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"MAGMATISMO Y AMBIENTES TECTONICOS" PETROGENESIS IGNEA Extraído y Traducido de Marjorie Wilson, 1989 Por: Jaime Cuya García  INTRODUCCION  La mayor produ cción de magm as se da en zonas de expa nsión oceánic a en dond e por levantamie nto diapírico de la parte superior del manto, induce a una fusión parcial por descompresión adiabática  para formar magm as ba sáltico s (MOR B).  Las zon as de subdu cción son la s segund as mayo res produ ctores de mag mas y están rela ciona dos a los volcanes activos y a los temblores actuales. El vulcanismo en estas zonas puede ser altamente explosivo  por s u alto conte nido v olátil (H 2 0) en el magma.  El comp onen te basáltico de la corte za oceá nica es convertid o por reac ción me tamórfic a de convecció n a sacies de esquistos verdes, anfibolita y hasta eglógica, produciéndose una deshidratación del ensamble original y liberando agua com o una fase fluida separada.  En las zonas de expan sión medio oceánica , se eleva material del manto superior en forma diapirica  prov ocand o una fusió n parcia l como resultado de un a desc ompre sión ad iabátic a, para, po steriorm ente  formar magma basaltico MORB , que una v ez ex truídos , forma n la c apa c ortical oceá nica.  Los m agmas t holeitic os ocu rren en a rcos jóv enes inmaduros o más cercan os a la fos a en los arc os más maduros, mientras que los magmas calcoalcalinos son típicos de arcos más maduros y márgenes continentales activos.  Los b asalto s alcali nos y su s difere nciad os son encontrados en amb ientes te ctónic os de intraplacas tale s como islas oceánicas y en rift de placas intracontinentales. Cuando se produce una fusión parcial del manto, una parte de los elementos trazas quedan en el liquido residual (elementos incompatibles K, Ba Sr. Pb) y la otra parte queda en la parte sólida (elementos compatibles Cr, Ni).  La com posic ión aprox imada de l manto se pue de dar a partir de c inco prin cipale s óxidos : SiO 2 = 44%;  MgO = 42%; FeO = 8%; Al 2 O 3 = 2%; CaO; = 2%; otros = 2%. Solo el SiO 2 y el MgO2 dan el 86% esto explica la predominancia del olivino y el ortopiroxeno (Mg, Fi) SiO3.  Los minerales comunes del manto s on: Oliv ino, O rtopx, Clinop x, Gra nate y Espin ela.  Los eleme ntos raros de peso ligero = Light REE y los incom patible s son usad os para const ruir “spiderdiagramas”. Quedando de una manera similar:  Los b asalto s calcoalcal inos y los de arco d e isla qued an en el medio.  Los b asalto s de expan sión oc eánic a =M ORB, qued an en la ba se  Los b asalto s alca linos = OIB (ocean islas basa lt) qued an en la pa rte sup erior 

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"MAGMATISMO Y AMBIENTES TECTONICOS"

PETROGENESIS IGNEA

Extraído y Traducido de Marjorie Wilson, 1989

Por: Jaime Cuya García

 

INTRODUCCION

 La mayor producción de magmas se da en zonas de expansión oceánica en donde por levantamientodiapírico de la parte superior del manto, induce a una fusión parcial por descompresión adiabática

 para formar magmas basálticos (MORB).

 Las zonas de subducción son las segundas mayores productores de magmas y están relacionados a los

volcanes activos y a los temblores actuales. El vulcanismo en estas zonas puede ser altamente explosivo por su alto contenido volátil (H 20) en el magma.

 El componente basáltico de la corteza oceánica es convertido por reacción metamórfica de conveccióna sacies de esquistos verdes, anfibolita y hasta eglógica, produciéndose una deshidratación del ensamble original y liberando agua como una fase fluida separada.

 En las zonas de expansión medio oceánica, se eleva material del manto superior en forma diapirica provocando una fusión parcial como resultado de una descompresión adiabática, para, posteriormente formar magma basaltico MORB, que una vez extruídos, forman la capa cortical oceánica.

 Los magmas tholeiticos ocurren en arcos jóvenes inmaduros o más cercanos a la fosa en los arcos másmaduros, mientras que los magmas calcoalcalinos son típicos de arcos más maduros y márgenescontinentales activos.

 Los basaltos alcalinos y sus diferenciados son encontrados en ambientes tectónicos de intraplacas talescomo islas oceánicas y en rift de placas intracontinentales.

Cuando se produce una fusión parcial del manto, una parte de los elementos trazas quedan en el liquido residual (elementos incompatibles K, Ba Sr. Pb) y la otra parte queda en la parte sólida(elementos compatibles Cr, Ni).

 La composición aproximada del manto se puede dar a partir de cinco principales óxidos: SiO2 = 44%; MgO = 42%; FeO = 8%; Al 2O3 = 2%; CaO; = 2%; otros = 2%. Solo el SiO2 y el MgO2 dan el 86%esto explica la predominancia del olivino y el ortopiroxeno (Mg, Fi) SiO3.

 Los minerales comunes del manto son: Olivino, Ortopx, Clinopx, Granate y Espinela.

 Los elementos raros de peso ligero = Light REE y los incompatibles son usados para construir “spiderdiagramas”. Quedando de una manera similar:

•  Los basaltos calcoalcalinos y los de arco de isla quedan en el medio.•  Los basaltos de expansión oceánica =MORB, quedan en la base•  Los basaltos alcalinos = OIB (ocean islas basalt) quedan en la parte superior 

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 Las Iherzolitas provenientes de magmas Kimberlíticos (granate Iherzolita, se forma a 50 Kb en presión)tienen un tenor menor en aluminio que los provenientes de basaltos alcalinos (espinela Iherzolita, se

 forman a 20 Kb).

 En un magma la plg reemplaza al Olivino como la fase liquida predominante entre 5 y 10 Kb y este esen su momento reemplazado por Clinopx y entre 10 y 32 Kb como la fase liquida y sobre los 32 Kb el Granate viene a ser la fase liquida predominante.

 Los basaltos vidriosos que son descargados debajo del agua forman minerales como la palagonita por la gran abundancia del agua y sideromelano cuando son cercanamente anhidros.

CARACTERISTICAS GEOQUIMICAS DE LAS ROCAS

 Los spiderdiagramas utilizan elementos trazas incompatibles. El lado derecho de los spiderdiagramas se encuentra ocupado por los elementos menos incompatibles y en el lado izquierdo los masincompatibles.

Una recta entre Th –Rb; Nb – Ta, nos indica contaminación del magma por rocas inferiores de lacorteza continental. Concentraciones extremadamente muy altas de elementos trazas mas incompatibles(Light REE), sugieren muy pequeño grado de fusión parcial o una fuente enriquecida con Light REE.

 Hay dos clases de isótopos: radiogénicos y los estables. Los primeros se basan en el decaimientoradioactivo de un elemento y el segundo por el fraccionamiento de su masa en reacciones químicas. Seutilizaran los elementos radiogénicos hijos como trazas petrogeneticas para evaluar el origen yevolución de los magmas.

 Los elementos traza que son incompatibles con respecto al manto son: K, Rb, Sr, Ba, Zr, Th es decir que son incompatibles con los minerales del manto( Olivino, Px, Espinela, Granate) y escapan hacia la parte basaltica gracias a repetidas y continuas fusiones parciales del manto. Los elementos compatibles son el Cr y el Ni.

 Los elementos de tierras raras REE son:La, Ce, Pr, Nd, Pm, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu

(57) (58) (59) ……………………………………………(68) (69) (70) (71) Light REE heavy REE 

ISOTOPOS RADIOGENICOS

 EL Rb tiene dos isótopos naturales que son: 85 Rb y 87  Rb , donde el ultimo es radioactivo ydecae hasta el 87 Sr, es decir de 87  Rb→ 87 Sr 

 El Sr tiene cuatro isótopos naturales que son: 88Sr, 87 Sr, 86 Sr y 84Sr de las cuales el  86 Sr no esradioactiva.Para poder saber la composición isotópica inicial del Sr en el momento de formación de latierra, se debería tener también una muestra de ese preciso momento de formación, pero como eslógicamente imposible, se han tomado muestras que representan la mayor antigüedad como lo son losmeteoritos y muestra de la luna, que nos dan una idea de la composición isotópica muy cercana al momento de la formación de la tierra. En el caso de un meteorito o BABI su valor inicial  87 Sr / 86 Sr es

0.699 lo cual se toma como su porcentaje inicial de la nebulosa inicial de la nebulosa solar en las fasestempranas de formación de la tierra. Y con este valor (0.699) podemos considerar que la tierra se

 formo hace aproximadamente 4.5 +/- 0.1 GA con un valor inicial de 87 Sr / 86 Sr de 0.699.

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AMBIENTES DE EXPANSION OCEANICA

 La expansión del suelo oceánico se da de 1 a 10cm por año, y como el volumen de la tierra esconstante, nueva litosfera es creada solo si el mismo volumen es consumido en la zona de subducción.

 La estructura profunda de la corteza de la tierra se le ha llamado Ofiolita, y consiste de varias secuencias a saber: en la parte superior se encuentran chert, lodolitas, lutitas, y calizas ricas en fierro

 y manganeso, le sigue una secuencia de lavas almohadilladas o pillow lavas, ambas secuenciascontienen depósitos de sulfuros de Cu y Zn depositados por soluciones hidrotermales circulantes, le

 sigue una secuencia de diques complejos, una secuencia de gabros, una secuencia de peridotitasestratificadas y por ultimo una secuencia de dunitas.

 Las reacciones de intercambio entre las pillow lavas y las soluciones hidrotermales circulantes buffeanla composición química e isotópica del agua de mar y pueden conducir a la formación de depósitosmetalíferos cerca de las crestas del centro de expansión y la cantidad de agua incorporada por este

 proceso hacia el suelo oceánico es critico para modelar la generación de magmas en la zona de subducción.

 En la mayoría de Ofiolitas, los pillow lavas están cubiertas por varios metros de sedimentos metalíferosllamados Umber (como en Troodos-Cyprus) y estos están comúnmente asociados a depósitoslenticulares de sulfuros de fierro, ocupando las depresiones en la superficie de los basaltos.

Un alto de Sr 87  / Sr 86  indica que ha habido contaminación por agua de mar, que quiere decir que salmueras hidrotermales tomaron parte en el metamorfismo del suelo oceánico en la vecindad de lasescarpas y fallas transformantes produciendo greenstones y serpentinas.

 Las muestras de perforaciones solamente muestran alteración Zeolítica hasta una profundidad de 600metros, a lo largo de las fracturas y oquedades en el piso del suelo oceánico

 La corteza oceánica superior gana agua por interacción del agua marina a través de una serie dereacciones metamórficas, involucrando una serie de desarrollo de minerales como clorita, serpentina,esméctica, illita y finalmente anfíboles. La formación de tales minerales es secuencial y se puede dividir en tres fases mayores: fase I (Palagonita); fase II (Esmectita); fase III (Carbonatos). La fase I y II representan la interacción del basalto y agua de mar e involucra grandes volúmenes de agua

 produciendo un gran flujo químico en la parte superior del suelo oceánico.

 La alteración hidrotermal de la corteza oceánica se da en un 15% lo que es importante para la zona de subducción, donde la corteza oceánica recicla agua y Cloro hacia el manto.

 La fabrica de los basaltos MORB reflejan rápido enfriamiento de magmas extruídos en ambientes submarinos frío, el tamaño de los granos es variable, desde vidriosos hasta altamente porfiríticos con20% a 30% de fenos. Los basaltos porfiríticos son los más comunes. Los ensambles más comunes de

 fenocristales son: Olivino +- Espínela Mg-Cr; Olivino + Plag + Espínela Mg-Cr; Plag + Olivino + Augita. Los fenos de augita son raros y comúnmente están confinados a rocas con abundante olivino y plagioclasa. El olivino, espínela, plagioclasa son los primeros minerales en cristalizar, seguido por augita y luego por óxidos de Fe y Ti. El anfíbol es raro y se le ve en los gabros cúmulos como productode una fase posterior de cristalización o de alteración hidrotermal. Una fase de espínela es común enbasaltos picríticos y en las ricas en olivino ocurriendo como pequeñas inclusiones dentro del olivino,esto es raro verlo en basaltos ricos en plagioclasa. La plagioclasa va de An88-An40, y son pobres enortoclasa.

 Las rocas gabroicas comprenden olivino, plagioclasa, olivino, ortopiroxenos, clinopiroxenos yaccesorios como: esfena, horblenda, apatito y titanomagnetita.

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 El bajo contenido de K sirve para diferenciar a los basaltos MORB de los basaltos de otros ambientestectónicos y la Sílice muestra un estrecho margen de variación que va de 47% a 51% y por ello no

 puede ser usado como un índice de diferenciación, para lo cual se utiliza al MgO como índice dediferenciación con el valor: M = (100Mg / Mg + Fe) para ilustrar una diferenciación de un magma

 primitivo hacia otros mas diferenciados.

 Los magmas tholeíticos tienen una marcada tendencia al enriquecimiento temprano de Fe en las fases

tempranas de cristalización.

 La mayoría de MORB están empobrecidos en cationes de baja valencia (K, Ba, Sr, Pb) con respecto alas tholeitas de IO y continentales.

Con respecto a los elementos trazas se define a los basaltos MORB como: normal o empobrecido = NMORB; Tipo plume = PMORB; Transicional = TMORB.

 Los tipos de MORB que son extruídos a lo largo de las cordilleras medio oceánicas son dos tiposextremos de basaltos, los NMORB (con LREE y empobrecidos con elementos incompatibles) y los

 PMORB (menos empobrecido en LREE y en elementos incompatibles)

 Los NMORB parecen haber provenido de una fuente del manto superior astenósferico empobrecidomientras que el PMORB de un hostpot un Plume.

 

AMBIENTES DE ARCO DE ISLA

 Los arcos de isla representan zonas de subducción de una placa litosferica oceánica sobre otra. Su principal característica es la formación de cadenas de islas lineales o arqueadas formando un frente

volcánico comúnmente flanqueado por una cuenca marginal formado por expansión del suelo oceánicodetrás del arco.

 Los sedimentos que se acumulan en la capa superior de la corteza oceánica son frecuentementeacumulados en la placa de subducción y son sumergidos con la placa al descender formando un prismade acreción en el forearc o frente volcánico

 El proceso de subducción transporta una capa litosferica fría al interior del manto, esta placa estaconstituida de los siguientes componentes:

•  Manto lherzolitico variablemente empobrecido de la litosfera oceánica• Corteza oceánica comprendiendo basalto y gabro generado en MORB las cuales están

hidrotermalmente metamorfoseados a profundidad • Cuerpos de serpentina y sedimentos oceánicos.

 Durante el proceso de subducción la corteza fría es calentada por conducción del manto circundante ytambién posiblemente por el calor friccional en la superficie de la placa. Con el incremento de la

 presión y la temperatura, las reacciones metamórficas toman lugar y los componentes basálticos de lacorteza oceánica son convertidos a través de esquistos verdes a anfibolitas hasta eglogitas. El efecto deeste metamorfismo es deshidratar todo este ensamble inicialmente hidratado, liberando agua como una

 fase fundida separada.

 Las posibles fuentes potenciales para la generación de magmas de arcos de isla son:

1. La parte del manto sobre la placa subductada, esta consta de dos partes:

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•  De 40 Km. a 70 Km. de espesor de litosfera oceánica la cual debe estar empobrecida por laextracción de MORB hacia la superficie. Comprende lherzolitas y hazburgitas de naturalezarefractarias las que no son fundidas fácilmente ni con una fase liquida

• Una zona del manto superior astenosférico de variado espesor. Aquí las lherzolitas son más fértiles.

2. La corteza oceánica. Éste también consta de dos componentes:

• Suelo oceánico variablemente metamorfoseado de basalto, dolerita, gabros.• Sedimentos oceánicos que van de arcillas pelágicas y carbonatos hasta sedimentos clásticos

terrígenos.

3. Agua de mar, la cual es incorporada durante la alteración hidrotermal de las capas de la cortezaoceánica durante el metamorfismo del suelo oceánico.

 La fusión de una lherzolita bajo condiciones secas provocaría la formación de líquidos de composiciónbasáltica o picritica. Entonces las andesitas se formarían por fusión parcial de una lherzolita hidratada

a profundidades menores de 40 Km., con un fundido saturado de H 20 conteniendo 15% en peso de H 20.

 Las secuencias volcánicas en las zonas de arcos de isla pueden ser divididas en cuatro series: seriebaja en K o tholeitica, serie calcoalcalina media en K, serie calcaoalcalina alta en K serie alcalina o

 shonshonitica. Los miembros basálticos de la serie calcoalcalina son referidos como basaltos ricos enalúmina. Los magmas tholeiticos o bajos en K están caracterizados por un enriquecimiento del fierroen las fases tempranas de cristalización a diferencia de la serie calcoalcalina que disminuye en fierroal aumentar la sílice.

 Los magmas tholeiticos tienen una morfología diferente, sus lavas se caracterizan por erupciones mas fluidas de basaltos y andesitas basálticas produciendo pendientes de muy bajo ángulo alrededor de lachimenea central, las rocas y flujos piroclásticas no son comunes, los minerales anhidros son escasos,

 sugiriendo el bajo contenido de volátiles

 Las series calcoalcalinas de arco de isla tienen en abundancia a una andesita de dos piróxenos conaproximadamente un 59% de sílice. Las erupciones tienden a ser más explosivas que aquellas de la

 serie tholeitica y la caída y flujo de piroclastos es mas común. Estos estratovolcanes producenestratovolcanes de pendiente fuerte, comúnmente con domos volcánicos en el área del cráter central.

 La mayoría de lavas son altamente porfiríticas, con plagioclasa cálcica como la fase más común de fenocristales. Los minerales hidratados (anf, biotitas) son comunes reflejando –junto con la actividad explosiva- la naturaleza más rica en volátiles en el magma. El agua parece ser la especie volátil 

 predominante con menores cantidades de C O, CO2 , H 2S, SO2 , HCL, H 2 en orden decreciente deabundancia.

 Bajo condiciones reductoras, se suprime la cristalización de la magnetita, promoviendo el enriquecimiento en fierro en las fases tempranas (tendencia tholeitica) y bajo condiciones oxidantes, lamagnetita cristaliza desde el inicio empobreciéndose rápidamente en fierro el liquido residual (tendencia calcoalcalina).

 Los magmas basálticos que erupcionaron en ambientes de arco de isla tuvieron que ser generados por  fusión parcial del manto sobre la litosfera subductada, en la mayoría de los casos, es la parteastenosférica de este manto la que es más fácil de fundir.

 Las lavas de arco de isla tienen relativamente altos de Fe2O3 / FeO sugiriendo que los magmas son masoxidados e hidratados que de otros ambientes tectónicos.

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AMBIENTES DE MARGEN CONTINENTAL

 Las cuatro series principales de rocas ígneas reconocidas en ambientes de arco de isla estánrepresentadas (tholeitas, calcoalcalina media, calcoalcalina alta en K, y alcalinas) y las lavas alcalinasestán asociadas a un vulcanismo alcalino, pero forman una zona separada de actividad hacia el land ward o antearco de la zona volcánico. Estas rocas alcalinas no necesariamente están relacionadas a

 zonas de subducción sino que pueden ser formadas en regímenes extensionales similares a las cuencas

tras arco.

 Las secuencias volcánicas de arcos de isla con respecto a las calcoalcalinas están pobrementerepresentadas, mientras los magmas shoshoniticos y altos en potasio son más comunes, estascaracterísticas con altos en potasio pueden representar el grado de contaminación cortical en losmagmas de margen continental activo. Adicionalmente las secuencias de rocas volcánicas alcalinas,

 pueden ocurrir hacia más hacia el este del frente volcánico, variando de basaltos alcalinos a basaltosde leucita y sus derivados. Estos magmas no necesariamente están relacionados a subducción sino que

 pueden estar generados como consecuencia de una tectónica extensional en regiones tras arco.

Una de las más saltantes diferencias entre las series de arco de isla y las calcoalcalinas de margencontinental es la más abundancia ocurrencia de magmas ricos en sílice (dacitas y riolitas) en lasúltimas. Mucho de este volumen adicional de rocas ácidas, ocurre como material de flujo piroclástico(ignimbritas) y parece tener una particular asociación con zonas gruesas de la corteza continental.Otra característica importante es la alta concentración de K, Sr, Ba, y altos de Fe/Mg.

Como modelo de este ambiente se toma a la cordillera andina que se extiende aproximadamente por 10,000 Km. a lo largo del margen continental albergando a las más largas cadenas montañosas del mundo. La placa oceánica subductante se encuentra segmentada en dos buzamientos: menor de 10° yotro cercano a 30°, con vulcanismo activo ocurriendo solo en este ultimo y en los primeros semanifiesta como una ausencia de vulcanismo activo; en el norte y centro del Perú y Chile central.

 El vulcanismo activo dentro de los andes se divide en tres, una zona volcánica norte (NVZ), una zonavolcánica centro (CVZ) y una zona volcánica sur (SVZ). En cada uno de estos el vulcanismo haocurrido desde el Mesozoico. Las lavas de la NVZ son dominantemente andesiticas a andesitasbasálticas. Las de la SVZ son relativamente más básicas con basaltos altos en alúmina y andesitabasáltica como su serie predominante. Las lavas de la CVZ son de composición intermedia a ácida ymuestran un marcado incremento en K con el incremento de la profundidad en la zona de Benioff 

 gradando de calcoalcalinos a shonshoniticos hacia el Este.

Una de las diferencias importantes de las NVZ, CVZ y SVZ es la ocurrencia de basamento precámbricoal interior de CVZ y solamente corteza Meso-Cenozoica mas joven al interior de NVZ y SVZ.

 La cesación de vulcanismo en aquellas regiones en donde el ángulo de subducción es 10°, estánrelacionados a periodos de extenso levantamiento y erosión, revelando enormes zonas batoliticaslineales paralelas al margen continental. El mas grande de estos es el batolito de la costa del Perú, lacual tiene 1600 Km. de largo y 60Km. de ancho y comprende mas de 1000 plutones emplazados através de 70 millones de años (100 - 30m.a.).Las rocas plutónicas varían desde gabros, dioritas,tonalitas, granodioritas y granitos. Dentro de estos las tonalitas y granodioritas son las que

 predominan asociadas a andesitas basálticas en forma de diques. Se sugiere un control estructural  profundo para su emplazamiento, dando un lineamiento estructural canalizante para la ascensión del magma. El emplazamiento de estas rocas abarca desde el Mesozoico hasta el Terciario y estánrelacionadas a las raíces de los volcanes.

Una diferencia importante es que la litosfera continental es del orden de 140 Km. de espesor al interior de los andes centrales, comparados a 70 Km-80Km. de la litosfera oceánica típica, adicionalmente lacorteza continental 50Km. y corteza oceánica 10 Km. Es así que mucha de la petrogénesis de los arcos

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de isla es igualmente importante hacia los márgenes continentales activos, pero en estos ambientes el  paso de los magmas a través de una corteza potente generara algunas variaciones. De tal manera quelos magmas andinos se formarían por alguna relación de fusión parcial y procesos de cristalización del manto y procesos de contaminación y cristalización fraccionada de la corteza.

 La corteza superior en los andes centrales ZVS comprende un batolito joven granitoide cubierta por rocas volcánicas de composición intermedia, las antiguas rocas metamórficas de alto grado del escudo

brasileño pasan por debajo del escudo y afloran en la costa del pacifico. Esta parte de la corteza es demucho espesor y los magmas deberían pasar por entre 50 Km de corteza de gneis precambriano dealto grado antes de alcanzar el reservorio magmático. Por lo tanto no sorprende que las rocas ZVC lleven una fuerte impresión de corteza continental, en comparación con los magmas generados en ZVN 

 y ZVS del Perú en donde están ausentes los escudos.

Una evidencia para ello seria las potentes y voluminosas capas de ignimbritas en ZVC las cualesindicarían grandes fusiones parciales de la corteza.

Se han registrado zonas de baja velocidad por debajo de la corteza de los andes centrales, lo queindicaría potenciales zonas de almacenamiento magmático a un rango de 30 Km a 90 Km de

 profundidad y de 8Km a 40 Km de largo con 30Km de espesor. Esto estaría respaldado por la fuerterelación que hay entre los volcanes fuertemente disectados y sus raíces plutónicas, en lugares donde laerosión ha sido intensa y se observan afloramientos de batolitos granitoides.

 Las rocas de margen continental varían desde basaltos – gabros hasta riolitas – granitos mostrandouna buena correlación lineal sobre el diagrama de harker, sugiriendo una derivación de magmas másácidas por cristalización fraccional del olivino, plagioclasa, piróxenos, anfíboles y magnetita a partir de magmas parentales basálticos. Pero en la ZVC las rocas tienen características geoquímicas quereflejan procesos combinados de asimilación y cristalización fraccional, lo cual tiende a interrumpir latendencia lineal coherente del diagrama de Harker.

 El batolito Cenozoico - Mesozoico del Perú, tiene aproximadamente 1600 Km de largo por 60Km deancho y 15 Km de espesor. Descansa paralela ala fosa y consta de mas de 1000 plutones intruidos enun lapso de tiempo de 70 m.a., desde 100 m.a. hasta 30 m.a. las rocas plutónicas coinciden con dos

 grupos de volcánicos: el grupo Casma de 100 m.a que representa la fase más antigua del vulcanismode los primeros plutones emplazados. y el grupo Calipuy del terciario temprano que cubre una

 superficie de erosión que corta a lo largo del batolito. El promedio de rocas son 16% de gabro – diorita; 58 % de tonalita – granodiorita; 25.5 % de adamelita y de 0.5 % de granito.

 El batolito esta asentado en un antigua eje de cuenca marginal del cretácico temprano, aunque en el  sur este penetra el basamento cristalino. Así los magmas batolíticos parecen haber sido canalizados a

lo largo de una profunda zona de sutura, en el momento en que se habría la cuenca marginal. Estemagmatismo fue episódico, aproximadamente 15 fases intrusivas separadas por un espacio de tiempode 15 m.a.

 La superficie de erosión actual corta cuerpos intrusivos que están separados cada 120 metros y que Pitcher afirma que este era el espacio que separaba a cada celda de fundido en profundidad, a estosaltos niveles corticales el magma fue emplazado (menos de 5Km) hidrostáticamente por unacombinación de caída del techo y "Cauldron Subsidence".

 La mineralogía de estas rocas así como su textura reflejan una cristalización magmática en cámaras sub volcánicas de alto nivel. Así todas las rocas que se han enfriado lentamente muestran abundante

evidencia para el "desarrollo de minerales subsolidos" tales como biotita, anfíboles y clorita debido ala interacción de la roca sólida con fluidos hidrotermales de alta temperatura.

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 Los principales minerales formadores de roca son: plagioclasa, feldespato alcalino, cuarzo, piroxeno,anfíbol, biotita y magnetita. La esfena y el apatito son los minerales accesorios comunes, aun en lasrocas más básicas. La allanita ocurre en granitos altamente diferenciados. La horblenda es uno de los

 principales minerales máficos que cristaliza en magmas que varían en composición ácida y básica. Esto esta en contraste con su ocurrencia en secuencias volcánicas calcoalcalinas en las cuales esinfrecuente y generalmente esta como una fase reabsorbida. La abundancia de horblenda en las rocas

 plutónica refleja el incremento de la estabilidad de los anfíboles a profundidad en la corteza, el cambio

de su color desde verde marrón hasta verde con el incremento de la diferenciación del magma, parece ser correlativo con su decrecimiento en TiO2.

 La ortoclasa es el tipo más común de feldespato potásico en los granitoides, mientras la microclinaocurre en las rocas mas diferenciadas. El grado de ordenamiento parece estar gobernado y controlado

 por la concentración de volátiles en el fundido, siendo la microclina de una fase rica en volátiles.

 El intercrecimiento granófiro son características de las rocas altamente diferenciadas que se formaroncon los magmas más ricos en volátiles. Se considera haber sido formados a partir de la rápidacristalización del cuarzo y del feldespato alcalino, debido a una muy rápida disminución en la presióndel vapor debido a la perdida de volátiles en el sistema.

 Los magmas relacionados a zonas de subducción presentan picos en K, Ba, Sr, Th, Rb en sucomposición lo que atestigua la presencia de fluidos enriquecidos en estos elementos en zonas cercanasa la subducción.

 Las zonas ZVN y ZVS muestran características calcoalcalinas medias y están restringidas a uncontenido de SiO2 menores a 63% (es decir, las dacitas y las riolitas están ausentes). En contraste, lasrocas volcánicas de ZVC tienen característica altas en potasio comprendiendo el rango de composiciónde basalto a riolita.

 La tendencia de contenido de fierro disminuye con la cristalizacion de la magnetita.

 Los magmas andinos están enriquecidos en K 2O, NaO, TiO, P 2O5 y escasez en CaO, comparado a sucontraparte de arco de isla.

 Las andesitas basalticas de CVZ (52-56 % SiO2) son más ricos en K2O y TiO en comparación con los NVZ y SVZ, los demás valores son similares (los otros óxidos)

 Los basaltos de arco de isla tienen un enriquecimiento de elementos de bajo potencial iónico ( Sr, Rb, K, Ba, Th) y baja abundancia de alto potencial iónico(Ta,Nb, Ce, P, Zr, Hf, Sm, Ti, Y, Yb, Sc, Cr)comparado con NMORB. (Elementos de bajo potencial iónico = elementos incompatibles; elementos de

alto potencial iónico = menos incompatible)

 Los basaltos de arco de isla se caracterizan por un selectivo enriquecimiento de elementosincompatibles y una baja de elementos menos incompatibles, con respecto al MORB. Esteenriquecimiento se debe al metasomatismo del manto para el arco basáltico por fluidos liberados por la placa subductada.

 El análisis de isótopos de oxigeno &180 es una potente herramienta para reconocer la intervención demateriales de la corteza continental en la génesis de los magmas debido a la gran diferencia entre&180 de las rocas del manto y las rocas de la corteza.

 Los magmas basálticos primitivos tienen composiciones isotópicas que reflejan directamente su fuenteu origen mantelico. Los magmas derivados del manto tienen un rango estrecho de valores & 180 (5.5 – 6.0) comparados a rocas corticales (mayor a 6). (&180 = 18O / 16 0).

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 Las rocas corticales están enriquecidas en 18O y 87 Sr, pero están empobrecidas en 143 Nd.

 Así altos valores de 87 Sr/ 86 Sr indican contaminación cortical (arcos de isla, margen continental activo) y bajos valores indican basaltos oceánicos (MORB), el lado intermedio lo ocupan los OIB (basaltos deislas oceánicas).

 El NVZ en ecuador y Colombia y para el SVZ se ubican en el lado inferior del MORB y caen en el 

ampo de OIB (basaltos de islas oceánicas) con valores altos en143

 Nd / 144

 Nd, lo que indica lacontaminación del MORB por un componente vertical. En contraste, las lavas del CVZ estáncaracterizados por composiciones mas ricas 87 Sr / 86 Sr y bajos valores en 143 Nd / 144 Nd, lo que indicacontaminación del magma derivado del manto por corteza continental, que en el CVZ es muy potente.

Un magma con MgO = 6 – 11% indica que ha escapado de la contaminación cortical y que su fuente seria el manto litosferico subcontinental generando tholeitas, basaltos alcalinos y basaltos de leucitaque se encuentran al este de la cordillera andina.

 Las cuatro series de magmas reconocidos en arcos de islas (bajos en K, calcoalcalinas, altos en K Y  shonshoniticos) se dan también en márgenes activos continentales. Sin embargo, en comparación las

 secuencias volcánicas de arcos de isla con bajos en K son muy pocos, mientras los altos en K y shonshoninicos son los mas comunes, particularmente, el extremo acido de la serie. El incremento de K  puede indicar un alto grado de contaminación cortical en los magmas de margen activo. Además, las secuencias volcánicas alcalinas pueden ocurrir tierra adentro del frente volcánico variando de basaltosalcalinos a basanitas de leucita y sus derivados. Estos magmas, no necesariamente están relacionadosa zonas de subducción, sino que, pueden ser generados como consecuencia de una tectonicaextensional en una región de tras arco.

 El segmento Lima del batolito de la costa esta emplazado a lo largo de una cuenca marginal en rocascajas que consisten en "nueva corteza" como lavas dikes, sills y plutones básicos. Es muy probable quetodas las rocas que constituyen este segmento fueran originadas por cristalización fraccionada debasaltos derivados del manto con comparativamente poca participación cortical. Esto se evidencia por 

 su baja en 87 Sr/ 86 Sr. Contrariamente los segmentos de Arequipa y Toquepala están enlazados en el craton del macizo de Arequipa que consta de gneis precambrianos, sedimentos del paleozoico superior 

 y del mesozoico y rocas ígneas de 440 m.a, proveyendo una variedad de fuentes para el enriquecimiento del Sr.

 Debajo del segmento de Arequipa y Toquepala existe una potente capa cortical precambriana y debajodel segmento Lima hay, al contrario, una delgada capa cortical.

 Las lavas de ZVS representan magmas no contaminados o ligeramente contaminados. Las rocas de

 ZVC de 21°S a 26°S muestran evidencia por contaminación de un componente vertical rico en &18 O.las rocas de ZVC de 16°S a 18°S tienen una tendencia completamente diferente, proyectándose haciaun componente gnéisico precambriano. Esta tendencia diferente de los segmentos en ZVC revelandiferente contaminantes corticales. Una antigua corteza con altos en Rb/Sr, bajos en U/pb y moderadosvalores de &18 O y una corteza joven con altos de Rb/Sr, altos en U/Pb, y altos en & 18 O.

 Respectivamente. (Un valor alto de 206  Pb / 204 Pb alto indica corteza joven y si es bajo indica una cortezaantigua, como los gneis).

 Los dos principales componentes o fuentes que imprimen el carácter geoquímico a las rocas basalticasde arcos de isla son la astenosfera (manto astenósferico) por encima de la placa subductante de lalitosfera oceánica y un componente metasomatico ya sea de un fluido hidratado o una función parcial 

derivada de la corteza oceánica subductada.

Se acepta generalmente que la litosfera continental es mas potente que la oceánica y en márgenesactivos tipo andino es probable que mucho sino todo el manto sobreyaciente a ala placa subductante

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tenga características litosfericas. Esta litosfera continental puede tener diferentes elementos trazas eisótopos diferentes de la infrayaciente astenosfera empobrecida. Debido al enriquecimiento deelementos trazas producto de la migración de elementos por fusión parcial generados durante previoseventos magmáticos intraplacas. La adición de fluidos derivados de la placa subductada hacia tal manto enriquecido induciría hacia una fusión parcial si la temperatura de los sólidos es excedida y el magma resultante tendría elementos traza característicos geoquímicamente.

 Los magmas relacionados a zonas de subducción presentan picos en K, Sr, Ba, Th, Rb en sucomposición lo que atestigua la presencia de fluidos enriquecidos en estos elementos.

Un carácter geoquímico importante es la transferencia de Sr, K, Rb, Ba, Th, +- Ce y Sm al manto suprayaciente a la placa subductada por fusión parcial o por procesos de fusión parcial o por procesosde transferencia de fluidos asociados con la deshidratación de la placa subductada.

Una vez que el magma primario ha sido generado por fusión parcial del manto y modificado por la subducción, tienen que elevarse por una potente sección de la corteza continental de aproximadamente70 Km en el caso del CVZ de los andes. Entonces, la contaminación cortical parece inevitable y la

 subsiguiente evolución geoquímica del magma debería estar dominada por procesos de asimilación y

cristalizacion fraccionada.

 AMBIENTES DE CUENCAS TRAS ARCO

 Las cuencas marginales o tras arco son cuencas semi aisladas o serie de cuencas que descansan detrásde las cadenas volcánicas de sistemas de arcos de islas. Son de carácter extensional producidos por expansión del suelo oceánico similar a los centros de expansión oceánica. El origen extensional esta

 soportado por un conjunto de alienaciones magnéticas similares a la corteza oceánica normal y por un

alto flujo de calor. Los back arc son un fenómeno netamente oceánico, aunque regímenes tectónicos hacia el land ward del  frente volcánico en márgenes continentales activos pueden ser considerados similares, sin embargo, entales casos, no se crea nueva corteza oceánica, lo que si puede generar es un adelgazamiento de lacorteza.

Todas las áreas de tras arcos (Oeste del Pacifico) activos tienen ángulos de subducción verticales tal vez por la antigüedad de la litosfera subductante (mayor de 80 m.a.) siendo por lo tanto mas frías ydensas, mientras que aquellas del Este del Pacifico se caracterizan por la subducción de una litosferamenos densa y más joven, con ángulos de subducción relativamente bajos (+- 30°) y un ambiente

tectónico compresional.

 La formación de una cuenca tras arco se sucederá de la siguiente manera: en un ambiente tectónico dearco de isla oceánico, los fluidos o la fusión parcial ascienden desde la litosfera oceánica subductadametasomatizando al manto astenósferico la cual entonces se funde parcialmente y se funde para

 producir los basaltos de arco. Luego si se da el inicio del rift y se genera una cuenca tras arcoembrionario generado pro el levantamiento diapírico del manto astenosférico profundo debajo del ejedel arco, la cual se funde parcialmente como consecuencia de la descompresión adiabática para

 producir basaltos de cuencas tras arco parecidas al MORB, y el vulcanismo parece cesar cuando se dala apertura de la cuenca, implicando que el levantamiento diapírico del manto interfiere con el vulcanismo, posteriormente, la corteza del arco se rompe y la parte lateral mas lejana a la fosa queda y

la parte lateral mas cercana a la fosa es arrastrada en dirección hacia ella (hacia la fosa), conforme lacuenca se extiende.

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 Posteriormente a la formación de la cuenca marginal, el magmatismo volcánico puede recomenzar yentonces un nuevo arco se formara. Generándose un ciclo y estos ciclos pueden darse muchas veces.

 Los basaltos de tras arco son escasamente porfiríticos con grandes y comúnmente reabsorbidos fenosde olivino y plagioclasa y microfenocristales de plag, olivino, clinopiroxenos ricos en calcio, cromita ytitano magnetita en grano fino. Algunas veces de matriz vidriosa. Mineralógicamente se parecen a losbasaltos de MORB y sus texturas son propias de basaltos enfriados bajo ambiente submarino. La

 plagioclasa varía de An67- An90. El olivino varía de Fo86-Fo88 muy cercanos a los olivinos del manto Fo98-Fo92.

 Las muestras tomadas de una cuenca tras arco del mar de Escocia son todos basálticos y varían de 49a 54% de SiO2 e incluyen basaltos primitivos con 7- 8% de MgO y que están asociados algunas vecescon basaltos menos fraccionados (45% de MgO) en un único sitio dragado.

 Los basaltos de cuencas tras arco son similares tanto a los MORB y con los basaltos de arcotholeiticos, aunque ellos son ligeramente mas ricos en potasio.

 Los basaltos primitivos son los que tienen más del 7 % de MgO.

 En un ploteo K 2O vs. SiO2 los basaltos tras arco caen la mayoría como subalcalinas bajos en potasio.

Como el rango de la SiO2 en basaltos es tan restringido, la sílice no se usa como índice dediferenciación, en su lugar se toma al Zr.

 El TiO se comporta incompatible tanto durante la fusión parcial y los procesos de cristalizacion fraccionada, acumulándose en las fases superiores.

 Las boninitas son rocas con SiO2 > 55 %, MgO > 9 %, con altos contenidos de elementos trazas (Ni =

70 – 450 ppm.; Cr = 200 – 1800 ppm.) y muy bajo contenido de TiO (0.3 %), álcalis y Al 203.  yrepresentan no a magmas fraccionados como las andesitas de arcos de isla, sino a una fusión parcial cercana al magma primario y están relacionados a fases tempranas de extensión de la cuenca trasarco.

 Los basaltos de tras arco son transicionales entre los de centros de expansión oceánica y los de arco.Ya que los componentes del manto son modificados por subducción, siendo los basaltos tras arco masricos en volátiles que el MORB normal gracias ala deshidratación de la placa subductada.

 Los basaltos de tras arco se caracterizan por tener bajos en 87 Sr / 86 Sr que a los volcánicos de arcos deislas asociadas.

 Los sedimentos subductados tienen enriquecimiento en Pb radiogénico.

MAGMATISMO DENTRO DE PLACAS

BASALTOS DE FLUJO THOLEITICO CONTINENTAL

Grandes áreas del continente han sido cubiertos por potentes y laterales flujos de lava basálticadurante varias fases en los pasados 1000 m.a. formando los mas grandes caracteres volcánicos sobre

la tierra, formadas en ambiente tectónico extensional.

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MAGMATISMO EN ZONAS DE RIFT CONTINENTAL

 El magmatismo basáltico es una manifestación común de una tectonica extensional dentro de placas continentales, asociadas a estructuras rift / graven que fueron los conductos alimentadores del magma. Las zonas de rift continental son áreas de extensión litosferica localizada, caracterizada por una depresión central, flancos levantados, y un adelgazamiento de la corteza infrayaciente, alto flujo decalor, con unas pocas decenas de Km de ancho y lo mismo de largo.

 La formación de una cuenca sedimentaria y de un rift intracontinental están conectados con unadeformación de la corteza y el componente mantelico de la litosfera.

 Los magmas fueron elevados rápidamente sin sufrir cristalizacion fraccional significante ocontaminación cortical, aunque la cristalizacion fraccional fue un fenómeno menor.

FIG 1.- Modelo de Ambientes Tectónicos y Zonas de Generación de Magmas

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