Una zona de subducción es una región de la corteza terrestre donde una placa tectónica se mueve debajo de otra placa tectónica; la corteza oceánica se recicla de nuevo en el manto y la corteza continental se crea mediante la formación de arco magma . Los magmas de arco representan más del 20% de los magmas producidos terrestre [2] y son producidos por la deshidratación de minerales dentro de la losa subductora a medida que desciende al manto y se acumulan en la base de la placa continental predominante. [3] Las zonas de subducción albergan una variedad única de tipos de rocas creadas por las condiciones de alta presión y baja temperatura que encuentra una losa en subducción durante su descenso. [4]Las condiciones metamórficas por las que pasa la losa en este proceso crean y destruyen fases minerales que contienen agua (hidratadas), liberando agua en el manto. Esta agua reduce el punto de fusión de la roca del manto, iniciando la fusión. [5] Comprender el momento y las condiciones en las que ocurren estas reacciones de deshidratación es clave para interpretar el derretimiento del manto, el magmatismo del arco volcánico y la formación de la corteza continental. [6]
Una facies metamórfica se caracteriza por un conjunto mineral estable específico para un rango de presión-temperatura y material de partida específico. El metamorfismo de la zona de subducción se caracteriza por una trayectoria metamórfica de baja temperatura y alta presión ultra alta a través de las zonas de estabilidad de las facies de zeolita , prehnita-pumpellyita, blueschist y eclogita de la corteza oceánica subducida. [7] Los ensamblajes de facies de zeolita y prehnita-pumpellyita pueden estar presentes o no, por lo que el inicio del metamorfismo solo puede estar marcado por condiciones de facies blueschist. [8] Las losas de subducción están compuestas de corteza basáltica cubierta con sedimentos pelágicos ; [9] sin embargo, los sedimentos pelágicos pueden acumularse en la pared que cuelga del antearco y no subducirse. [10] La mayoría de las transiciones de fase metamórfica que ocurren dentro de la losa en subducción son provocadas por la deshidratación de las fases minerales hidratadas. La descomposición de las fases minerales hidratadas se produce típicamente a profundidades superiores a los 10 km. [11] Cada una de estas facies metamórficas está marcada por la presencia de un conjunto mineral estable específico, que registra las condiciones metamórficas experimentadas, pero la losa subductora. Las transiciones entre facies hacen que los minerales hidratados se deshidraten en ciertas condiciones de presión-temperatura y, por lo tanto, se pueden rastrear hasta eventos de fusión en el manto debajo de un arco volcánico.
Corteza oceánica
Los magmas de arco se producen por el derretimiento parcial de los dominios metasomáticos en la cuña del manto, que reaccionó con fases líquidas derivadas de la deshidratación del derretimiento de los minerales contenidos en la corteza oceánica subductora formada en las dorsales oceánicas. [2] La corteza oceánica en subducción consta de cuatro unidades principales. La unidad más alta es una capa delgada de sedimentos pelágicos de hasta 0.3 km de espesor compuesto por conchas silíceas y calcáreas, polvos meteóricos y cantidades variables de ceniza volcánica . La siguiente unidad se compone de 0,3-0,7 km de almohada gruesas basaltos , formados por el enfriamiento de magma basáltico ya que estalla en agua del océano. Debajo de los basaltos de almohada hay un complejo de diques de láminas basálticas , que representan conductos de magma refrigerados. Las unidades inferiores representan la cámara de magma cristalizada, que alimenta la cresta oceánica en la que se formó la corteza. Está compuesto por capas de gabro de 1 a 5 km de espesor sobre una capa de rocas ultramáficas de <7 km de espesor (por ejemplo , wehrlita , harzburgita , dunita y cromita ). [12] La corteza oceánica se conoce como metabasita. [13]
Minerales hidratados de una losa subductora
Cada año, 1-2 x 10 billones de kilogramos de agua descienden a las zonas de subducción. Aproximadamente el 90-95% de esa agua está contenida en minerales hidratados, que incluyen mica , fengita , anfíbol , lawsonita , clorita , talco , zoisita y serpentina . [11] Los minerales hidratados más importantes son lawsonita (11% en peso de H2O), flogopita (2% en peso de H2O) y anfíbol (2% en peso de H2O). La flogopita no libera agua hasta aproximadamente 200 km de profundidad, mientras que el anfíbol libera agua a aproximadamente 75 km de profundidad. La serpentina también es una fase hidratada importante (13% en peso de H 2 O) que solo está presente en la corteza oceánica creada en una cresta de expansión lenta donde las rocas ultramáficas se emplazan a niveles poco profundos. Lawsonita no libera agua hasta aproximadamente 300 km de profundidad y es el último mineral hidratado en hacerlo. [1] [11] Las reacciones de deshidratación metamórfica son prominentes dentro de la losa en subducción durante la subducción, dando lugar a fases líquidas que contienen oligoelementos móviles fluidos debido a la descomposición de minerales hidratados como fengita, lawsonita y zoisita. [14] Esto crea un tipo único de patrón de distribución de oligoelementos para el arco de magma. [3] Los magmas de arco y la corteza continental formada a partir de magmas de arco están enriquecidos en boro , plomo , arsénico y antimonio derivados de la deshidratación dentro de la losa en subducción. Los fluidos hidrotermales liberados de la losa movilizan estos elementos y permiten que se incorporen a los magmas de arco, distinguiendo los magmas de arco de los producidos en las dorsales y puntos calientes en medio del océano . [6] [15]
Transiciones de facies y reacciones de deshidratación de una losa en subducción.
Facies de zeolita
Los basaltos pueden metamorfosearse primero en condiciones de facies de zeolita (50–150 ° C y 1–5 km de profundidad) durante la subducción. Las zeolitas son minerales de silicato microporosos que pueden producirse mediante la reacción de los fluidos de los poros con basalto y sedimentos pelágicos. Las condiciones de la facies de zeolita generalmente solo afectan a los sedimentos pelíticos que se entierran, pero comúnmente se manifiestan por la producción de minerales de zeolita dentro de las vesículas de basalto vesicular. Las cáscaras vítreas de los basaltos de almohada también son susceptibles de metamorfismo en condiciones de facies de zeolita, lo que produce las zeolitas heulandita o estilbita y filosilicatos hidratados como celadonita , esmectita , caolinita o montmorillonita más cuarzo secundario . Las rocas ígneas cristalinas de la losa subductora, tales como gabro y diques de láminas basálticas, permanecen estables hasta mayor profundidad, cuando el miembro terminal de sodio del feldespato plagioclasa, la albita , reemplaza al feldespato plagioclasa ígneo detrítico . También a mayor profundidad en las facies de zeolita, la zeolita laumontita reemplaza a la zeolita heulandita y el filosilicato clorito es común. [8] [16]
Facies de prehnita-pumpellyita
En trayectos de hasta 220-320 ° C y por debajo de 4,5 kbar, las losas subductoras pueden encontrar la facies de prehnita-pumpellyita , caracterizada por la presencia de clorita hidratada, prehnita , albita, pumpellyita , tremolita y epidota y la pérdida de las zeolitas heulandita y laumonita. La actinolita puede ocurrir en grados superiores. [17] Aparte de la albita, estos minerales característicos son portadores de agua y pueden contribuir al derretimiento del manto. Estos minerales también son vitales en la formación de glaucophane , que se asocia con facies de esquistos azules. El inicio de una fase de baja presión de lawsonita es el marcador más significativo del metamorfismo de facies prehnita-pumpellyita. La ocurrencia de lawsonita es significativa porque la lawsonita contiene 11% en peso de H 2 O [18] que se libera en un grado superior y puede iniciar una fusión significativa. [8]
Laumontita = lawsonite + cuarzo + H 2 O [19]
Facies de blueschist
La facies de blueschist se caracteriza por la formación de un anfíbol azul sódico , a saber, glaucophane, que da nombre a la facies de blueschist. La lawsonita también es diagnóstica de facies de esquistos azules y se presenta en asociación con glaucophane. [20] Las reacciones de formación de glaucophane se enumeran a continuación. Las reacciones de producción de glauofano son importantes porque pueden liberar agua o producir la fase hidratada, lawsonita, a través de la descomposición de filosilicatos hidratados. A altas presiones de facies de esquistos azules, la albita puede descomponerse para formar jadeíta y cuarzo. La calcita comúnmente se pseudomorfose en aragonito en condiciones de esquistos azules. Otros minerales comunes de las metabasitas de facies blueschist son paragonita , clorita, titanita , estilpnomelano , cuarzo, albita, sericita y pumpellyita.
Tremolita + Clorita + Albita = Glaucophane + Epidota + H 2 O
Tremolita + Clorita + Albita = Glaucophane + Lawsonita
Pumpellyita + Clorita + Albita = Glaucophane + Epidota + H 2 O [8]
Facies de eclogita
La facies de eclogita se encuentra típicamente alrededor de 80-100 km de profundidad y se caracteriza por la presencia de piroxeno onfacítico verde y granate piropo rojo . [11] El piroxeno onfacítico es una solución de augita-jadeíta. En condiciones de facies de Eclogita, la plagioclasa ya no es estable. El componente de la albita se descompone durante las reacciones que producen glauofano y su sodio se incorpora al glaucophane y al piroxeno. Esta reacción se escribe a continuación. La descomposición del glauofano es una importante reacción de producción de agua a aproximadamente 600 ° C y más de 1 GPa que puede desencadenar una importante fusión del manto y vulcanismo. [8]
Glaucofano + Paragonita = Piropo + Jadeíta + Cuarzo + H 2 O [8]
Otra importante reacción productora de agua que ocurre durante las facies de eclogita es la deshidratación de la flogopita de filosilicato hidratado por la reacción a continuación. Esta reacción también puede desencadenar una importante fusión del manto y vulcanismo. Además de desencadenar la fusión del manto, esta reacción también puede desencadenar la fusión parcial de la propia losa subductora.
Flogopita + Diópsido + Ortopiroxeno = H 2 O + Fundido [1]
La lawsonita se mantiene estable hasta 1080 ° C y 9,4 GPa. la descomposición de la lawsonita libera cantidades masivas de H2O en el manto que pueden desencadenar el derretimiento parcial de la losa y del manto suprayacente. La reacción de degradación de la lawsonita se enumera a continuación. [18]
Lawsonita = Grossular + Topacio + Estishovita + H 2 O [18]
Antigorite Serpentine es otra importante fase portadora de agua que se degrada en condiciones de facies de eclogita. La antigorita se degrada a 600–700 ° C y entre 2–5 GPa. Antigorite contiene 13% en peso de agua y, por lo tanto, provoca una fusión sustancial del manto. [11] La reacción se enumera a continuación.
Antigorita = Forsterita + Enstatita + H 2 O [21]
Se propone que la transición a la facies de eclogita sea la fuente de terremotos a profundidades superiores a 70 km. Estos terremotos son causados por la contracción de la losa a medida que los minerales pasan a estructuras cristalinas más compactas. La profundidad de estos terremotos en la losa en subducción se conoce como zona de Wadati-Benioff . [22]
Cinturones metamórficos emparejados
Los cinturones metamórficos emparejados se concibieron como un conjunto de unidades de rocas metamórficas paralelas paralelas a una zona de subducción que muestra dos condiciones metamórficas contrastantes y, por lo tanto, dos conjuntos minerales distintivos. [23] Más cerca de la trinchera hay una zona de condiciones metamórficas de baja temperatura y alta presión caracterizada por ensamblajes de facies de esquistos azules a eclogitas. Este conjunto está asociado con la subducción a lo largo de la zanja y el bajo flujo de calor. Más cercana al arco se encuentra una zona de condiciones metamórficas de alta temperatura-baja presión caracterizada por ensamblajes de minerales de facies de anfibolita a granulita, como aluminosilicatos , cordierita y ortopiroxenos . Este conjunto está asociado con un alto flujo de calor generado por la fusión debajo del arco volcánico. [24]
Sin embargo, estudios posteriores muestran la ocurrencia común de cinturones metamórficos emparejados en interiores continentales, lo que resulta en controversia sobre su origen. [25] Basado en la inspección del metamorfismo extremo y magmatismo post-subducción en los márgenes de las placas convergentes, los cinturones metamórficos emparejados se extienden aún más a dos series de facies metamórficas contrastantes: [7] una es una serie de facies de esquisto azul a eclogita que se produjo subduciendo el metamorfismo en gradientes térmicos de <10 ° C / km, y el otro es una serie de facies de anfibolita a granulita que se produjo por metamorfismo de rifting en gradientes térmicos altos de> 30 ° C / km.
Referencias
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