), que son objeto de una vigilancia y monitorizacin cont-nua, dada su elevada peligrosidad. Una informacin actualiza-da diariamente se puede obtener a partir del siguiente vnculo.

Figura 9.6:Yellowstonerecientes (F

http://volcanoes.usgs.gov/Ab

Las dimensiones de estos sistemadad, tambin. En la Figura 9.7. se puede observar un esquema en seccin del sistema de Long Valley que mues-tra las dimensiones del sistema en su conjunto; la caldera tiene un di-metro de unos 20 km y los depsitos de relleno pueden superar los 3000 metros. Como es evi-dente, no solo se produ-ce la emisin de piro-clastos gruesos y lavas sino tambin de un volumen muy significa-tivo de piroclastos finos (cenizas), que dada la energa del proceso pueden alcanzar una dispersin areal muy significativa (Figura 9.8), constituyendo en ocasiones un nivel iso-crono de referencia muy valio-

6 Volmenes emitidos en las sucesivas etapas de formacin del sistema de caldera de , comparados con el volumen emitido por otros volcanes con desarrollo piroclstico uente: USGS).

out/Where/WhereWeWork.html

s de caldera son muy importantes y el registro geolgico de su activi-

so. Figura 9.7.: Corte esquemtico de la caldera de Long Valley.


Figura 9.8: Distribucin areal de los depsitos de cenizas emitidos por diferentes sistemas de caldera y estratovolcanes del oeste de Estados Unidos. (Fuente: USGS).

Figura 9.9: A: Distribucin cartogrfica de las diferentes unidades intrusivas y subvolcnicas que componen el segmento de Lima del batolito costero del Per. B. La peculiar configuracin geomorfologica y la elevada tasa de erosin de la cordillera Andina favorecen la elaboracin de secciones interpretativas como la indicada en la figura. Myers (1975) Geol. Soc. Amer. Bull., 86, 1209-1220.

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Tal como hemos indicado previamente, la actividad volcnica no es la nica expresin del magmatismo en zonas de subduccin, sino que va acompaada por una intensa actividad magmtica subsuperficial, que da origen a una amplia diversidad de rocas subvolcnicas y plutnicas, mayoritariamente calco-alcalinas. En las reas donde la actividad orognica es muy intensa y por lo tanto tambin la actividad erosiva-, es possible observar en superficie, las relaciones entre unidades volcanicas, subvolcnicas y plutnicas, a favor de los desniveles del terreno. Uno de los ejemplos tpicos de esta situacin es el seg-mento peruano de la cordillera andina (Fig. 9.9), donde varios investigadores (p.e. Pitcher et al, 1985) pudieron reconstruir una secuencia intrusiva relativamente reciente a partir de las relaciones espaciales de las diferentes unidades y superunidades, que van intruyendo a distintos niveles estructurales.

9.4. Geoqumica y petrognesis.

La composicin de las rocas emitidas en las zonas de subduccin es, como hemos indicado, consi-derablemente variada. No entraremos en detalle a describir las caractersticas de la geoqumica elemental de estas rocas, pero entendemos que es necesario revisar algunos de sus caracteres fundamentales antes de pasar a describir sucintamente un modelo petrogentico que pueda dar explicacin a las caractersticas de estas rocas. Por su utilidad, haremos especial hincapi en la composicin isotpica de los productos emitidos y su relacin con la composicin isotpica de los sedimentos del fondo ocenico.

Una revisin a la composicin geoqumica en elementos mayores de las lavas emitidas en arcos de islas y mrgenes activos tpicos, permite apreciar una serie de pautas diferentes (Fig. 9.10). Destaca en primer lugar el amplio especto litolgico cubierto (47-76% de SiO2 en los conjuntos de muestras conside-rados) y adems con una amplia variedad composicional, que es evidente si consideramos que estn repre

Toletico

45 50 55 60 65 70 75 80SiO

0

1

2

3

4

5 K O

2

2

45 50 55 60 65 70 75 80SiO

0

1

2

3

4

5

6

7

8 FeO(t)/MgO

2

FeO*

MgO0 25 50 75 100

25

50

75

100

0

0

25

50

100

75

A

Centro-AmricaPapa- Nueva guineaTongaKermadec

difere

nciaci

n

dentro

de una

serie

variacinentre magmas primarios

A lto K

Med io K

Bajo K

Calco-alcalino

Calco-alcalino

Toletico

a)

b)

c)

Figura 9.10: Caracteristicas de la geoqumica de elementos mayores de rocas volcnicas de diferentes dominios de convergencia de placas. Datos tomados de Winter (2001). a) Diagrama K2O-SiO2 con indicacin de las diferentes series andesticas de Gill (1981); b) diagrama FeO(t)/MgO-SiO2 y c) Diagrama AFM.

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sentadas tanto la afinidad toletica como la calco-alcalina y est ultima en sus tipologas normal (o de contenido medio en potasio) y rica en potasio. Tal como se puede deducir de la figura 9.10-a, las diferen-cias en los valores iniciales de K2O indican la existencia de varios magmas inicialmente diferentes. Por

otra parte, puede establecerse una correlacin entre el pre-dominio del carcter toletico o calcoalcalino y la implica-cin mayoritaria de corteza ocenica o continental en el proceso. As en los arcos de islas sobre corteza ocenica predomina la serie toletica y conforme aumenta la partici-pacin de corteza continental en el proceso, los magmas

ciunsub

al 1 PAsdiaspiemitidos son ms potsicos y ms proximos a la afinidad calco-alcalina.

Desde el punto de vista de la composicin en elemen-tos traza, las pautas normali-zadas a MORB1 (Mid-Ocean Ridge Basalt, o basalto de dorsal ocenica, representati-vo de la composicin del manto superior) para rocas gneas de arcos de islas y mrgenes activos permiten identificar algunas de las pricnipales caracteristicas de este magmatismo (Figura 7.11).

Es especialmente signi-ficativo el enriquecimiento en elementos litfilos de gran radio (Sr, K, Ba, Rb), as como en otros elemento tam-bin incompatibles (Ce, P), facilmente mviles en fases fluidas y que por tanto pue-den estar relacionados con procesos de metasomatismo en la cua de manto que recubre a la placa en subduc-

n. Por otra parte, otros elementos como Nb y Ta y el grupo Zr-Yb muestran valores prximos a la idad, es decir, concentraciones similares a las que aparecen en magmas derivados del manto litosfrico yacente a la corteza ocenica, que claramente no es la nica fuente de los magmas emitidos.

Figura 7.11: Pautas normalizadas a MORB para rocas volcnicas en arcos de islas y margenes activos (Andes, parte inferior). En el caso de los andes se consideran tres zonas: NVZ: zona volcnica norte (Ecuador-Colombia); CVZ: Zona volcnica Centro (Per-Bolivia, N. de Chile) y SVZ: Zona volcnica Sur (Chile-Argentina). Modificado de Winter (2001).

Para poder dilucidar el tipo de fuentes o reservorios implicados en este magmatismo, se recurri estudio de las relaciones isotpicas de las posibles fuentes implicadas as como a la caracterizacin de ara comparar las composicin global de diferentes rocas, es comn recurrir a su normalizacin respecto a un valor de referencia. , para cada elemento, la normalizacin implica dividir su concentracin en la roca por la concentracin de referencia. A los gramas obtenidos al representar los valores normalizados para un conjunto de elementos, se les conoce como multielementales o der

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iguales composiciones para las rocas emitidas en diferentes contextos. Los resultados obtenidos se refle-jan para las relaciones isotpicas de Nd y Sr en la figura 9.12.

Tal como se puede observar en la figura 9.12, las composiciones isotpicas de las rocas volcanicas emitidas en zonas de convergencia se disponen entre las composiciones isotpicas propias de MORB y las propias de los sedimentos de forndo ocenico. Igual tipo de resultados se obtienen considerando otras relaciones isotpicas (207Pb/204Pb - 206Pb/204Pb, etc). Dicha disposicion intermedia indica la intervencin de los dos tipos de materiales en el proceso petrogentico que ha originado estos fundidos y la distribu-cin de los valores en lavas sugiere claramente la pauta de una lnea de mezcla isotpica.

Esta mezcla puede expresarse matemticamente mediante la frmula

B= x M + (1-x) S

donde B es la relacin isotpica de la roca considerada, M la relacin isotpica del manto con-siderado (MORB en este caso), S la correspondiente al sedimento y x la fraccin (tanto por 1) de material del manto que interviene en la gnesis de la roca.

Aplicando esta ecuacin cuando se conocen las relaciones isotpicas de los tres trminos implicados, se puede obtener el valor de x, y por tanto, estimar la participacin de material sedi-mentario que, puede demostrarse, no supera el 5%.

Este tipo de relaciones se han confirmado, adems, anali-zando los valores de 10Be, un istopo inestable cosmognico (generado en la atmsfera por destruccin de S y O por la accin de los rayos csmicos). El 10Be tiene un periodo de semidesinte-gracin de 1,5 M.a, de modo que aquellos materiales que no han estado en contacto con las capas fluidas de la tierra, carecen prc-ticamente de 10Be (p.e. magmas provenientes del manto). Pues bien, en los arcos de islas, ha podido demostrarse la presencia, en cantidades apreciables, de este

istopo, confirmando la partici-pacin de material sedimentario reciente en la fuente del vulca-nismo.

Figura 9.12: Relaciones isotpicas de Sr y Nd en rocas volcanicas en arcos de islas y mrgenes activos, junto con los valores para MORB y sedimentos ocenicos. Modificado de Winter (2001).

Podemos plantear dos hiptesis petrogenticas para este volcanismo:

Gnesis a partir de una fuente mixta (manto + sedimentos subducidos), tal como podra derivarse de los resultados isotpicos. Esta hiptesis supondra que las especiales caractersticas geoqumicas

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de este magmatismo derivan de la composicin del material sedimentario subducido. Esta hiptesis ha sido descartada como situacin general, segn los resultados obtenidos de la modelizacin geo-qumica en el arco de Las Antillas.

Por otra parte, dada la reologa del manto superior, parece improbable que, a partir de la heteroge-neidad que implica la subduccin de corteza ocenica en el manto, se pueda generar una fuente suficien-temente homognea como para justificar los elevados volmenes de rocas, perfectamente homogneas, que se generan en este tipo de ambiente.

Gnesis a partir de un manto modificado composicionalmente. Los datos geoqumicos indican la participacin del material subducido en el proceso de generacin de los fundidos y tambin de la intervencin de la fase fluida. Estos datos han llevado a proponer, como fuente del volcanismo, un manto superior modificado (metasomatizado) por la liberacin de fases fluidas que se produce a partir de la placa en subduccin (sedimentos+corteza ocenica hidratada).

Los fluidos liberados durante la subduccin de una placa ocenica actan en un doble sentido:

transportando aquellos elementos de mayor movilidad geoqumica, que resultan por tanto enrique-cidos en el manto que se metasomatiza. Algunos autores han propuesto la formacin de algunas fases minerales (anfbol, titanomagnetita) en este manto metasomatizado, justificando as algunos de los empobrecimientos observados (p.e. Ti, Fig. 9.11).

facilitando la fusin, puesto que la presencia de fases fluidas reduce el slidus de cualquier sistema composicional.

Por otra parte, la presencia de fases fluidas en el protolito (agua principalmente, pero tambin CO2, F, etc) justifica el caracter mayoritariamente calcoalcalino de los magmas emitidos, puesto que esta es, pre-cisamente una de las caractersticas de los fundidos calcoalcalinos.

Un esquema general de los procesos que se producen en una zona de convergencia se esquematiza en la Fig. 9.13.

9.5. Algunas consecuencias para la evolucin del manto y de la corteza ocenica.

De lo expuesto previamente, resulta obvio que el proceso de subduccin supone, adems de un mecanismo petrogentico para la formacin de importantes volmenes de lavas, tambin un mecanismo de modificacin de la composicin del manto terrestre, aumentando su heterogeneidad y, a su vez, reali-mentando el proceso mediante la formacin de corteza ocenica a partir del manto.

Existen diferentes hiptesis acerca de lo que le sucede a la litosfera ocenica subducida; as Richter & McKenzie (1978), indican que estos volmenes subducidos, afectados por la dinmica convectiva del manto, pueden estirarse y quedar laminados en el interior del manto, para finalmente "disgregarse" a nivel del manto astenosfrico, modificando su composicin. Por el contrario, Ringwood (1982), propone que estos volmenes subducidos no llegan a homogeneizarse totalmente, dando origen a reservorios mantlicos con caractersticas especficas.

En cualquiera de los casos, la participacin de litosferas ocenicas en los ulteriores procesos de formacin de nueva corteza ocenica, parece estar claramente verificada, tal como se deriva de los estu-dios sobre la composicin isotpica del manto (que permiten definir diferentes reservorios composiciona-les a partir de composicin de las lavas emitidas en islas ocenicas; especialmente el reservorio denomi-nado EMII, parece estar relacionado en su origen con el reciclaje de litosfera ocenica en el manto). Por otra parte, algunos de los productos emitidos en algunos segmentos de dorsales ocenicas, presentan caractersticas geoqumicas astenosfricas, con cierta tendencia a composiciones del reservorio de tipo EMII.

11


LauncoNdreny l

PA

- Dqu

- M

- M

- PTh

12Figura 9.12: Caracteristicas del proceso de subduccin, implicando la deshidratacin de los materiales subducidos, el flujo de la cua de manto y el desarrollo de procesos de fusin de manto metasomatizado al cruzar las isotermas de mayor temperatu-ra. Se produce tambin la fusin de corteza y procesos de fusin, asimilacin, almacenamiento y homogeneizacin (MASH).Segn Winter (2001).

propuesta de Richter & McKenzie parece, por su parte, dar justificacin a la presencia en el manto de a laminacin de piroxenitas, que aparecen como reflectores en los estudios ssmicos y, por otra parte, mo enclaves en algunas lavas emitidas. Estas piroxenitas presentan composiciones isotpicas de Sr, , Pb y sobre todo de Os muy similares a los propios de la litosfera ocenica, indicando, tal como sugie- Polv & Allegre (1980) que se trata de lminas de litosferas ocenicas antiguas subducidas, estiradas aminadas por la dinmica mantlica y reequilibradas a las condiciones P-T del manto superior.

RA PROFUNDIZAR....

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- Winter, J.D. (2001): An introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Ptrentice Hall, New Jer-sey.

Magmatismo en zonas de convergencia9.1. Introduccin9.2. Zonas de subduccin9.3.Caracteres petrolgicos9.4. Geoqumica y petrognesis.9.5. Algunas consecuencias para la evolucin del

magmatismo en zonas de convergencia

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