Unidad 4-2a 2018 Margenes Convergentes - Arcos DE Islas PDF

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apunte en power point relacionado a los margenes continentales ...

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UNIVERSIDAD NACIONAL DE SAN JUAN FACULTAD DE CIENCIAS EXACTAS, FISICAS Y N ATURALES DEPARTAMENTO DE GEOFISICA Y ASTRONOMIA CATEDRA “GEOLOGIA APLICADA I”

III.- MAGMATISMO EN BORDES DE PLACAS CONVERGENTES Los bordes destructivos de placas marcan el lugar de subducción de la litósfera oceánica dentro del manto terrestre, uno de los fenómenos más importantes dentro de la tectónica global. La mayor parte de los volcanes activos y terremotos del mundo, incluyendo prácticamente todos los de focos intermedios y profundos están asociados con estas zonas. Para darse una idea de la importancia y escala de estos fenómenos vale la pena decir que los océanos Atlántico y Pacífico fueron creados durante los últimos 200 millones de años por expansión de los fondos oceánicos, por lo tanto un área similar de litosfera debió haber sido consumida en ese lapso. Con las tasas actuales de subducción un área similar a toda la superficie terrestre sería consumida en 160 Ma. La subducción puede realizarse debajo de litosfera oceánica o continental, lo que da por resultado formas geométricas distintas en el vulcanismo superficial, los arcos de islas oceánicas y los márgenes continentales activos, respectivamente. Ambos presentan las siguientes características: a. Cadenas arqueadas de islas o cinturones lineales de volcanes con longitudes en el orden de centenas a miles de kilómetros y un ancho relativamente pequeño (200-300 km). b. Una fosa oceánica profunda (6000-11000 m de profundidad) en el lado oceánico. c. Vulcanismo activo con un límite abrupto de la zona volcánica hacia el sector oceánico, el llamado frente volcánico, usualmente paralelo a la fosa y a unos 100-200 km de la misma. d. Una zona sísmica inclinada, la zona de Benioff, que incluye terremotos con focos desde superficiales a profundos que marcan el plano de descenso de la placa oceánica dentro del manto. e. Una asociación de rocas volcánicas característica que ha sido llamada “asociación de andesitas orogénicas”. Las cadenas de estratovolcanes (Fig. 11) agrupados en fajas elongadas sobre las zonas de Benioff representan los rasgos volcánicos más importantes sobre la Tierra. Sus productos eruptivos varían en composición desde basalto a riolita, siendo las andesitas el tipo de magma más común. El rango de actividad

ígnea es extremadamente variado, haciendo a estas zonas uno de los ambientes de generación de magmas más complejos. La morfología de los volcanes refleja procesos de crecimiento rápido y subsecuente erosión subaérea. El volcanismo es en general altamente explosivo y la formación de calderas es frecuente, acompañada por la erupción de enormes flujos piroclásticos y tobas de caída (Fig. 12). Las evidencias geológicas muestran que estas zonas han tenido importante actividad volcánica a lo largo de la historia geológica y han sido agentes dominantes en el desarrollo de la corteza continental.

Fig. 11. Estratovolcán de la Cordillera de los Andes con su característica forma cónica.

Fig. 12. Caldera Cerro Panizos, Bolivia. Esta estructura circular visible en la imagen satelital se encuentra cerca del límite entre Bolivia y Argentina. Se la interpreta como una caldera de colapso rellena por flujos piroclásticos tardíos y coladas andesíticas post-colapso. Tiene aproximadamente 40 km de diámtero y una altura promedio de ~4700 m

La subducción de la litosfera oceánica produce, por el aumento de temperatura, su desaparición por fusión. La tendencia es que la composición de los magmas varíe con la distancia a la fosa al aumentar la profundidad de generación del magma. Así, según nos alejamos de la fosa, los magmas generados en el arco volcánico a 50 km de profundidad son pobres en potasio (magmas toleíticos), los originados entre 80 y 160 km de profundidad tienen contenido intermedio en potasio (magmas calcoalcalinos) y los generados a ≈ 300 km de profundidad son ricos en potasio (magmas alcalinos). Magma toleítico  Magma calcoalcalino  Magma alcalino El magmatismo en los bordes convergentes es el tipo de magmatismo más variado pues abarca tanto los procesos de subducción mencionados como de colisión continental.

III.1 ZONAS DE COLISION CONTINENTAL El caso más complejo relacionado con bordes convergentes, es aquél en el que dos placas continentales se aproximan y colisionan, cerrando un océano y completando así el Ciclo de Wilson (Fig. 1). Supone el final del proceso de

subducción por la completa desaparición de la litosfera oceánica que existía entre las dos masas continentales, dando lugar a que una cabalgue sobre la otra, puesto que la corteza continental es poco densa para subducir. Una colisión de este tipo origina grandes cordilleras (orógenos de colisión) como los Alpes o el Himalaya (Fig. 2). La zona de sutura a s í originada es u n área de gran engrosamiento cortical, que se caracteriza por u na actividad tectónica muy compleja y por sobreelevam ientos de montañas (“uplift”). Después de l a colisión puede haber o c a s i o n a l m e n t e erupción de and esitas y dacitas calcoa lcalinas, seguida de volcanismo alcalino en un régimen extensional desarrollado como consecuencia del levantamiento tan rápido. No obstante, la actividad volcánica es insignificante com parada con la actividad sísmica extrema que caracteriza a los ambientes de colisión de placas.

Figura 1. Colisión continental y cierre de la zona de subducción

Los fenómenos dominantes en las zonas de colisión continental son:      

Procesos orogénicos de gran magnitud (fallamiento, plegamiento, sobrecorrimientos) Alta sismicidad Engrosamiento cortical (ej. Montes Himalaya ≈ 70 km CC) Fusión de material cortical siálico = intrusividad granítica (granitos de anatexis) Presencia de ofiolitas (indican zonas de sutura) Metamorfismo regional dinamotérmico y de soterramiento

Figura 2. Etapas en la formación de los Himalayas. A: hace 71 Ma, C: situación actual

III.2 ARCOS DE ISLAS(*) (*)

Traducido y adaptado de: Wilson, M, 1993. Igneous Petrogenesis. A global tectonic approach. Chapman & Hall, London: 466 pp.

Introducción Los arcos de islas oceánicas (“oceanic island arcs”) se de sarrollan en los lugares donde una placa litosférica oceánica subducta por debajo de otra de naturaleza simila r (figs. 3.1a-b). Los rasgos característicos de este ambiente geotectónico son las cadena s lineales o arqueadas de islas que constituyen el frente volcánico, a menudo flan queadas por cue ncas marginales originadas por procesos de expansión detrás d el arco (cuencas de retroarco). Los sedimentos pelágicos q ue forman la capa superior de la corteza oceánica, s on con frecuencia “raspados” de la placa descendente y forman una cuña o prisma acrecional (“accretionary wedge”) en la región de antearco (“forearc region”) (figs. 3.1a-b).

Figuras 3.1a-b. Formación y subducción de litósfera oceánica. Nueva corteza oceánica es creada en las dorsales mesooceánicas y una prof unda fo sa se for ma donde la placa litosférica desciende dentro del m anto. Corrien tes de convección secundaria en la astenosfera son la causa de que se desarrolle un pequeño centro de expansión, una cuenca marginal, detrás del arc o.

La fig. 3.2a-b muestra la distribución de los sistemas de arcos de islas en los océan os Pacífico y Atlántico, y en Indonesia. Lo s pr inci pa les arc os vol cá nic os ap are cen e n el Pa cífi co Occi de nta l, de sde la s Al eu tia n as has ta Tong a y N ueva Ze la nda , mientras que en el Pacífico oriental los mismos está n ausentes, aunque desde los EEUU hasta Sudamérica se manifiesta un importante volcanismo vinculado con un margen continental activo. En el Atlántico el volcanismo de arco de islas se restringe a las Antillas Menores y al arco de las islas Sandwich del Sur. También hay vulcanismo de este tipo en el arco del mar Egeo (Mediterráneo oriental)

Figura 3.2.a. Distribución de los principales sistemas de arcos de islas actu almente activos en el océano Pacífico e Indonesia (a) y en el océano Atlá ntico (b) (W ilson & Davidson, 1984).

Fig. 3.2.b. Ubicación geográfica de los principales arcos de islas actuales.

La actividad ígnea intrusiva es igualmente importante en la conformación y evolución del arco, pero en la mayor parte de los arcos jóvenes, las rocas plutónicas n o han sido aún expuestas por la erosión para su estudio directo. Modelo petrogenético Las zonas de subducción s on indudablemente uno de los ambie ntes geotectónicos más complejos de la Tierra, y muchos de los procesos que tienen lugar allí aún no so n comprendidos totalmente. En teoría, los arcos de islas oceánicas deberían representar los procesos más simples o menos com plicados del magmatismo relacionado con subducció n, aquéllos en los que no existe contaminación de los magmas ascendentes por material de la corteza continental. Hay, sin em bargo, un acuerdo general de q ue los procesos ma gmáticos e n este ambiente son el resultado de fenómenos que se han producido en varias etapas y a partir de varias fuentes. Mediante el proceso de subducción, una placa de litósfera oceánica fría es introducida en el manto. Dicha placa está c ompuesta por:  material del m anto peridotítico (lherzolita) que conformaba la base de la litósfera oceánica  corteza oceánica propiamente dicha compuesta por basaltos y gabros generados en l as dorsales mesooceánicas, y que han sufrido con cierta intensidad y hasta cierta profundidad metamorfismo hidr oterm al  cuerpos de serpentinitas



sedimentos oceánicos de mar profundo (sedimentos pelágicos).

Durante la s ubducción, la corteza oceánica es progresivamente calentada por conducción del calor proveniente del manto que la rodea, y posiblemente también por calor friccional en la superficie de la placa. A medida que se incrementa la presión y l a temperatura, tien en lugar reacciones metamórficas, y los componentes basálticos de l a corteza oceánica se convierten paulatinamen te en rocas metamórficas: esquistos verdes anfibolitaseclogitas (fig. 3.3). La consecuencia del metamorfismo es la deshidratación de los minerales hidratados originales, liberando el agua como una fase fluida separad a. La profundidad precisa a la cual tienen lugar las diversas tran sicione s metamórficas depende d el régimen termal dentro de la placa, y por lo tanto puede variar de un arco a otro. La fase fluida asciende hasta ubicarse en la cuña de manto suprayacente, favoreciendo la fusión parcial de la misma. Si la placa subduce con un ángulo tan bajo que no se forma cuña astenosférica, en superficie no habrá volcanismo. La presencia de la fase fluida es de fundamental importan cia en los distintos modelos que explican la génesis de los magmas en los arcos de islas.

Figura 3.3. Fuentes de generación de magma en arcos de islas. Durante la su bducción tiene lugar el metamorfismo progresivo de la corteza oceánica en condiciones desde la facie s de Esquisto s Verdes pasando por la de Anfibolitas hasta la de Eclogitas. Se producen reacc iones de deshid ratación que liberan fluidos acuosos en el manto a profundidades someras. A mayores profundidades la fusión parcial de la eclogita en condiciones hidratadas gene ra fundidos ricos en agua de compo sición intermedia a ácida que ascienden luego atravesando la cuña de m anto (s egún Wyll ie, 1982).

A pesar de la correlación muy obvia entre la subducción de la litósfera y la generación de magma en los arcos de islas, el rol de la corteza subductada no es tan simple. El papel que juegan los fluidos acuosos derivados de la lámina subductada y los fundidos parciales que se van generando es crucial en la génesis del arco magmático, ya que ascienden y reaccionan con las lherzolitas de la cuña astenosférica haciendo descender su temperatura de fusión y promoviendo la fusión parcial. Este hecho permite diferenciar al magmatismo de los ambientes de subducción del de los otros ambientes geotectónicos. Estructura de los arcos de islas Las figuras 3.4a-b y 3.5 muestran la subdivisión de un arco de islas en: fosa (“trench”), cuenca de antearco (“fore-arc”), arco volcánico (“arc”) y cuenca de retroarco (“back-arc”). Se indican asimismo sus respectivas anomalías gravimétric as y de flujo calórico. La anomalía gravimétrica negativa cerca de la fosa es atribuida a la presencia de la cuña d e sedimentos en la región de antearco, y la anomalía positiva a la litósfera fría y dens a subductada por debajo del arco. El flujo de calor es típicamente bajo en el antearco (10-20 ºC/km), pero se incrementa abruptamente en el frente vo lcánico (30-40 ºC/km) y permanece alto por distancias de más de 2 00-600 km por detrás d el arc o. El flujo calóric o elevado sólo puede ser producido por la transferencia de material caliente (magma) hacia niveles m ás sup erficiales. 3.4. a) Corte esquemático a través de un arco de islas (según Gill, Esquema de los distintos sectores que componen un arco de islas

Procesos térm icos y de fusión parcial Todos los modelos d e generación de magmas en arcos de islas incluyen los efectos de la deshidratación de la corteza oc eánica que subducta, el calor friccional en la parte m ás superficial de la lámina s ubductada, y l os proces os de convección dentro de la cuña de ma nto astenosférico. Cada sistema de subducción tiene, sin embargo, su propia estructura térmica causada por variaciones en la edad de la litósfera subductada, en la velocidad de acercamiento de las placas y en el ángulo de subducción. La distribución de la temperatura en la lámina y en la cuña de manto suprayacente, son factores decisivos que controlan el inicio de la fusión parcial. Los magmas comienzan a generarse en aquellos sitios d onde la temperatura excede el punto de fusión de los m ateriales presentes, entre los que se encuentran: a) corteza oceánica suductada: compuesta por rocas ígneas básicas y sedimentos oceánicos metamorfoseados posiblemente en presencia de una fase fluida acuosa. La mineralogía de las roc as ígneas que componen la corteza oceánica (basaltos y gabros) varía durante la subducción en función de la temperatura, presión y composición de la fase vapor, sufriendo transformaciones que van desde la facies de zeolitas (rocas espilitizadas)  esquistos azules  esquistos verdes  anfibolitas  eclogitas. Este metamorfismo en aume nto está acompañado por l a deshidratación progresiva de las rocas, fenómeno que ocurre principalmente e ntre los 80-125 km de profundidad. El agua liberada por las reacciones de deshidratación puede migrar inmediatamente hacia arriba, a la cuña de manto suprayacente, o bi en se r transportada a profundidades mayores como un fluido entrampado en los poros intergranulares. La presencia de agua actúa como acelerador de las reacciones, ya que disminuye la temperatura de fusión en varios cientos de grados. b) cuña de manto: involucra la fusión parcial de las lherzolitas (rocas ultrabásicas peridotíticas) que lo componen, modificadas por reacción con los fluidos acu osos. Segregación, ascenso y almacenamiento del m agma Según los datos disponibles, el principal sitio de generación de magma en los arcos de islas es la cuña de manto que se encuentra por encima de la lámina que subducta. Los magmas primarios que se generan tienden a ascender hacia la superficie terrestre a l o largo de una gran variedad de canales de ascenso (figura 1.4 Unidad 1). La fusión parcial puede ocurrir en un amplio rango de profundidades si diapiros de lherzolita ascienden hacia la superficie. A cierta profundidad ocurrirá la segregación de magmas primarios, los que ascenderán a través de distintos caminos hacia la superficie. Existe todo un sistema de cámaras

magmáticas entre el manto superior y la corteza, en las que los magmas primarios se estacionan y pueden fraccionarse. Las evidencias geofísicas indican que estas cámaras se hallan a menos de 20-30 km de profundidad y hasta unos centenares de metros de la superficie.

Fig. 14. La corteza oceánica y los sedimentos son transportados al manto y sujetos a altas T y P. Esto causa la deshidratación gradual de los minerales de la corteza basáltica; los fluidos acuosos liberados ascienden a la cuña de manto y causan fusión parcial.

Características químicas y petrográficas del magma en arcos de islas Los volcan es de los arcos de islas em iten lavas toleíticas. Las erupcion es puede n ser de dos tipos: a) el primer tipo comprende basaltos y andesitas basálticas m uy fluidas, que originan estructuras volcánicas de baja altura alrededor de los orificios de salida (similares a los volcanes en escudo de bajo ángulo). Las rocas piroclásticas son m uy raras, y hay una ele vada proporción de rocas afaníticas. b) en el segundo tipo, que es el más común, puede n reconocerse vo lc anes de composición más áci da (andesita-dacita) que forman grandes estructuras cónicas compuestas. El magma posee un alto c ontenido en volátiles y esto provoca erupciones muy explosivas, con abundante emisión de cenizas. A estos volcanes frecuentemente se asocian calderas de colapso. Ejemplos típicos de arcos de islas son l as islas San dwich del Sur, las Antilllas Menores y el archipiélago de Tonga en el Pacífico Occidental.

Figura 3.5. Estructura de un arco de islas ( trench: fosa; back-arc basin: cuenca de retroarco)...