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metamorfismo de zona de subducción

Producción de magma y acreción de magma sobre la corteza continental en una zona de subducción [ 1 ] Una zona de subducción es una región de la corteza terrestre donde una placa...

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Producción de magma y acreción de magma 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; la corteza oceánica se recicla de nuevo 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 subductora a medida que desciende en el manto y se acrecionan en la base de la placa continental suprayacente. [ 3 ] Las zonas de subducción albergan una variedad única de tipos de roca formados por las condiciones de alta presión y baja temperatura que encuentra una placa subductora durante su descenso. [ 4 ] Las condiciones metamórficas por las que pasa la placa en este proceso generan y alteran 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 la fusión del manto, el magmatismo de arco volcánico y la formación de la corteza continental. [ 6 ]

Trayectoria presión-temperatura para la corteza subducida

Una facies metamórfica se caracteriza por una asociación mineral estable específica para un rango de presión-temperatura y un material de partida específico. El metamorfismo de la zona de subducción se caracteriza por una trayectoria metamórfica de baja temperatura y alta-ultraalta presión a través de las zonas de estabilidad de facies de zeolita , prehnita-pumpellyita, esquisto azul y eclogita de la corteza oceánica subducida. [ 7 ] Las asociaciones de facies de zeolita y prehnita-pumpellyita pueden estar presentes o no, por lo que el inicio del metamorfismo puede estar marcado únicamente por condiciones de facies de esquisto azul. [ 8 ] Las placas subducidas están compuestas de corteza basáltica cubierta con sedimentos pelágicos ; [ 9 ] sin embargo, los sedimentos pelágicos pueden ser acrecionados en el muro colgante del antearco y no subducidos. [ 10 ] La mayoría de las transiciones de fase metamórficas que ocurren dentro de la placa subducida son provocadas por la deshidratación de fases minerales hidratadas. La descomposición de las fases minerales hidratadas suele ocurrir a profundidades superiores a 10  km. [ 11 ] Cada una de estas facies metamórficas se caracteriza por la presencia de una asociación mineral estable específica, que registra las condiciones metamórficas sufridas por la placa subducida. Las transiciones entre facies provocan la deshidratación de los minerales hidratados bajo ciertas condiciones de presión y temperatura, y por lo tanto pueden rastrearse hasta eventos de fusión en el manto bajo un arco volcánico.

corteza oceánica

Los magmas de arco se producen por 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 subducida formada en las dorsales oceánicas. [ 2 ] La corteza oceánica subducida consta de cuatro unidades principales. La unidad superior es una capa delgada de sedimentos pelágicos de hasta 0,3  km de espesor compuesta de conchas silíceas y calcáreas, polvo meteórico 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 al erupcionar en el agua del océano. Debajo de los basaltos almohadillados hay un complejo de diques basálticos laminares , que representan conductos de magma enfriados. Las unidades inferiores representan la cámara magmática cristalizada, que alimenta la dorsal oceánica en la que se formó la corteza. Está compuesta por gabro estratificado de 1 a 5 km de espesor sobre una capa de rocas ultramáficas de menos de 7 km de espesor (por ejemplo, wehrlita , harzburgita , dunita y cromita ). [ 12 ] La corteza oceánica se denomina metabasita. [ 13 ]  

Minerales hidratados de una placa subducida

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 H₂O ) , la flogopita (2% en peso de H₂O ) y el 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 H₂O ) que solo está presente en la corteza oceánica formada en una dorsal de expansión lenta donde las rocas ultramáficas se emplazan a niveles poco profundos. 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 subductora durante la subducción, dando lugar a fases líquidas que contienen elementos traza móviles en fluidos debido a la descomposición de minerales hidratados como la fengita, la lawsonita y la zoisita. [ 14 ] Esto forma un tipo único de patrón de distribución de elementos traza 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 subductora. Los fluidos hidrotermales liberados de la placa movilizan estos elementos y permiten que se incorporen a los magmas de arco, distinguiendo los magmas de arco de los producidos en dorsales oceánicas y puntos calientes . [ 6 ] [ 15 ]

Transiciones de facies y reacciones de deshidratación de una placa subducida

Facies de zeolita

Los basaltos pueden metamorfizarse inicialmente bajo 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 generalmente solo afectan a los sedimentos pelíticos que se entierran, pero se manifiestan comúnmente por la producción de minerales de zeolita dentro de las vesículas del basalto vesicular. Las cortezas vítreas de los basaltos almohadillados también son susceptibles al metamorfismo bajo 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 placa subducida, como el gabro y los diques basálticos laminares, permanecen estables hasta mayor profundidad, cuando el componente sódico 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 la clorita filosilicatada es común. [ 8 ] [ 16 ]

Facies de prehnita-pumpellyita

En trayectorias de hasta 220–320  °C y por debajo de 4,5 kbars, las placas subducidas 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 más alto. [ 17 ] Aparte de la albita, estos minerales característicos contienen agua y pueden contribuir a la fusión del manto. Estos minerales también son vitales en la formación de glaucofana , que está asociada con la facies de esquistos azules. El inicio de una fase de baja presión de lawsonita es el marcador más significativo del metamorfismo de la facies de prehnita-pumpellyita. La presencia de lawsonita es significativa porque contiene un 11 % en peso de H₂O [ 18 ] , que se libera en mayor grado y puede iniciar una fusión significativa. [ 8 ]

Laumontita = Lawsonita + Cuarzo + H 2 O [ 19 ]

facies de esquistos azules

Esquisto azul que contiene el anfíbol azul sódico, glaucofana.

La facies de esquistos azules se caracteriza por la formación de un anfíbol azul sódico , a saber, glaucofana, de la cual toma su nombre. La lawsonita también es diagnóstica de la facies de esquistos azules y se presenta asociada con la glaucofana. [ 20 ] Las reacciones de formación de glaucofana se enumeran a continuación. Las reacciones de producción de glaucofana son importantes porque pueden liberar agua o producir la fase hidratada, lawsonita, a través de la descomposición de filosilicatos hidratados. A altas presiones de la facies de esquistos azules, la albita puede descomponerse para formar jadeíta y cuarzo. La calcita comúnmente se pseudomorfosea en aragonita bajo condiciones de esquistos azules. Otros minerales comunes de las metabasitas de la facies de esquistos azules son paragonita , clorita, titanita , estilpnomelano , cuarzo, albita, sericita y pumpellyita.

Tremolita + Clorito + Albita = Glaucofana + Epidoto + H₂O

Tremolita + Clorita + Albita = Glaucofana + Lawsonita

Pumpellyita + Clorito + Albita = Glaucofana + Epidota + H₂O [ 8 ]

Facies de eclogita

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

La facies de eclogita se encuentra típicamente a  una profundidad de entre 80 y 100 km y se caracteriza por la presencia de piroxeno omfacítico verde y granate piropo rojo . [ 11 ] El piroxeno omfacítico es una solución de augita-jadeíta. En las condiciones de la facies de eclogita, la plagioclasa deja de ser estable. El componente de albita se descompone durante las reacciones de producción de glaucofana y su sodio se incorpora a la glaucofana y al piroxeno. Esta reacción se describe a continuación. La descomposición de la glaucofana es una importante reacción productora de agua a unos 600 °C y más de 1 GPa que puede desencadenar una fusión significativa del manto y vulcanismo. [ 8 ] 

Glaucofano + Paragonita = Piropo + Jadeíta + Cuarzo + H 2 O [ 8 ]

Otra reacción importante que produce agua durante la facies de eclogita es la deshidratación de la flogopita, un filosilicato hidratado, mediante la reacción que se describe a continuación. Esta reacción también puede desencadenar una fusión significativa del manto y vulcanismo. Además de provocar la fusión del manto, esta reacción también puede desencadenar la fusión parcial de la propia placa subducida.

Flogopita + Diópsido + Ortopiroxeno = H 2 O + Fundido [ 1 ]

La lawsonita permanece estable hasta 1080  °C y 9,4 GPa. La descomposición de la lawsonita libera grandes cantidades de H₂O en el manto , lo que puede 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 se descompone en condiciones de facies de eclogita. La antigorita se descompone a 600–700  °C y entre 2–5 GPa. La antigorita contiene un 13 % en peso de agua y, por lo tanto, causa una fusión sustancial del manto. [ 11 ] La reacción se muestra a continuación.

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

Se propone que la transición a la facies de eclogita es la causa de los terremotos a profundidades mayores de 70  km. Estos terremotos se producen por la contracción de la placa a medida que los minerales se transforman en estructuras cristalinas más compactas. La profundidad de estos terremotos en la placa subducida se conoce como la zona de Wadati-Benioff . [ 22 ]

Cinturones metamórficos pareados

Se concibieron cinturones metamórficos emparejados como un conjunto de unidades de roca metamórfica paralelas a una zona de subducción que muestran dos condiciones metamórficas contrastantes y, por lo tanto, dos asociaciones minerales distintivas. [ 23 ] Más cerca de la fosa se encuentra una zona de condiciones metamórficas de baja temperatura y alta presión caracterizada por asociaciones de facies de esquistos azules a eclogitas. Esta asociación está asociada con la subducción a lo largo de la fosa y un bajo flujo de calor. Más cerca del arco se encuentra una zona de condiciones metamórficas de alta temperatura y baja presión caracterizada por asociaciones minerales de facies de anfibolita a granulita, tales como aluminosilicatos , cordierita y ortopiroxenos . Esta asociación está asociada 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 genera controversia sobre su origen. [ 25 ] Con base en la inspección del metamorfismo extremo y el magmatismo posterior a la subducción en márgenes de placas convergentes, los cinturones metamórficos pareados se extienden aún más a dos series de facies metamórficas contrastantes: [ 7 ] una es la serie de facies de esquistos azules a eclogitas que se produjo por metamorfismo de subducción a bajos gradientes térmicos de <10  °C/km, y la otra es la serie de facies de anfibolita a granulita que se produjo por metamorfismo de rifting a altos gradientes térmicos de >30  °C/km.

Referencias

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