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Publicada porAdolfo Mora Ayala Modificado hace 9 años
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La litosfera oceánica -La estructura de las dorsales oceánicas -Fallas transformantes -Serpentinización -Variación del Flujo de Calor
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La estructura de las dorsales oceánicas
¿Cómo obtener información sobre las dorsales oceánicas y sobre el fondo oceanico? - Dredge y muestreo en perforaciones (drill-core) - Sonar - Submersibles (ejemplo: Alvin) - Estudio del material en los continentes (secuencias ofioliticas) - Metodos indirectos (gravedad, sísmica, flujo termico, paleomagnetismo)
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La litosfera oceánica Estructura de la litosfera oceánica
Estructura de la litosfera continental Litosfera significa “capa de roca” La litosfera esta compuesta por corteza y manto superior. Tiene un espesor promedio de 100km. La capa que esta debajo de la litosfera es la astenosfera (significa “capa débil”). La litosfera “resbala” sobre la astenosfera. Hay dos tipos de litosfera: oceánica y continental. Los dos tipos pueden existir en la misma placa oceánica. Por ejemplo la Placa de Norteamérica contiene los dos tipos de litosfera. La litosfera continental es mucho más gruesa que la litosfera oceánica. Keary and Vine (1996).
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La estructura de las dorsales oceánicas
En las regiones de spreading, las placas están empujadas debido al proceso de convección en el mando superior, y la lava penetra hacia la superficie para llenar el espacio libre formado. En otros casos, la lava penetra la superficie y empuje las placas. En otros casos se encuentran los dos procesos. De todos modos se forma nueva placa oceánica. El ascenso del material caliente del manto determina la flotabilidad termal (“thermal buoyancy”) de las dorsales. A medida que la astenosfera caliente sube a niveles cercanos a la superficie se produce la decomprensión y se forman los basaltos (MORB=mid-ocean ridge basalt). Este MORB es una de las rocas más comunes y prácticamente todo el fondo oceánico esta compuesto por MORB. La ubicación de los centros de spreading mayores. Los centros de spreading o las dorsales oceánicas representan regiones de generación de nueva placa oceánica.
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La edad de del fondo oceánico Sabemos que en las dorsales ocure el fenómeno de spreading porque: 1/ el MORB que esta justo en la dorsal esta muy joven y a medida que nos alejamos de la dorsal se vuelve mas viejo 2/casi no hay sedimentos cerca de la dorsal, pero a medida que nos alejamos, el espesor de estos aumenta. Las dorsales son regiones en cuales ocurren sismos pero ellos son someros y en general de baja magnitud.
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La edad de la corteza atlántica. La corteza que esta cerca de las márgenes continentales (azul) tiene como 200 millones de años. En la dorsal es 0, y la corteza se forma continuamente (NOAA)
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Mapa batimétrico de multibeam en el Ridge de Galápagos. Los colores muestran las profundidades del fondo oceánico. Azul-profundidades grandes, Rosado – profundidades someras a lo largo de la eje de la dorsal. Observan el volcán de ~300m de altura entre los puntos 89° 31'W y 89° 32'W de un lado y de otro de la dorsal. Es probable que este volcán se formo en la dorsal y ha sido separado por el fenómeno de spreading del fondo oceánico. Una mitad esta en la placa de Nazca (Sur) y la otra en la Placa de Cocos (Norte).
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La estructura de las dorsales oceánicas
El ascenso del material caliente del manto determina la flotabilidad termal (“thermal buoyancy”) de las dorsales. A medida que la astenosfera caliente sube a niveles cercanos a la superficie se produce la decomprensión y se forman los basaltos (MORB=mid-ocean ridge basalt). Los magmas que están en la cámara magmática suben más fácil a través de las fracturas verticales que proveen conductos para el ascenso rápido del magma hacia la superficie. Las erupciones producidas de esta manera se llaman erupciones fisúrales (“fissure erutions”). El basalto puede generar grandes campos submarinos de lava. En general se generan las almohadas de basalto (“pillow lavas”), respiraderos hidrotermales (“hydrothermal vents”), fumarolas.
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La estructura de las dorsales oceánicas
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Estructura y composición de la Litosfera Oceánica
La estructura de las dorsales oceánicas Estructura y composición de la Litosfera Oceánica Ofiolitas- fragmentos de corteza oceánica vieja que se puede encontrar en los continentes Secuencia de Ofiolitas: Capa 1: Sedimentos (100s m) -capa delgada de sedimentos marinos (arcilla, microorganismos, silex, etc.) Capa 2: Basaltos (1-2,5km) -flujos de lava y almohadas de basalto -flujos con empalmes acolumnados -lavas brechosas Capa 3A: Sabanas de Diques (Sheeted Dikes) - columnas verticales -medio diques Capa 3B: Capas de Gabro (~4.5km) -Gabro (plagioclase, puroxene, olivine rock) -Peridotita (pyroxene, olivine rock)
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Las Montañas Omán – ejemplo de secuencia ofiolitica Ofiolitas – fragmento de placa oceánica que ha sido levantada (“obducted”) sobre los bordes de las placas continentales. Las ofiolitas proveen un ejemplo de los procesos que ocurren en las dorsales oceánicas. Constituyen un complejo de lava maficas y ultramaficas, mas rocas sedimentarias. Se encuentran en áreas con una estructura compleja. Las ofiolitas se encuentran en Ciprés, Nueva Guinea, Newfoundland, California, Omán.
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La estructura de las dorsales oceánicas
Como se forman las ofiolitas
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La estructura de las dorsales oceánicas
Pillow- lavas
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Black smoker Flujos de fluido hidrotermal muy caliente y muy rico en minerales y metales. A medida de que estos fluidos entran en contacto con el agua fría, precipitan los minerales y los metales a lo largo de los vents, generando las chimeneas.
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Sheeted Dikes: Aquí se pueden observar en la superficie, en el continente. En esta unidad tenemos 100% diques, tenemos diques que penetran otros diques mas viejos. No hay otras rocas. Muchos diques miden 5 km de largo. En muchas secuencias ofioliticas los diques parecen que tienen un solo lado enfriado, debido a la intrusión sucesiva de otros diques por una sola fisura. Si se estudia la posición de los diques se puede determinar el centro de spreading.
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La estructura de las dorsales oceánicas
Gabro
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Ultramafic Cumulates: Se encuentran debajo de la capa mas máfica y están marcando la transición hacia el manto
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Metamorphic Sole: Rocas metamórficas que se encuentra en la base de la secuencia ofiolitica en el continente.
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¡La velocidad de spreading juega un papel importante en la topografía de las dorsales! Lento (La dorsal Atlántica) <5cm/año Hay un valle central importante La dorsal es áspera Rápido (La dorsal Pacifica) 9cm/año No hay un valle central La dorsal es suave
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Enfriamiento y subsidencia de la corteza oceánica La profundidad del fondo oceánico es función de su temperatura. Las rocas calientes tienen mas volumen y son menos densas que rocas mas frías con la misma composición. La profundidad del fondo oceánico es función de su edad El enfriamiento depende de ladead nadamas -> las secciones transversales de las zonas de spreading rápidas tienen un perfil suave, amplio. Hay una relación entre la profundidad del fondo oceánico y la velocidad de spreading ¡Un aumento en la velocidad de spreading determina un crecimiento del nivel de mar! Ejemplo: Un aumento desde 2 a 6 cm/a para un a dorsal de 10000km determina un aumento con 100 m del nivel del mar.
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Variación del flujo de calor en las dorsales
Ubicación de la Valle Central (Middle Valley) en el Norte de la Dorsal Juan de Fuca en la costa oeste de Norteamérica
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Variación del flujo de calor en las dorsales
Contorno de los valores de flujo térmico (watts/m2) en la Valle Central, al Norte de la dorsal Juan de Fuca que muestra la relación entre el flujo de calor medido de vents conocidos y los depósitos hidrotermales en el ODP Bent Hill y en el Área de Venting Activo (AAV) (Davis & Villinger, 1992)
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Variación del flujo de calor en las dorsales
Harmónica del orden 12 para los datos interpolados de flujo térmico (desde IHFC) ¡Observan los valores máximos de flujo térmico en la cercanía de las dorsales oceánicas, en especial EPR (East Pacific Rise) International Heat Flow Commission (IHFC)
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Vista en perspectiva del EPR (East Pacific Rise) y la estructura de velocidades sísmicas en el manto subyacente. Las regiones en cual se considera que se almacena magma se representan con rojo o naranja. Credito: Douglas Toomey
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El relieve del fondo oceánico en una vista 3D. Se observa la región de la dorsal, en donde se genera nueva corteza como la región más alta. Los planes horizontales y verticales muestran regiones de anomalías de velocidades sísmicas. La sección horizontal, a 7 km de profundidad muestra zonas de baja velocidad (colores rojizos), indicando una gran concentración de material fundido.
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La estructura de las dorsales oceánicas
El calculo de las anomalías debido a un prisma con densidad constante para una dorsal oceánica. Se ve que el resultado esta dominado por 2 contrastes de densidad mayores: el basamento y el MOHO. La solución en el modelado gravimetrico no es única. Los errores en las variaciones de la densidad dela corteza deben tener mas control usando otros datos, como por ejemplo datos sísmicos. Tres modelos posibles para la corteza oceánica en el Norte de la Dorsal Medio-Atlántica que satisface las anomalías de gravedad. En los tres modelos se supone que hay un manto anómalo subyacente debajo de la dorsal. Este tipo de modelo es un artefacto. En general los modelos térmicos sugieren que las bajas densidades se deben al enfriamiento de la litosfera.
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Resumen General: -Las dorsales no son estructuras continuas -Las dorsales están interrumpidas por fallas transformantes y sus extensiones (zonas de fracturas) que las separan en segmentos -En una dorsal, en la superficie se generan: flujos de lava, almohadas basálticas Sísmicidad: -eventos superficiales en areas relativamente pequeñas <10km -magnitud baja Flujo de Calor -alto Gravedad -baja Los materiales debajo de ls dorsales son menos densas que la corteza/manto adyacente (ejemplo: astenosfera caliente: 7.3 g/cm3; manto: g/cm3)
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Resumen Procesos: -Decomprensión del fundido (Decompression Melting) A medida de que la peridotita caliente sube, la baja en presión determina las rocas que se fundan (empieza a los 30-40km de profundidad). La peridotita fundida forma el basalto -Metamorfismo de Fondo Oceánico (Seafloor metamorphism)- alteración hidrotermal. El agua de mar caliente produce cambios en el ambiente de la dorsal produciendo metabasaltos -Los vents en la superficie, conocidos como: White smokers o blacl smokers (fumarolas blancas o negras)
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Fallas Transformantes
Las discontinuidades en las dorsales pueden ser clasificadas según su tamaño, duración, forma. En el caso de East Pacific Rise (dorsal rápida): Discontinuidad del orden I: (a) falla transformante con dos placas rígidas deslizándose una con respecto a otra. Aparece como una cresta dorsal. El offset de la dorsal es de ~ 50km. Discontinuidad del orden II: (b) un centro de spreading de solapamiento (overlapping spreading center) amplio. El offset de la dorsal es de ~2km. Discontinuidad del orden III: (c) un centro de spreading de solapamiento (overlapping spreading center)) pequeño. El offset de la dorsal es de 0.5-2km Discontinuidad del orden IV: (d) pequeña desviación del eje lineal En el caso de Mid-Atlantic Ridge (dorsal lenta): (a) una falla transformante, pero aparece como una valle dorsal. (b) recodo en el valle dorsal (c) vacio entre las cadenas de volcanes (d) vacio pequeño entre las cadenas de volcanes Las discontinuidades del orden I y II son en general estructuras delimitadas por corteza disturbada que se formo a medida de la evolución de la discontinuidad. Fallas Transformantes
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Fallas Transformantes
Falla transformante: vista en perspectiva que muestra la batimetría cerca de la falla transformante rápida de Clipperton (~10ºN lat en la dorsal de Pacifico). Las fallas transformantes acomodan los varios movimientos de las placas tectónicas cuando los fragmentos de dorsal están esparcidos lo suficiente. Se observa para la falla transformante un offset de 85 km entre las dorsales.
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Fallas Transformantes
El calculo de las anomalías debido a un prisma con densidad constante para una dorsal oceánica. Se ve que el resultado esta dominado por 2 contrastes de densidad mayores: el basamento y el MOHO. La solución en el modelado gravimetrico no es única. Los errores en las variaciones de la densidad dela corteza deben tener mas control usando otros datos, como por ejemplo datos sísmicos.
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Serpentinización El manto constituye 70% de la masa total del planeta. Se extiende 2900 km entre la corteza y el núcleo. Los primeros 400km esta el manto contiene una mezcla de minerales como olivina. Esta mezcla se conoce como peridotita. La olivina esta constituida por una red de silicio y átomos de oxigeno (silicato) en cual se encuentran átomos de magnesio y hiero: (Mg,Fe)2SiO4 Las peridotitas contienen bajas cantidades de silicatos de Mg-Fe, llamados piroxenos y oxidos de Cr (cromo) y Al (aluminio), llamados espínelas. La corteza oceánica es delgada y se forma en la dorsal. En los océanos con velocidad de spreading baja, el spreading esta acompañado por fallas amplias de extensión que cortan la corteza y traen hacia la superficie las capas mas superficiales del manto. En unas regiones del Atlántico, estas fallas tienen un off-set bastante grande que trae las peridotitas en el fondo oceanico. Cuando el agua penetra la corteza por medio de las fracturas, fisuras, fallas, reacciona con la olivina (peridotita) y forma serpentinita.. El proceso se conoce como serpentinización. Serpentina es un silicato de Mg hidratado: Mg3Si2O5(OH)4. Puede contener muy bajas cantidades de Fe. El hierro que esta contenido por las olivinas y los piroxenos se libera durante el proceso de la serpentinización y se entra en el proceso de formación de materiales accesorios como magnetita (Fe3O4). Se puede formar brucita (Mg(OH)2), que puede también contener algo de Mg. El producto adicional de toda la reacción de serpentinización es hidrógeno (H2) El proceso de serpentinización es una reacción exotérmica. La energía liberada en la reacción completa de un kilo de peridotitas de 250 joules, lo suficiente pare calentar 1 litro de agua hasta 50º en condiciones normales de temperatura y presión. En el proceso de serpentinización también se registra un cambio de propiedades físicas y químicas de las rocas. El volumen aumenta con 30% y la densidad baja. Serpentina es mucho menos densa que la olivina y los pyroxenos. Una peridotita tiene una densidad de 3300g/cm3 mientras la serpentinita tiene una densidad de 2600 g/cm3 La propagación de las ondas sísmicas disminuya durante la serpentinización: desde 8km/s en peridotita a 5.5km/s en serpentinita. La producción de magnetita durante la serpentinización determina un aumento en la susceptibilidad magnética de las rocas y en su habilidad de ser magnetizada. Serpentina es mas tolerante hacia la deformación que las peridotitas % de serpentina en peridotita es mas que suficiente para disminuir la tolerancia de la roca a deformación y puede facilitar el movimiento en las fallas. Cuando la peridotita esta completamente serpentinizata se conoce como serpentinita
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Serpentinización Datos de multibeam en la zona de trinchera en Costa Rica. Se observan muy bien las fractura en la placa oceánica. En el inset, derecha arriba se observan las anomalías magnéticas. En la parte del shelf continental se observan las regiones con altas anomalías magnéticas que se consideran como una imagen de la presencia de la serpentinita en la cuna del manto. Bending-related faulting and mantle serpentinization at the Middle America trench. C. R. Ranero, J. Phipps Morgan, K. McIntosh and C. Reichert, Nature 425, (25 September 2003), doi: /nature01961
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Serpentinización Modelo tectónico para el sur de México que muestra las áreas en cual podemos encontrar proceso de serpentinización. Para mas información consultar el articulo: Manea, M., and Manea, V.C., On the origin of El Chichon volcano and subduction of Tehuantepec Ridge: a geodynamical perspective., 25th Anniversary of the El Chichón eruption, JVGR, accepted
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