mid-ocean ridge

8/7/2019 Mid-Ocean Ridge

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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

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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

mid-ocean ridge

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