Metamorfismo de la zona de subducción
Cambios en la roca debido a la presión y el calor cerca de una zona de subducción
Producción de material fundido y acreción de material fundido sobre la corteza continental en una zona de subducción [1]

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 nuevamente en el manto y la corteza continental se produce por la formación de magmas de arco . Los magmas de arco representan más del 20% de los magmas producidos terrestres [2] y se producen por la deshidratación de minerales dentro de la placa en subducción a medida que desciende al manto y se acumulan en la base de la placa continental superior. [3] Las zonas de subducción albergan una variedad única de tipos de rocas formadas por las condiciones de alta presión y baja temperatura que encuentra una placa en subducción durante su descenso. [4] Las condiciones metamórficas por las que pasa la placa en este proceso generan y alteran las 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 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]

Vía de presión-temperatura para la corteza subducida

Una facies metamórfica se caracteriza por un ensamblaje 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 ruta metamórfica de baja temperatura y alta presión ultraalta a través de las zonas de estabilidad de las facies de zeolita , prehnita-pumpellyita, esquisto azul y eclogita de la corteza oceánica subducida. [7] Los ensamblajes de facies de zeolita y prehnita-pumpellyita pueden o no estar presentes, por lo que el inicio del metamorfismo solo puede estar marcado por las condiciones de la facies de esquisto azul. [8] Las losas en subducción están compuestas de corteza basáltica cubierta con sedimentos pelágicos ; [9] sin embargo, los sedimentos pelágicos pueden acrecentarse en la pared colgante del antearco y no subducirse. [10] La mayoría de las transiciones de fase metamórficas que ocurren dentro de la losa en subducción son provocadas por la deshidratación de fases minerales hidratadas. La descomposición de las fases minerales hidratadas ocurre típicamente a profundidades mayores de 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 atravesadas por la placa en subducción. Las transiciones entre facies hacen que los minerales hidratados se deshidraten en ciertas condiciones de presión y temperatura y, por lo tanto, pueden rastrearse hasta eventos de fusión en el manto debajo de un arco volcánico.

Corteza oceánica

Los magmas de arco se producen por la fusión parcial de dominios metasomáticos en la cuña del manto, que han reaccionado con fases líquidas derivadas de la fusión por deshidratación de minerales contenidos en la corteza oceánica en subducción formada en las dorsales oceánicas. [2] La corteza oceánica en subducción consta de cuatro unidades principales. La unidad superior es una fina capa de sedimentos pelágicos de hasta 0,3 km de espesor compuesta de conchas silíceas y calcáreas, polvos meteóricos y cantidades variables de ceniza volcánica . La siguiente unidad está compuesta de basaltos almohadillados de 0,3 a 0,7 km de espesor , formados por el enfriamiento del magma basáltico a medida que entra en erupción en el agua del océano. Bajo los basaltos almohadillados hay un complejo de diques laminados basálticos , que representan conductos de magma enfriado. Las unidades inferiores representan la cámara de magma cristalizado, que alimenta la dorsal oceánica en la que se formó la corteza. Está compuesta 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 denomina metabasita. [13]

Minerales hidratados de una losa en subducción

Cada año, entre 1 y 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, incluyendo mica , fengita , anfíbol , lawsonita , clorita , talco , zoisita y serpentina . [11] Los minerales hidratados más importantes son la lawsonita (11 % en peso de H 2 O), la flogopita (2 % en peso de H 2 O) y el anfíbol (2 % en peso de H 2 O). La flogopita no libera agua hasta aproximadamente 200 km de profundidad, mientras que el anfíbol libera agua aproximadamente a 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 formada en una dorsal de expansión lenta donde las rocas ultramáficas se emplazan a niveles superficiales. La 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 placa en subducción durante la subducción, dando lugar a fases líquidas que contienen oligoelementos móviles en fluidos debido a la descomposición de minerales hidratados como fengita, lawsonita y zoisita. [14] Esto forma un tipo único de patrón de distribución de oligoelementos para el magma de arco. [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 placa en subducción. Los fluidos hidrotermales liberados de la placa movilizan estos elementos y permiten que se incorporen a los magmas de arco, lo que distingue a los magmas de arco de los producidos en las dorsales oceánicas y los puntos calientes . [6] [15]

Transiciones de facies y reacciones de deshidratación de una placa 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 por la reacción de fluidos de poros con basalto y sedimentos pelágicos. Las condiciones de facies de zeolita típicamente solo afectan sedimentos pelíticos en proceso de enterramiento, pero se manifiestan comúnmente por la producción de minerales de zeolita dentro de las vesículas de basalto vesicular. Las cáscaras vítreas de los basaltos almohadillados también son susceptibles al 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 en subducción, como el gabro y los diques laminares basálticos, permanecen estables hasta una mayor profundidad, cuando el miembro terminal de sodio del feldespato plagioclasa, la albita , reemplaza al feldespato plagioclasa ígneo detrítico . También a mayor profundidad en la facies de zeolita, la zeolita laumontita reemplaza a la zeolita heulandita y el filosilicato clorita es común. [8] [16]

Facies de prehnita-pumpellyita

En trayectorias de hasta 220–320 °C y por debajo de 4,5 kbars, las losas en subducción 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 laumontita. La actinolita puede aparecer en un grado superior. [17] Aparte de la albita, estos minerales característicos son portadores de agua y pueden contribuir a la fusión del manto. Estos minerales también son vitales en la formación de glaucofano , que está asociado con la facies de esquisto azul. El inicio de una fase de baja presión de lawsonita es el marcador más significativo del metamorfismo de la facies de prehnita-pumpellyita. La aparición 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 = Lawsonita + Cuarzo + H 2 O [19]

Facies de esquisto azul

Esquisto azul que contiene el anfíbol azul sódico, glaucofano

La facies de esquisto azul se caracteriza por la formación de un anfíbol azul sódico , a saber, glaucofano, por el cual se nombra la facies de esquisto azul. La lawsonita también es diagnóstica de la facies de esquisto azul y se presenta en asociación con glaucofano. [20] Las reacciones de formación de glaucofano se enumeran a continuación. Las reacciones de producción de glaucofano son significativas porque pueden liberar agua o producir la fase hidratada, lawsonita a través de la descomposición de filosilicatos hidratados. A altas presiones de facies de esquisto azul, la albita puede descomponerse para formar jadeíta y cuarzo. La calcita comúnmente se pseudomorfosea en aragonito en condiciones de esquisto azul. Otros minerales comunes de metabasitas de facies de esquisto azul son paragonita , clorita, titanita , estilpnomelano , cuarzo, albita, sericita y pumpellyita.

Tremolita + Clorita + Albita = Glaucofano + Epidota + H 2 O

Tremolita + Clorita + Albita = Glaucofana + Lawsonita

Pumpellyita + Clorita + Albita = Glaucofana + Epidota + H 2 O [8]

Facies de eclogita

Transición de esquisto azul a roca de facies eclogita, que contiene glaucofano, piroxeno onfacítico y granate.
Roca de facies eclogita, que contiene piroxeno onfacítico y granate.

La facies de eclogita se encuentra típicamente alrededor de los 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 albita se descompone durante las reacciones de producción de glaucofano y su sodio se incorpora al glaucofano y al piroxeno. Esta reacción se describe a continuación. La descomposición del glaucofano es una reacción importante 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 reacción importante que produce agua y que ocurre durante la facies de eclogita es la deshidratación de la flogopita de filosilicato hidratado por la reacción que se describe 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 placa en subducción.

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 provocar la fusión parcial de la placa y del manto suprayacente. La reacción de descomposición de la lawsonita se detalla a continuación. [18]

Lawsonita = Grossularia + Topacio + Stishovita + H 2 O [18]

La serpentina antigorita es otra fase importante que contiene agua y que se descompone en condiciones de facies de eclogita. La antigorita se descompone a 600–700 °C y entre 2–5 GPa. La antigorita contiene 13 % en peso de agua y, por lo tanto, causa una fusión sustancial del manto. [11] La reacción se detalla a continuación.

Antigorita = Forsterita + Enstatita + H 2 O [21]

Se propone que la transición a la facies de eclogita es la fuente de terremotos a profundidades superiores a los 70 km. Estos terremotos son causados ​​por la contracción de la placa a medida que los minerales pasan a estructuras cristalinas más compactas. La profundidad de estos terremotos en la placa en subducción se conoce como la zona de Wadati-Benioff . [22]

Cinturones metamórficos pareados

Los cinturones metamórficos pareados se concibieron como un conjunto de unidades de roca metamórfica 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 caracterizadas por conjuntos de facies de esquisto azul a eclogita. Este conjunto está asociado con la subducción a lo largo de la trinchera y un bajo flujo de calor. Más cerca del arco hay una zona de condiciones metamórficas de alta temperatura y baja presión caracterizadas por conjuntos 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 pareados en interiores continentales, lo que resulta en controversia sobre su origen. [25] Con base en la inspección del metamorfismo extremo y el magmatismo posterior a la subducción en los márgenes de placas convergentes, los cinturones metamórficos pareados se extienden además a dos series de facies metamórficas contrastantes: [7] una es una serie de facies de esquisto azul a eclogita que se produjo por metamorfismo de subducción a gradientes térmicos bajos de <10 °C/km, y la otra es una serie de facies de anfibolita a granulita que se produjo por metamorfismo de rifting a gradientes térmicos altos de >30 °C/km.

Referencias

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