Magmatismo en Zonas de Convergencia

 

TEMA

 

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Magmatismo en zonas de convergencia

9.1. Introducción zonasa de convergencia de placas son No unoen devano, los ambientes geodinámicos condeuna mayor actividad enLas cuanto la formación de rocas ígneas. la concatenación de zonas convergencia de  placas da origen a algunas de las megaestructuras más activas de nuestro planeta, como p.e. el conocido como “Cinturón de fuego del Pacífico”, caracterizado por una intensísima actividad volcánica y sísmica. Podemos distinguir cuatro situaciones de convergencia específicas: 1)- convergencia entre placas oceánicas: formación de arcos de islas y volcanismo asociado. 2)- convergencia entre placa oceánica y placa continental: formación de orógenos de márgenes activos, volcanismo y plutonismo asociado. 3)- convergencia entre placas continentales: principalmente actividad plutónica. 4)- obducción (convergencia placa oceánica-placa continental, en la cual, la corteza oceánica y rocas del manto superior se emplazan sobre la corteza continental) que da como resultado la formación de complejos ofiolíticos. De estas cuatro situaciones, las dos primeras son las que típicamente se entienden como zonas de convergencia y presentan el magmatismo y metamorfismo típicos. La actividad en zonas de colisión continental (situación 3) y la formación de bloques de obducción (situación 4) presentan suficientes diferencias en cuanto a las características del proceso y a las rocas involucradas que son consideradas aparte.

9.2. Zonas de subducción Las principales zonas de convergencia activas se identifican en la actualidad mediante la localización de los focos sísmicos profundos (>60 km), proximos a las fosas oceanicas, tal como se puede apreciar en la Fig. 9.1 Una zona de subducción, supone la existencia de una placa litosférica que, en su desplazamiento hacia otra, comienza a hundirse. Este hecho requiere que la placa subducida (corteza+manto litosférico) tenga una mayor densidad que la placa bajo la cual se produce la subducción (en caso contrario se produciría una obducción). En general, este requisito implica que la placa subducida ha de corresponder corresponder a una litosfera antigua, engrosada por enfriamiento y acreción sub-litosférica. En el caso de una placa oceánica, el espesor de litosfera implicado puede alcanzar los 120-130 Km. Esta litosfera tiene una temperatura

 

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

sustancialmente menor a la de las rocas con la cuales se va poniendo en contacto y es por tanto un material rígido, que en su desplazamiento en el manto superior va generando terremotos. La traza y geometría de la superficie de la placa litosférica en subducción (superficie de Wadati-Benioff) puede ser reconstruida mediante el estudio e interpretación de los hipocentros y mecanismos focales de los seismos que se  producen en relación con el proceso de subducción. Las morfologías que se pueden reconstruir son muy variadas (Fig. 9.2) y sugieren una dinámica compleja del desplazamiento de la litosfera subducida. Así, son especialmente significativos los ejemplos del arco de las Marianas (Fig 9.2a), donde se produce una verticalización completa de la litosfera subducida o el de Nuevas Hébridas (Fig. 9.2d) donde se observa como la litosfera subducida se dispone de modo prácticamente horizontal a alta profundidad. Estas morfologías condicionan también la presencia y es el grado de desar desarrollo rollo deprismas los prismas de acr acreción. eción. Si el buzamiento de la superficie de Wadati-Benioff reducido, se generan de acreción sedimentarios muy importantes (por el efecto "bulldozer" del margen estable), en tanto que si dicho buzamiento es elevado, el prisma de acreción puede ser muy reducido e incluso inexistente, resultando subducida la mayor  parte del volúmen sedimentario. En algunos casos, cuando la convergencia afecta a dos placas oceánicas, se produce la formación de un arco de islas y, tambien de una cuenca tras-arco (Fig. 9.3), con magmatismo activo, de diferentes características a las del magmatism magmatismoo del arco principal. La corteza subducida corresponde a materiales intensamente hidratados, no solo por el agua introducida con el material sedimentario, sino, principalmente, debido a la intensa hidratación que suponen el metamorfismo de fondo oceánico y el contacto de los materiales basálticos con agua marina a presión elevada durante largos periodos (se estima que la vida media de un segmento de corteza oceánica, antes de ser subducida es de unos 200 M.a.). El material subducido, conform conformee se desplaza a mayor profundidad, sufre un aumento de temperatura y de presión muy significativos, que condicionan su deshidratación. Esta deshidratación, por su parte, supone una liberación de elementos higromagmatófilos (Rb, Th, Sr, K, Li, etc), que interaccionaran con la cuña de manto suprayacente, produciendo su modificación composicional (fenómeno denominado como metasomatismo). Además, la incorporación de agua junto con elementos capaces de modificar el punto de fusión (Li, B, etc) va a favorecer los procesos de fusión

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 posterior. Este conjunto de procesos va a condicionar, de modo decisivo, las características del magmatismo presente en los dominios de subducción.

 Figura 9.2: Morfología de de las superficies de Wadati-Ben Wadati-Benioff ioff en arcos de islas (A y C) y márgenes de tipo andino (B y D), definida a  partir de la localización localización de sismos profundos. profundos.

9.3.Caracteres petrológicos La actividad ígnea más característica en zonas de convergencia es el volcanismo, cuyas características principales son: - amplia diversidad composicional , relacionada con el carácter poligenético de los magmas: fusión de corteza oceánica subducida, fusión de corteza continental, fusión de manto -metasomatizado o no-, con posibilidad de diferentes tasas de fusión según la profundidad, contaminación, hibridación de magmas, etc. La variabilidad de composiciones refleja, por tanto una amplia diversidad de procesos y protolitos implicados en estas zonas. - reducida variedad tipológica: la mayor parte de las rocas emitidas (más del 95%) son andesitas; en algunas zonas, el predominio puede corresponder a rocas riolíticas, que en la mayor parte de los casos se emplazan mediante procesos de tipo ignimbrítico. igni mbrítico. Este volcanismo, por otra parte, está asociado a un plutonismo también significativo en volumen (se estima que supone entre 4 y 12 veces el volumen de los productos extrusivos). Las rocas intrusivas más abundantes corresponden a los equivalentes plutónicos de las composiciones andesítico-dacíticas, es

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decir, son de tipo granodiorita-monzogranito. granodiorita-monzogranito. En conjunto, este magmatismo magmatismo ha sido denominado por algunos autores como magmatismo orogénico, puesto que su máxima expresión se puede observar en ambientes orogénicos, tanto actuales como antiguos.  Figura 9.3: Morfología y elementos típicos en zonas de  subducción.

Dentro de la amplia variabilidad com posicional que se presenta en el magmatismo magmatismo asociado a las zonas de convergencia, el  predominio corresponde a la serie calcoalcalina y típicamente a composiciones andesíticas. No obstante, estan representadas: -rocas de la serie toleítica saturada (toleitas con cuarzo normativo), en arcos de islas jóvenes y cuencas de tras-arco. Estas rocas se han denominado en ocasiones tam bién como serie calco-alcalina pobre en potasio. - rocas calcoalcalinas, son las mayoritarias y las más representativas. - rocas alcalinas, en las zonas internas de arcos muy evolucionados y orógenos de márgenes activos. - rocas ultraalcalinas, en zonas aún más internas de los orógenos de márgenes activos. Las rocas calcoalcalinas corresponden mayoritariamente a términos intermedios o ácidos, predominando:

TIPOS LÁVICOS: andesitas:

este es el litotipo mayoritario. Son rocas fuertemente porfídicas, holo o hipocristalinas, con fenocristales de plagioclasa zonada, orto- y clinopiroxeno y con frecuencia anfíbol y/o biotita. El olivino, presente de modo esporádico en las andesitas basálticas, es de composición intermedia. : menos que las andesitas, un término algo biotita, más saturado, abundantesdacitas los cristales de frecuentes cuarzo, plagioclasa sódica y suponen como ferromagnesianos, anfíbol siendo y con menor frecuencia, piroxeno. Presentan iguales texturas que las andesitas riolitas y riodacitas:  frecuentes,

se presentan como rocas rocas variablemente porfídicas, holo a hipocristalinas e incluso vitroclásticas, compuestas compuestas por cuarzo, sanidina, plagioclasa sódica y m minerales inerales ferromagnesianos hidratados (biotita y/o anfíbol). obsidianas: se trata de

rocas generalmente negras, completamente vítreas (holovítreas) inicialmeninicialmente, cuya composición química corresponde corresponde a términos términos riolíticos o dacíticos. El vidrio, vidrio, intrínsecamente inestable, puede recristalizar parcial o totalmente, dando origen a texturas esferulíticas o felsíticas.

TIPOS PIROCLÁSTICOS: Dentro de los productos piroclásticos emitidos, que son abundantes, destacan: -tobas piroclásticas,

con aspecto brechoide, pueden estar cementadas cementadas o no e incluso, localmente, los piroclastos pueden presentarse incluidos en una pasta vítrea de igual o distinta composición.

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-ignimbritas: muy frecuentes, presentan composición dacítica o riolítica, estando caracterizadas por la presencia de "flamas" piroclásticas, correspondientes a fragmentos de vidrio deformados -e incluso soldados- en caliente.  Desde el punto de vista de la morfología de los aparatos emisivos, son dos los tipos  principales: estratovolcanes:  se

trata de edificios volcánicos de grandes dimensiones (p.e. Mount St. Helens en Washington, cuya última erupción se produjo en 1980; Fig. 9.4), complejos, donde se pueden observar alternancias de coladas y depósitos  piroclásticos que indican su génesis en sucesivos eventos emisivos (piroclásticos +lávicos). Estos estratovolcanes se presentan además, intersectados por complejas redes de diques y sills que en superficie,  pueden dar lugar al desarrollo  Figura 9.4: Sección del Mount St. Helens, previa a   su de agujas  (la aguja del Mont  periodo de actividad en 1980. Pelee -Fig. 9.5-, en Martinica, alcanzó una altura de 305 m, y su colapso en 1903 dio origen a una nube ardiente que causo 20.000 muertos) o domos, mayoritariamente mayoritariamente andesíticos o riolíticos. La removilización, removilización, por aguas meteóricas meteóricas,, de los piroclastos acumulados en las  parte elevadas del estratovolcán, pueden dar origen a desplazamientos en masa de estos materiales, em bebidos en agua, dando origen a lahares (p.e. Nevado del Ruiz). complejos piroclásticos de caldera: este tipo de aparato emisivo 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 formación de domos riolíticos/dacíticos. La emisión de nubes ardientes tiene lugar a partir de fisuras de varios kilómetros de longitud o bien de focos puntuales; la nube ardiente (mezcla de gases, sólidos y liquidos a alta temperatura) temperatura) se des desplaza plaza a gran velocidad (500 Km/h), de modo que los depositos generados (pumitas, tobas, lapillis y principalmente, ignimbritas), recubren rápidamente extensiones muy importantes de terreno. El volumen de material emitido es muy importante (mucho mayor que en los estratovolcanes, ver Fig. 9.6). La evolución de un edificio en caldera es compleja, pudiendo definirse cuatro eventos sucesivos:

- Abombamiento de la corteza y distensión superficial, debidos al empuje del magma.

 Fig. 9.5: Aguja Aguja del Mont Pelee en 19 1902 02.

- emisión de grandes volúmenes de magma en forma de nubes ardientes 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 desgasificación desgasificación de los depósitos y la formación formación 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 sistemas de caldera mejor estudiados se de encuentran en el este Estados Unidos, especialmente los de Long Valley (California) y Yellowstone (Wyoming), que son objeto de una vigilancia y monitorización contínua, dada su elevada  peligrosidad. Una información actualizada diariamente se  puede obtener a partir del siguiente vínculo.

 Figura 9.6: Volúmenes emitidos en las sucesivas etapas de formación del sistema de caldera de Yellowstone, comparados con el volumen emitido por otros volcanes con desarrollo piroclástico recientes (Fuente: USGS). 

http://volcanoes.usgs.gov/About/Where/WhereWeWork.html  http://volcanoes.usgs.gov/About/Where/WhereWeWork.html  Las dimensiones de estos sistemas de caldera son muy importantes y el registro geológico de su actividad, también. En la Figura 9.7. se puede observar un esquema en sección del sistema de Long Valley que muestra las dimensiones del sistema en su conjunto; la caldera tiene un diámetro de unos 20 km y los depósitos de relleno  pueden superar los 3000 metros. Como es evidente, no solo se produce la emisión de piroclastos gruesos ydelavas sino también un volumen muy significativo de piroclastos finos (cenizas), que dada la energía del proceso  pueden alcanzar una dispersión areal muy significativa (Figura 9.8), constituyendo en ocasiones un nivel isocrono de referencia muy valio-

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 Figura 9.7.: Corte Corte esquemático de la cald caldera era de Long Valley. Valley.

so.

 

 

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

 Figura 9.9: A: Distribución cartográfica de las diferentes unidades intrusivas y subvolcánicas que componen el segmento de Lima del batolito costero del Perú. B. La peculiar configuración geomorfologica y la elevada tasa de erosión de la cordillera Andina  favorecen la elaboración 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 volcánica no es la única expresión del magmatismo en zonas de subducción, sino que va acompañada por una intensa actividad magmática subsuperficial, que da origen a una amplia diversidad de rocas subvolcánicas y plutónicas, mayoritariamente calcoalcalinas. En las áreas donde la actividad orogénica es muy intensa –y por lo tanto también la actividad erosiva-, es possible observar en superficie, superficie, las relaciones entre unidades volcanicas, subvolcánicas y  plutónicas, a favor de los desniveles del terreno. Uno de los ejemplos típicos de esta situación es el segmento 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 espaciales de las diferentes unidades y superunidades, que van intruyendo a distintos niveles estructurales.

9.4. Geoquímica y petrogénesis. La composición de las rocas emitidas en las zonas de subducción es, como hemos indicado, considerablemente variada. No entraremos en detalle a describir las características de la geoquímica elemental de estas rocas, pero entendemos que es necesario revisar algunos de sus caracteres fundamentales antes de pasar a describir sucintamente un modelo petrogenético que pueda dar explicación a las características de estas rocas. Por su utilidad, haremos haremos especial hincapié en la composición composición isotópica de los productos emitidos y su relación con la composición isotópica de los sedimentos del fondo oceánico. Una revisión a la composición geoquímica en elementos mayores de las lavas emitidas en arcos de islas y márgenes activos típicos, permite apreciar una serie de pautas diferentes (Fig. 9.10). Destaca en  primer lugar el amplio especto litológico cubierto (47-76% de SiO2 en los conjuntos de muestras considerados) y además con una amplia variedad composicional, que es evidente si consideramos que están repre

a)

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K2O

c)

    i e   r  e  ó n  ss e  c  i ó      a a  a   i  c   u  n  n    e  d  e d e  e  r  o   K   i  f e   r o   d  o    n  t   t o   l  e  d  A

4

3

FeO*

    5     2

2

variación entre magmas primarios

1

 K  o K  i o  M e d

0

7     5    

Toleítico

    0     5

5     0    

Bajo K 45

50

55

60

65

70

75

    5     7

80

2     5    

SiO Si O2

Calco-alcalino     0     0     1

FeO(t)/MgO

8

b)

1     0     0    

    0

A

7

0    

0

25

50

75

100

MgO

6 5

Toleítico

4

Centro-América Papúa- Nueva guinea

3 2

Tonga Kermadec

1

Calco-alcalino 0 45

50

55

60

65

70

75

80

SiO 2 SiO  Figura 9.10: Caracteristicas de la geoquímica de elementos mayores de rocas volcánicas de diferentes dominios de convergencia de placas. Datos tomados de Winter (2001). a) Diagrama K 2O-SiO2  con indicación de las diferentes series andesíticas de Gill (1981); b) diagrama FeO(t)/MgO-SiO2 y c) Diagrama AFM.

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sentadas tanto la afinidad toleítica como la calco-alcalina y está ultima en sus tipologías normal (o de contenido medio en potasio) y rica en potasio. Tal como se puede deducir de la figura 9.10-a, las diferencias en los valores iniciales de K 2O indican la existencia de varios magmas inicialmente diferentes. Por otra parte, puede establecerse una correlación entre el predominio del carácter toleítico o calcoalcalino y la implicación mayoritaria de corteza oceánica o continental en el  proceso. Así en los arcos de islas sobre corteza oceánica  predomina la serie toleítica y conforme aumenta la partici pación de corteza continental en el proceso, los magmas emitidos son más potásicos y más proximos a la afinidad calco-alcalina. Desde el punto de vista de la composición en elementos traza, las pautas normalizadas a MORB1 (Mid-Ocean Ridge Basalt, orepresentatibasalto de dorsal oceánica, vo de la composición del manto superior) para rocas ígneas de arcos de islas y márgenes activos permiten identificar algunas de las  pricnipales caracteristicas de este magmatismo (Figura 7.11). Es especialmente significativo el enriquecimiento en elementos litófilos de gran radio (Sr, K, Ba, Rb), así como en otros elemento tam bién incompatibles (Ce, P), facilmente móviles en fases  Figura 7.11: Pautas normalizadas a MORB para rocas volcánicas en arcos de islas fluidas y que por tanto pue y margenes activos (Andes, parte inferior). En el caso de los andes se consideran den estar relacionados con tres zonas: NVZ: zona volcánica norte (Ecuador-Colombia); CVZ: Zona volcánica  procesos de metasomatismo metasomatismo Centro (Perú-Bolivia, N. de Chile) y SVZ: Zona volcánica Sur (Chile-Argentina). en la cuña de manto que  Modificado de Winter Winter (2001). recubre a la placa en subducción. Por otra parte, otros elementos como Nb y Ta y el grupo Zr-Yb muestran valores próximos a la unidad, es decir, concentraciones similares a las que aparecen en magmas derivados del manto litosférico subyacente a la corteza oceánica, que claramente no es la úni única ca fuente de los magmas emitidos. Para poder dilucidar el tipo de fuentes o “reservorios” implicados en este magmatismo, se recurrió al estudio de las relaciones isotópicas de las posibles fuentes implicadas así como a la caracterización de 1

 Para comparar las composición global de diferentes rocas, es común recurrir a su normalización respecto a un valor de referencia. Así, para cada elemento, la normalización implica dividir su concentración en la roca por la concentración de referencia. A los diagramas obtenidos al representar los valores normalizados para un conjunto de elementos, se les conoce como multielementales multielementales o  spider  

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iguales composiciones para las rocas emitidas en diferentes contextos. Los resultados obtenidos se refle jan para las relaciones isotópicas de Nd y Sr en la figura figura 9.12. Tal como se puede observar en la figura 9.12, las composiciones isotópicas de las rocas volcanicas emitidas en zonas de convergencia se disponen entre las composiciones isotópicas propias de MORB y las propias de los sedimentos de forndo oceánico. Igual tipo de resultados se obtienen considerando otras relaciones isotópicas (207Pb/204Pb - 206Pb/204Pb, etc). Dicha disposicion intermedia indica la intervención de los dos tipos de materiales en el proceso petrogenético que ha originado estos fundidos y la distribución de los valores en lavas sugiere claramente la pauta de una línea de mezcla isotópica. Esta mezcla puede expresarse matemáticamente mediante la fórmula B= x M + (1-x) S donde B es la relación isotópica de la roca considerada, M la relación isotópica del manto considerado (MORB (MORB en este caso), S la correspondiente al sedimento y x la fracción (tanto por 1) de material del manto que interviene en la génesis de la roca. Aplicando esta ecuación cuando se conocen las relaciones isotópicas de los tres términos implicados, se puede obtener el valor de x, y por tanto, estimar la  participación de material sedimentario que, puede demostrarse, demostrarse, no supera el 5%. Este tipo de relaciones se han confirmado, además, analizando los valores de 10Be, un isótopo inestable cosmogénico (generado en la atmósfera por destrucción de S y O por la acción de los rayos cósmicos). El 10Be tiene un periodo de semidesintegración de 1,5 M.a, de modo que aquellos materiales que no han estado en contacto con las capas fluidas de la tierra, carecen prácticamente 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  Figura 9.12: Relaciones isotópicas de Sr y Nd en rocas volcanicas en arcos de islas y márgenes activos, junto con los valores para MORB y sedimentos oceánicos. Modificado de Winter (2001).

isótopo, confirmando la partici pación de material sedimentario reciente en la fuente del vulcanismo.

Podemos plantear dos hipótesis petrogenéticas para este volcanismo:  

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una fuente mixta (manto + sedimentos Génesis a  partir de , tal como podría derivarse de los resultados isotópicos. Esta hipótesis supondría que lassubducidos) especiales características geoquímicas

 

 

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de este magmatismo derivan de la composición del material sedimentario subducido. Esta hipótesis ha sido descartada como situación general, según los resultados obtenidos de la modelización geoquímica en el arco de Las Antillas. Por otra parte, dada la reología del manto superior, parece improbable que, a partir de la heterogeneidad que implica la subducción de corteza oceánica en el manto, se pueda generar una fuente suficientemente homogénea como para justificar los elevados volúmenes de rocas, perfectamente homogéneas, que se generan en este tipo de ambiente.   Génesis a  partir de un manto modificado composicionalmente. Los datos geoquímicos indican la  participación del material subducido en el proceso de generación de los fundidos y también de la intervención de la fase fluida. Estos datos han llevado a proponer, como fuente del volcanismo, un manto superior modificado (metasomatizado) por la liberación de fases fluidas que se produce a  partir de la placa en subducción (sedimentos+corteza (sedimentos+corteza oceánica hidratada). Los fluidos liberados durante la subducción de una placa oceánica actúan en un doble sentido:  

transportando aquellos elementos de mayor movilidad geoquímica, que resultan por tanto enriquecidos en el manto que se metasomatiza. Algunos autores han propuesto la formación de algunas fases minerales (anfíbol, titanomagnetita) en este manto metasomatizado, justificando así algunos de los empobrecimientos observados (p.e. Ti, Fig. 9.11).

 

facilitando la fusión, puesto que la presencia de fases fluidas reduce el sólidus de cualquier sistema composicional.

Por otra parte, la presencia de fases fluidas en el protolito (agua principalmente, pero también CO2, F, etc) justifica el caracter mayoritariamente calcoalcalino de los magmas emitidos, puesto que esta es, precisamente una de las características 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 evolución del manto y de la corteza oceánica. De lo expuesto previamente, resulta obvio que el proceso de subducción supone, además de un mecanismo petrogenético para la formación de importantes volúmenes de lavas, también un mecanismo de modificación de la composición del manto terrestre, aumentando su heterogeneidad y, a su vez, realimentando el proceso mediante la formación de corteza oceánica a partir del manto. Existen diferentes hipótesis acerca de lo que le sucede a la litosfera oc oceánica eánica subducida; así Richter & McKenzie (1978), indican que estos volúmenes subducidos, afectados por la dinámica convectiva del manto, pueden estirarse y quedar laminados en el interior del manto, para finalmente "disgregarse" a nivel del manto astenosférico, modificando su composición. Por el contrario, Ringwood (1982), propone que estos volúmenes subducidos no llegan a homogeneizarse totalmente, dando origen a reservorios mantélicos con características específicas. En cualquiera de los casos, casos, la participación de litosferas litosferas oceánicas en los ulteriores procesos de formación de nueva corteza oceánica, parece estar claramente verificada, tal como se deriva de los estudios sobre la composición isotópica del manto (que permiten definir diferentes reservorios composicionales a partir de composición de las lavas emitidas en islas oceánicas; especialmente el reservorio denominado EMII, parece estar relacionado en su origen con el reciclaje de litosfera oceánica en el manto). Por otra parte, algunos de los productos emitidos en algunos segmentos de dorsales oceánicas, presentan características geoquímicas astenosféricas, con cierta tendencia a composiciones del reservorio de tipo EMII.

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 Figura 9.12: Caracteristicas Caracteristicas del proceso de de subducción, implicando implicando la deshidr deshidratación atación de los materi materiales ales subducidos, el flujo flujo de la cuña de manto y el desarrollo de procesos de fusión de manto metasomatizado al cruzar las isotermas de mayor temperatura. Se produce también la fusión de corteza y procesos de fusión, asimilación, almacenamiento y homogeneización (MASH).Según Winter (2001).

La propuesta de Richter & McKenzie parece, por su parte, dar justificación a la presencia en el manto de una laminación de piroxenitas, que aparecen como reflectores en los estudios sísmicos y, por otra parte, como enclaves en algunas lavas emitidas. Estas piroxenitas presentan composiciones isotópicas de Sr,  Nd, Pb y sobre todo de Os muy similares a los propios de la litosfera oceánica, indicando, tal como como sugieren Polvé & Allegre (1980) que se trata de láminas de litosferas oceánicas antiguas subducidas, estiradas y laminadas por la dinámica mantélica y reequilibradas a las condiciones P-T del manto superior. PARA PROFUNDIZAR.... - Dupré, B & Chabaux, F. (1993): Bilan de matiére dans le volcanisme de subduction: donnes géochimiques et implications géodynamiques.  Mem. Soc. Géol. France, nº 163, 129-137. - McBirney (1984): Igneous Petrology. Ed. Freeman, Cooper & Co., San Francisco. - Mehier, B. (1995): Magmatisme et tectonique des plaques. Ed. Ellipses, París. - Pitcher, W.S., Atherton, M.P., Cobbing, E.J. & Beckinsale, R.D., (1985):  Magmatism at a Plate Edge: The Peruvian Andes. Blackie-Halsted Press, Glasgow. 

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Tema 9: Magmatismo en zonas de convergencia

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

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