CAPITULO 6

Arcos de Islas

6.1 Introducción

Los arcos de islas oceánicos representan lugares donde una placa litosférica oceánica subduce debajo de otra (Figura 6.1). Sus rasgos característicos lineales o arcuate cadenas de islas que forman un frente volcánico, a menudo al lado de cuencas marginales formadas por material de carga en el fondo marino que se encuentran cubriendo toda la parte inferior del arco (Capitulo 8). Los sedimentos que conforman la parte superior de la corteza oceánica son frecuentemente arrastrados por la placa que está subduciéndose y forman un prisma de acreción en la región de antearco.La figura 6.2 muestra la distribución del gran sistema de arcos de islas en los océanos Pacífico, Atlántico y en Indonesia . El Pacífico occidental tiene los mayores arcos y se extienden desde el sistema de Nueva Zelanda – Tonga a

través de Nueva Inglaterra - Papua Nueva Guinea y las Islas Marianas e Izu hasta llegar al sistema de Japón – Kurile – Kamchatka y las islas Aleutianas.Los arcos Mariana – Izu y Japón están asociados con cuencas marginales y con excepción de Japón todos estos arcos aparecen carentes de basamento continental. Por el contrario, el Pacifico oriental no tiene arcos de islas pero exhibe un volcanismo continental activo que se extiende desde el oeste de los EEUU a través de México y Centroamérica hasta llegar a Sudamérica. Esto será detallado en el capítulo 7. En el Atlántico, el volcanismo tipo arco de isla oceánico ocurre en los arcos de las Antillas Lesser y en South Sandwich.El volcanismo asociado a la subducción solo ocurre en los arcos Aeolian Mediterránea, en Aegean y en una zona activa de colisión continental que se extiende desde los Alpes a través de Turquía e Irán hasta los Himalayas (esta zona fue omitida en la discusión general y en el capítulo 7 debido a su complejidad tectónica).

En este capítulo daremos énfasis a los fenómenos volcánicos asociados al Magmatismo de arcos de islas. La actividad intrusiva es igualmente importante para la mayor parte de arcos jóvenes en la evolución de la corteza del arco. Las equivalencias plutónicas de las rocas volcánicas no son propósito de este estudio, la subducción asociada al plutonismos será considerado luego en el capítulo 7.

6.2 EL MODELO PETROGENÉTICO SIMPLIFICADO

El ambiente de subducción sin duda es uno de los lugares más complejos tectónicamente en la Tierra., y muchos procesos son aún incomprendidos. Teóricamente, los arcos de islas oceánicos podrían presentar productos de un complejo magmatismo asociado a subducción, específicamente complicándose por una contaminación del magma ascendente con material de la corteza continental que es eliminado.Está aceptado el proceso de generación de magma en ambientes variados y de diversos orígenes (Hawkesworth &

Powell 1980,Dupuy et al. 1982, Sekine & Wyllie 1982 a,b, Kay 1984, Wyllie 1984, Arculus & Powell 1986).Los procesos de subducción transporta a una placa litosférica fría bajo el manto (Figura 6.1 y 3). La placa está compuesta por los materiales:(b) Corteza oceánica (2 en figura 6.3) comprimiendo al basalto y gabro generando la cordillera mesoceánica la cual tiene un metamorfismo hidrotermal a una determinada profundidad y extensión (capítulo 5).(c) Cuerpos serpentinizados.(d) Sedimentos oceánicos Durante la subducción la placa fría es progresivamente calentada por conducción de calor desde que rodea el manto y posiblemente por fricción con la superficie de desplazamiento o de subducción (slab). Cuando incrementa la presión y la temperatura, toman lugar reacciones metamórficas y los componentes basálticos de la corteza oceánica son convertidos a través de facies mineralógicas de greenschist y anfibolita en eclogita (Fig. 6.3). El efecto total del metamorfismo es la deshidratación del ensamble mineralógico hidratado, liberando H20 separándose en una fase fluida. A una profundidad exacta tienen lugar algunas transiciones metamórficas, dependiendo del slab directamente sobre el régimen termal y así variará de arco en arco (Anderson et al

1978,1980; Wyllie 1984). Esto será tratado luego en la sección 6

:

Estuvo centrada mucha controversia sobre el subsecuente comportamiento del fluido acuoso, específicamente si este fue retenido en la fase de grano fino, en la superficie de desplazamiento o excesivamente dentro de la cuña del manto donde se formó, esto es asumido en la Fig. 6.3. La presencia de dicha fase fluida es de vital importancia en los modelos de las génesis del magma en los arcos de islas, y son mostradas en la sección 6.5.A pesar de muchas correlaciones entre la subducción litosférica y la generación de magma en el arco de islas, el rol de la litósfera subducida no es solo uno.Los primeros modelos petrogenéticos favorecen a la fusión parcial de la corteza

oceánica subducida en la generación de magmas andesíticos característicos de este modelo tectónico (Marsh & Carmichael 1974, Green & Ringwood 1968). Sin embargo modelos más recientes favorecen a los fenómenos de variados lugares y orígenes alrededor de la cuña mantélica en una gran extensión ( Wilson & Davidson 1984, Wyllie 1984, Arculus & Powell 1986).En síntesis, la generación de magma en cualquier ambiente comenzará a partir de donde hayan lugares de altas temperaturas (en exceso) y con presencia de varios tipos de rocas. A continuación todas las condiciones que necesarias para dar origen a los magmas de tipo arcos de islas

(a) La cuña mantélica encima del slab subducido. Esto compone de 2 elementos:

(1) Unos 40 – 70 Km de espesor de litósfera oceánica, debe tener variabilidad depleted debido a la extracción de MORB de la cordillera que lo genera. Eso probablemente confina a las lherzolitas y harzburgitas de mediana refracción que son fácilmente derretidos aún en la fase fluida.

(2) La zona superior del manto astenosférico de variable espesor, depende directamente sobre la geometría del arco.

Las lherzolitas de esta zona suelen ser considerablemente más fértiles que la litósfera (capitulo 3). Esta es una observación general (Gill 1981) donde el ángulo de subducción es muy bajo, no habiendo cuña astenosférica encima del slab. Por lo tanto no hay una superficie volcánica. Esto debe tener una vital implicancia en los modelos de generación magmática en arcos de islas.

(b) La corteza oceánica. Solo consiste de 2 elementos:

(1) Variabilidad de metamorfosis basáltica del fondo oceánico, dolerita y del gabro.

(2) Sedimentos oceánicos comprendidos desde arcillas pelágicas hasta flujos carbonatados de sedimentos terrígenos clásticos.

(c) Agua Marina. Esta debe por ultimo proveer de H2O, componente que parece ser fundamental en le magmatismo de arco de islas. Esta incorporado durante la alteración hidrotermal de la corteza oceánica colocada durante el metamorfismo del fondo oceánico (Capítulo 5) y posibilita una circulación directa entre el agua de mar y la corteza del arco de islas.

Los modelos tectónicos de generación de magma toman considerable importancia en diferentes sistemas de arcos de islas a menudo por su relación con los componentes sedimentarios adyacentes y circundantes (Kay 1980; Hole et al. 1984; Thirlwall & Graham 1984; Davidson 1985,1986; Woodhead & Fraser 1985; Tera et al. 1986; White & Dupré 1986).

En general, consideraremos que los magmas de los arcos de islas son generados a partir de la fusión parcial de algunos de estos componentes:

(1) Anfibolita, con o sin algunos fluidos acuosos;

(2) Eclogita, con o sin algunos fluidos acuosos;

(3) Lherzolita con fluidos acuosos;(4) Lherzolita alterada por un magma

silicatado derivado de la fusión parcial del slab.

El papel de la alteración y la fusión parcial del slab por fluidos acuosos es crucial, el cual aparece en la generación de magma en la zona de subducción. En la figura 6.3 la fusión parcial de la corteza oceánica se muestra en las lherzolitas de la cuña mantélica, donde reaccionan y pierden estabilidad química (Sección 6.5 y Sekine & Wyllie 1982 a,b). Los fluidos derivados del slab son causados por los fluidos acuosos y la fusión parcial, teniendo un efecto descenso del manto sólido, por efecto de la fusión parcial. Esto puede aumentar el volumen del magmatismo en el arco de islas comparándolo con su primera fuente de origen. 6.3 ESTRUCTURA DE UN ARCO DE ISLAS

Conocer detalladamente la estructura física de un arco de islas nos puede dar importantes contradicciones acerca de los modelos petrogenéticos (Gill 1981, Cross & Pilger 1982, Uyeda 1982, Jarrard 1986). La figura 6.4 nos muestra un modelo de una subdivisión entre de arco de islas dentro de una fosa y regiones de antearco, arco y trasarco, cada uno asociados por anomalías gravitacionales y de flujos de calor.La anomalía de gravedad invertida cerca de la fosa se debe a la presencia de

sedimentos acumulados in la región de antearco y las anomalías positivas producto del enfriamiento de la litósfera subducida bajo el arco. Los flujos de calor son típicamente bajos en el antearco (10- 20°C km-1) pero asciendo violentamente en el frente volcánico (30 – 40°C km-1) y permanece alta alrededor de 200 – 600 km tras el arco. Estos flujos calientes pueden transferir magma hasta los más altos niveles.

En la figura 6.4, las lherzolitas de la litósfera y la astenósfera son diferenciados por una variedad de accesorios, reflejando diferentes propiedades sísmicas. La velocidad típica de la onda P en la litósfera es de 8.0 – 8.1 km s-1, y en la astenósfera desciende ( 7.5 – 7.9 km s-1), esto se debe principalmente a la presencia de una fase en fusión parcial. El límite vertical aparente del manto con características litosféricas y el manto con características astenosféricas se verán reflejadas el emplazamiento del magma bajo el arco.

Bajas anomalías del manto astenosférico y en la región de trasarco, indican procesos asociados a emplazamientos verticales de magma a lo largo de toda la región de trasarco (Capítulo 8).Aspectos más detallados de la corteza en la estructura de un arco de islas son revelados por estudios de refracción sísmica que se muestran en la figura 6.5. En general la corteza de los arcos son menores de 25 km. de espesor, este espesor es proporcional con la edad del sistema de subducción. Algunos arcos poseen de 6 – 9 km de corteza superior (Vp= 5.0 – 5.7 km s-1), la corteza inferior posee de 10 – 15 km de espesor (Vp=6.5 – 7.0 km s-1). Estas son similares en las velocidades en las cortezas oceánicas 2 y 3 (Capitulo 5). El limite entre la corteza y el manto (MOHO) muestra valores aproximados de velocidades del manto que tienen como máximo de 7.5 km s-1. No son necesariamente acertados, y actualmente la posibilidad de definir el limite de la corteza y el manto en los arcos de islas varía con el incremento de los V2.

El espesor de la corteza tiene un rol importante en la variación de las bajas presiones y en el fraccionamiento del magma ascendente Leeman 1983; visto también en el capitulo 4). En general, en las regiones donde es delgada la corteza mantélica los magmas pueden ascender con más velocidad y podrán mantener muchas de sus características primarias. Sin embargo, en arcos maduros con gruesas cortezas y rocas de baja densidad conformándola éstas actuarán como filtro que impedirá el ascenso de magmas primarios y causarán fraccionamiento de los

cristales en procesos distensivos de baja presión en los niveles más altos de la cámara magmática. Será considerado luego en la sección 6.6.

6.4 TERREMOTOS Y LA GÉNESIS DEL MAGMALa asociación espacial de la actividad volcánica y los terremotos en un sistema arco-fosa se encuentra bastante estudiado, con arcos volcánicos generalmente causan terremotos con focos de 100 – 200 km de profundidad (Gill 1981). Sin embargo a pesar de la relación directa que hay entre los grandes terremotos y el volcanismo activo, los volcanes ocurren en áreas características donde pueden existir o no.Los más grandes terremotos del mundo (magnitud >7.0 ) ocurre a lo largo de márgenes de subducción activa, y el desplazamiento causado por un terremoto supuestamente por el movimiento relativo de la dos placas. Existe una relación directa entre la falta de volcanismo y actividad sísmica, debido a que la generación de magma no depende de los componentes ni del desplazamiento diferencial pero en cambio si del desplazamiento asísmico (Acharya 1981). El porcentaje de desplazamiento asísmico se define como: porcentaje de desplazamiento asísmico = porcentaje de la placa desplazada – porcentaje de desplazamiento sísmicos

Segmentos delimitados por placas destructivas tienen altos porcentajes de desplazamiento sísmico y generalmente porcentajes bajos de erupción. Por el contrario, si el decoupling entre dos placas es alto, i.e, un bajo desplazamiento sísmico (slip rate), un gran volumen de magma aparentemente será generado (Fig. 6.6). Así de esta manera por simple aproximación la generación del magma y la actividad sísmica serían antipathetic.

Las zonas de inmersión sísmica poseen diversas características que van cambiando bajo el frente

volcánico, implicando cambios significativos en las propiedades físicas de la underthrust litosférica ocurren aquí. Notablemente una doble zona sísmica (Fig. 6.7), consistente de capas gruesas de 10 – 15 km de espesor, se han identificado debajo de varios arcos volcánicos y se atribuyen al slab encorvado en la parte inferior (Gill 1981).

Mecanismos focales indican que en la parte superior de la capa existe compresión en la zona inferior de la inmersión, mientras que en la capa inferior se caracteriza por una zona de distensión. Hasegawa et al (1978) interpreta

que el plano superior será la interfase entre el slab y la cuña mantélica que la cubre, y el plano inferior será la base de la porción regolítica y sólida al tope de la litósfera.Una observación importante, válida por lo menos para Japón (Anderson et al. 1980), una disminución abrupta en la magnitud de los terremotos cerca del frente volcánico.Se podría interpretar como el delineamiento de una región de bajas tensiones, debido altas presiones de los flujos y podría marcar el inicio de la deshidratación dentro del slab.

6.5 Estructura térmica y procesos de fusión parcial

El conocimiento de la estructura térmica en las zonas de subducción es importante comprender la complejos procesos de generación de magma que son los responsables del volcanismos tipo arco de islas, distribución y características de la sísmica alrededor de un slab subductante.Innumerables modelos termales son presentados en la bibliografía (Anderson et al. 1978, 1980; Furlong et al 1982) y no llegan a explicar del todo las características físicas que se todo lo que se puede observar. Cualquier modelo en general debe incluir los efectos de la deshidratación de la corteza oceánica subducida, el calentamiento a lo largo de la superficie del slab y la convección dentro de la cuña del manto astenosférica. Dicho modelo es mostrado en la figura 6.8, el cual se puede considerar para representar exactamente la disposición de las isotermas. Sin embargo, cada sistema de subducción tiene una particular y única estructura dando se variaciones en los modelos debido a la edad de la litósfera subducida, el porcentaje de subducción y el ángulo de subducción. La distribución de la temperatura en el slab y en la cuña mantélica es uno de los factores decisivos que controlan la fusión parcial, la generación de magma comienza en aquellos lugares donde la temperatura excede a la de todos los materiales presentes. La fusión parcial de alguno o todos los materiales presentes en la zona ocurre en una ambiente de subducción bajo las condiciones correctas.

6.5.1 Corteza oceánica subducida

Rodeada de rocas básicas en facies de anfibolitas o eclogitas y de sedimentos de la corteza oceánica subducida metamorfisados, posiblemente en la presencia de una fase acuosa.La mineralogía de las rocas básicas (basaltos, doleritas o gabros) de la corteza oceánica varían durante la subducción por efecto de la presión , la temperatura y la composición de la fase gaseosa, alterándose de zeolita a través de facies de anfibolita o blueschist hasta eclogita. Este metamorfismo gradualmente es acompañado de la deshidratación de los minerales, esto ocurre a una profundidad promedio de 80 –125 km. Algunos minerales hidratados como la biotita y una clorita de 14 °A, persisten en los

niveles más profundos (Delany & Helgeson 1978). Algunos sedimentos que descendieron a través de alguna secuencia metamórfica, su mineralogía refleja en volumen su composición química. El H2O desprendida de las múltiples reacciones migra hacia la parte superior de la cuña mantélica tan pronto como se forme o se transporte a grandes profundidades como liquido intergranular. El comportamiento de este fluido es de fundamental importancia en los modelos de génesis de magma en arcos de islas.La figura 6.9 muestra las condiciones mínimas (i.e. sólido) necesarias para la fusión parcial de rocas ígneas básicas.

en la corteza oceánica subducida bajo condiciones de saturación de agua y condiciones anhidrasLa presencia de agua disminuye la temperatura en varios cientos de grados. La profundidad exacta a la que una corteza oceánica subdivide empieza parcialmente a fusionar puede reconocersa si se pone en consideración 1_el gradiente geotermal en la parte superior de .....2_la acumulación del agua en la parte superior del slab.Para los modelos de COLD-SLAB (geoterma2).empieza medianamentae profundo con una variación en al contenido de agua.Muestras comparadaas en el campo de andesitas liquidas temperaturas (SHADGD) .sugiere que las andesitas son produvcto directo de la fusion parcial de la corteza oceánica subducida esto ocurre bajo condiciones anhidras (gil 1981).Para el modelo termal que se muestra en la fig 6.8 (similar en la geoterma 1) la fusion parcial hidratada de ecoglita podria solo ocurrir hasta profundidades de 150 Km.sim embargo la ecoglita hidratada yacer parcialmentae de manera subparalela en la superficie del SLAB y de este modo se fusione o no la corteza oceánica,es altamente sensible a ligeras variaciones en la configuración de las isotermas .Al evaluar el comportamiento de la fusion parcial de los sedimentos subducidos necesitan ser determinados por un rango de componentes circundantes en condiciones saturadas y anhidros desafortunadamente pocos son los datos que tenemos ahora. 6.5.2 LA CUÑA MANTELICA

La fusion parcial de las LHERZOLITAS circundantes que sonn modificadsa por la reaccion de fluidos acuosos o con silicatos hidratados parcialmente fundidos que derivan de la subducción de la corteza oceánica .El inicio de la fusion parcial en la cuña mantelica depende críticamente de la gradiebte geotermal y de la cantidad de volatiles pressenres .Existen amplios datos sobre la conducta de la fusion de LHERZOLITE.Muchas de los cuales es contradictoria .8MYSEN1982;(ver ch3).figura 6.10 vemos la presencia de H2O y CO2 solidas temperaturas son marcadadmente descendentse .de este modo facilitan la fusion parcial ,varias gradientas geotermales diferentes son mostradas en este diagrama por comparación ..

En el ambiente de lsa zona de subducción en gradienbte geotermal en la depresión del manto hay una inusual configuración (MW EN fig6.10)debido al efecto de enfriamiento de la subduccon del poiso (WYLLIE1981).por lo cual un modelo termal dre la fusion parcial del manto a lo largo del arco podria solo ocurrir bajo condiciones de agua saturada .Esta generalmente aceptado que la fusion parcial de LHERZXOLITA bajo condiciones secas produce liquidos de composición basaltica o picritica dependiendo del grado de fusion (ch3) Sin embargo en la presencia de h2o y co2 en la comnposicion de solidos liquidos son cambiantes (fig 6.11) (MYSEN 1982,WYLLIE 1982) Los magmas andesíticos pudieron ser generados directamente por la fusion parcial de LHERZOLITE HYDROUS a 40 Km bajo el ondpo .Sin embargo tal fusion ............................... contaminados a 15% WT % h2o en 40 Km y por lo tanto empieza a cristalizar y desarrollarse vapor tan pronto ellos empezaron ascendetr .Claramente tales magmas no pueden alcanzare la supoerficie sin sufrir fraccionamiento extensivo del cristal.

.(inicio de pagina 162) alcanza la superficie sin experimentación extensiva del fraccionamiento del cristal. Esta también seria aplicada a mas magmas hidratados básicos generados a grandes profundidades.

A pesar del suministro potencialmente continuo de volátiles

desde la placa subductada hacia la cuña del manto

suprayaciente, la cantidad total de H2O en la cuña debe aun ser

inferior. De esta manera, aunque las fusiones parciales cerca de

la curva de solubilidad estarían saturada de agua, todo el H2O

podría disolverse a unos pocos grados de la curva de la

solución sólida. Con la fusión progresiva de las fusiones

parciales llegarían a estar mas des-saturadas con el H2O, y

cambiaria en composición hacia los líquidos basalticos y

picriticos en equilibrio con la peridotita libre volátil. Los

basaltos de agua-bajosaturadas de este tipo seria los magmas

paternales de la serie de arcos volcánicos e islas, con

fraccionamiento en niveles altos produciendo miembros mas

ricos en sílice.

El volumen de la información experimental sobre el

comportamiento de la fusión parcial del manto de lherzolita ha

sido obtenido bajo condiciones de fases de vapor de anhidros o

de H2O-CO2. Sin embargo, a temperaturas y presiones altas del

ambiente de la zona de subducción, los fluidos hidrotermales

emergen desde la placa subductada que podría contener

volúmenes de silicatos disueltos. La reacción de la cuña del

manto con tales fluidos reduciría su temperatura de curva de

solubilidad y además fue demostrado por Sekine & Wyllie

(1982 a,b la composición de las fusiones parciales cerca de la

curva de solubilidad podría cambiar significativamente a las

mostradas en la Figura 6.11). Específicamente se tendría una

expansion marcada de los campos de fusiones parciales de

andesita y andesita basáltica a profundidades mayores.

De esta manera existe la posibilidad, de acuerdo a la

predicción experimental, de generación del espectro completo

de las composiciones de magma observadas en los arcos de

islas a variadas profundidades y a grados de fusionamiento

parcial en que el origen del manto heterogéneamente

metasomatizado por una fase fluida rica en silicatos derivó de

la placa subductada. Esto es probablemente ya que se tiene un

espectro continuo de las composiciones fluidas generadas

dentro de la placa, fluctuando desde fluidos acuosos ricos en

sílice a fusiones parciales dacíticos-andesiticos. Todas tendrían

efectos similares sobre la cuña del manto, aunque, como se

mostró en la sección 6.11.2, ellos podrían imprimir diferentes

características de elementos trazas sobre las fusiones parciales

subsecuentes.

Inciertas vinculaciones a modelos termales de las zonas de

subducción son tan grandes en la actualidad que esta es

efectivamente imposible para crear predicciones cuantitativas

debido a que varios de los componentes originarios se

fusionaran a tal profundidad. En principio, alguno de las

siguientes posibilidades podría ocurrir:

(1) Fusionamiento de la cuña del manto y de la placa

subductada;

(2) La placa subductada se deshidratara y la cuña del

manto se fusionara;

(3) La placa sola se fusionara.

De estas, (3) es el modelo menos probable para contar en la

petrogenesis del rango de composiciones de magmas eruptivos

en los arcos de islas (sección 6.7).

6.6 Segregación, Ascenso y Almacenamiento del Magma

De la información presentada hasta ahora es aparente que el

escenario principal de la generación de magma en los arcos de

islas es la parte astenosferica de la cuña del manto por debajo

de la placa de subducción. El fusionamiento parcial puede

ocurrir sobre un rango de considerable profundidad si los

diapiros de lherzolita emergen flotantemente hacia la

superficie. En algunas profundidades

no-especificadas, la segregación de los magmas primarios

ocurrirán (Sección 3.6) y estos magmas luego se levantaran

hacia la superficie de la tierra en una variedad de trayectorias

ascendentes.

Varias líneas de evidencia indican la existencia de sistemas de

reservorio magmáticos de alto-nivel dentro de la corteza y del

manto superior de los arcos de islas en que los magmas

primarios pueden estancarse y fraccionarse. Esta incluye

evidencia petrológica de fraccionamiento de cristal de presión-

baja, ocurrencia de temblor volcánico superficial, deformación

de la superficie-terrenal y formación de la caldera, y

atenuación marcada de las ondas-S. Toda la evidencia

disponible indica que tales cámaras magmáticas normalmente

ocurren a profundidades menores de 20-30km y pueden

extenderse hasta pocas centenas de metros dentro de la

superficie (Iyer 1984). Gill (1981) sugiere que donde existen

las cámaras magmáticas superficiales (<20km de profundidad)

ellas usualmente son la base de los volcanes con erupciones

históricas de andesita o dacita. En contraste, los reservorios

magmáticos sismicamente identificables se extienden dentro

del manto superior comúnmente es la base de los volcanes

cuyas mas recientes erupciones son de basalto o de andesita

basáltica.

La figura 6.12 tiene una ilustración esquemática del sistema de

almacenamiento magmático en un arco de isla bastante madura

con una corteza de 30k de espesor. Muy probable, es que se

tenga una serie de reservorios interconectados alimentados

desde la zona de generación de magma, acá indicó ser la cuña

del manto astenosférico. Esto es posible ya que tales sistemas

de almacenamiento de alto-nivel no estan presentes en el arco

de isla muy juvenil y solo llegan a ser establecidos una vez que

cierta espesor de corteza haya sido alcanzado. Esto puede

considerarse para el predominio de los magmas basalticos en

arcos inmaduros (Sección 6.8).

La evidencia para la importante cristalización fraccionaria de

baja-presión en la evolución de la serie volcanica de arcos de

islas esta muy claramente encontrada en los diagramas de

variación química tipo-Harker, los cuales muestran

frecuentemente patrones lineales de variación composicional

de las secuencias de rocas volcánicas estrechamente

relacionadas en espacio y tiempo (Fig 6.13& Sección 6.11).

Además que la evidencia esta proporcionada por inclusión

frecuente de xenolitos plutonicos acumulativos en las rocas

volcánicas de arco de isla. Estas tienen fragmentos faneríticos

de cuerpos ígneos estratificados, imaginados para representar

los productos de acumulación de cristal sobre os lechos de las

cámaras de nivel-alto (Ch 4). Los xenolitos comúnmente

contienen combinaciones de los siguientes minerales (Fig

6.14): olivino-clinopiroxeno-ortopiroxeno-plagioclasa-

anfibolita-magnetita. La presencia de feldespatos de

plagioclasa restringen su profundidad de cristalización a menos

de 30km, como la plagioclasa no cristaliza rápidamente desde

la fusión básica a profundidades inmensas (Powell 1978). La

ocurrencia frecuente de la anfibolita es la primera señal mas

intrigante debido a que es tan común a la fase de fenocristal de

magmas eruptados. Se tiene claramente ua fase de

cristalización estable desde los magmas básicos ricos en

volátiles a profundidad, pero llega a ser inestable y esta

subsecuentemente re-absorbido como los magmas ascendentes

hacia superficie (Sección 6.10). La rareza de las

composiciones magmáticas primarias en los arcos de islas

(Sección 6.11.3) también certifica la importancia de los

procesos de fraccionamiento del cristal, pero no

necesariamente proveerán evidencia directa para los

reservorios magmáticos de nivel-alto.

6.7 Características de la Serie Magmática

Intentar la clasificación del espectro de magmas eruptados en

los arcos de islas han alimentado frecuentemente la confusión

debido, a diferencia de animales y plantas, a que los magmas

no caen naturalmente dentro de especias diferentes.

Típicamente, los productos eruptivos han sido subdivididos

dentro de 3 series magmáticas principales, toleíticos, calco-

alcalinos y alcalinos (Ch 1), cada conjunto abarca espacio de

rangos composicionales desde basalto a riolita. Mucha

confusión sobre la clasificación se ha levantado debido al uso

de diferentes criterios geoquímicos por diferentes autores.

Siguiendo a Gill (1981), 2 simples diagramas pueden ser

usados para subdividir el rango de composiciones magmáticas.

Diagrama SiO2 versus K2O

Usando este diagrama Harker (Fig 6.15), la serie volcánica de

arco de isla pueden ser subdivididos dentro de 4 distintas series

magmáticas:

(a) Serie de bajo-K;

(b) Serie calco-alcalina;

(c) Serie calco-alcalina alta en K;

(d) Serie Shoshonítica

La serie (a) pueden ser considerados sinónimos con la serie

toleítica de arco de isla de Jakes & Gill (1979), y (d) pueden

también ser referido como serie alcalina. Los miembros

basalticos de la serie calco-alcalina son a veces referidos como

basaltos de alta-alúmina. Dentro de cada de estas series la

proporción relativa del basalto varia ampliamente con respecto

a los tipos magmáticos mas evolucionados (Baker 1982). La

figura 6.16 muestra la frecuencia relativa de ocurrencia de

basaltos, andesitas, dacitas y riolítas en la serie calco-alcalina

de arcos de islas y en la serie toleítica de arcos de islas. La

serie alcalina de alto-K es ampliamente similar a la serie claco-

alcalina en esta consideración, mientras que la serie alcalina-

shoshonítica es dominantemente basaltico pero puede ser muy

variable.

Diagrama SiO2 versus MgO/FeO*

La serie magmática toleítica o bajo en K esta caracterizado por

enriquecimiento marcado de Fe en las primeras fases de

fraccionamiento, en contrastes marcado a la serie calco-

alcalina en que el contenido total de hierro decrece

constantemente con el incremento del SiO2 (Miyashiro 1974).

Una variedad de bosquejos puede ser usada para diferenciar

tales tendencias, la mas simple (Fig 6.17) tiene MgO/FeO*

versus SiO2 (FeO* = todo el Fe como FeO). Un diagrama

triangular de Na2O + K2O (A) – FeO* (F – MgO),

comúnmente conocida como un diagrama AFM, puede

también ser usada para mostrar las tendencias divergentes de

las 2 series magmáticas (Fig 6.18). Para rocas basálticas, un

grafico de índice de álcali versus las diferencias toleíticas

Al2O3 de tipos de alúmina-alta (calco-alcalina) (Fig 6.19).

Las diferencias entre estas 4 series magmáticas principales

estan reflejadas en una extensión variable en sus morfologías

eruptivas (Sección 6.9). Los volcanes de serie toleítica de arco

de isla estan caracterizadas por

erupciones de basaltos muy fluidos y andesitas basálticas,

produciendo plataformas echadas-inferiores cerca de las

aberturas centrales. Las rocas piroclásticas son rara y , en

particular, los flujos piroclásticos son muy raros. Allí se tiene

una inmensa proporción de lavas afídicas que en la serie calco-

alcalina, y los materiales hidratados tales como la anfibolita y

la biotita estan casi enteramente ausentes, sugiriendo

contenidos volátiles bajos en los magmas padres. Ejemplos

típicos de arcos toleíticos son las Islas Sándwich South, Tonga,

las Islas Izu y las Antillas pequeñas del norte.

En contraste marcado, el tipo de roca principal de la serie

calco-alcalina (incluyendo la serie calco-alcalina alta en K)

tiene una andesita de dos-piroxenos con cerca de 59% de SiO2.

Las erupciones tienden a ser mas explosivas que las de la

asociación toleítica de arco de isla, y los depósitos de flujo y

caída de piroclastos son comunes. Los magmas andesiticos son

mucho mas viscosa que el basalto y producen estrato-volcanes

escarpados a los lados, a menudo con los domos volcánicos o

espinazos en el área central del cráter. La mayoría de las lavas

son altamente porfiríticas, con plagioclasa calcica la mayoría

común en la fase de fenocristal. Los minerales hidratados tales

como la anfibolita y la biotita estan frecuentemente presentes,

reflejando (a lo largo con la actividad explosiva) la naturaleza

mas rica en volátiles de los magmas. La mayoría

de las rocas volcánicas de los arcos circum-Pacifico, las

Antillas pequeñas e Indonesia caen dentro de esta categoría.

La serie shoshonítica es mucho mas variable pero, en

promedio, consta de 50% por basalto de volumen, 40% de

andesita y 10% de dacita. Ambas series alcalinas potásicas y

sodicas son conocidas por erupcionar en arcos de isla, aunque

las lavas sodica estan aparentemente restringidas para

ambientes tectónicos específicos tales como:

(a) En o cerca de las cuñas laterales de la zona de

subducción donde el fallamiento de bisagra ocurre,

e.g Granada en las Antillas menores;

(b) Donde una zona de fractura aproximadamente

perpendicular a la fosa esta siendo subductada.

Hablando estrictamente, el termino “shoshonita” solo seria

aplicada para series alcalinas potásicas. Ejemplos típicos de

series de arco de isla alcalinas ocurren en Fiji, el arco de Sunda

de Indonesia, el arco de Eolio y Granada en las Antillas

menores.

En suma a la serie magmática antes mencionada, también existe en arcos de islas un grupo excepcional de andesitas altas en MgO (> 6wt% MgO) llamadas boninitas. Estas estan aparentemente restringidas a regiones de ante-arco, los cuales sugieren que mas condiciones especiales son requeridas para esta generación. Las ocurrencias mas extensivas en la actualidad del ante-arco del sistema Mariana-Izu, aflorante

en las Islas Bonin (Crawford et al (1981)). Aquí ellas ocurren estratigráficamente por debajo de los arcos volcánicos relacionados, y estan asociadas con los basaltos toleíticos producidos durante el desarrollo de una cuenca back-arc (ch 8). Ellos aparecen para caracterizar las fases embrionarias de magmatismo asociado con la...(fin pagina 166

los esquemas de la clasificación discutidos en esta sección son esencialmente para la facibilidad de la comunicación .

Los Arcos de Islas pueden ser divididos en distintos grupos (tabla 6.1) sin embargo los modelos petrogeneticos deberían ser recordados ya que ellos están esencialmente subdivididos arbitrariamente de un espectro continuo de las composiciones de los magmas.

6.8 VARIACIONES ESPACIALES Y TEMPORALES EN EL MAGMATISMO DE ARCOS ISLAS

modelos recientes para el magmatismo de los arcos de islas basados en el estudio de los arcos japoneses sugiere que los magmas expulsados deberían ................e en alcalinidad a lo largo del cordón (Fig. 6.20)( KUNO 1959, DICKINSON & HATHERRTON1967, SUGIMURS 1973).esta conduce al desarrollo dela tan llamada relación de k_h por la cual el contenido de K2O(K) de los magmas en un arreglo de SIO2 fue aprentemente correlacionado con la profundidad a la zona de BENIOFF(h) (DICKINSON 1975).

Sin embargo muchos sistemas de arcos no siguen este simple patrón .Por ejemplo en las Antillas Lesser el magma expulsado cambia de composición ;de toleitico a calc –alcalino a lo largo del Arco de norte a sur en una

constante profundidad de 100KM a la zona de BENIOFF.En New Hebriges ,Barsdell et al.1982 ha reportado un reves en la relacion de K_H con K2O decreciendo con el incremento de la profunidad a la zona de Benioff .Como nosotros veriamos en la seccion 6.12 no es sorprendente que npo hay un simple patron de predicion al magmatismo de Arcos de Islas .La heterogeneidad de la fuente combinada con una profundidad variable y grados de fusion parcial pueden resultar en la generación de un espectro de las composicoiones de un mgma primario independientemente de la geometría de los sistemas de subducción Esta combinado con una variedad de procesos de fraccionacion cristalina . el reemplazamiento tectonico no deberia ssr completamente eliminado del modelo como puede ser demostrado que los magmas alcalinos de Arcos de Islas estan frecuentemente derivados con anomalias ambientales tales como fallas o zonas de fracturas .168

Fig 6.20 tambien miestra un resumen de aparentes variaciones tremporales en la geoquímica de los magmas eruptados ,muchos Arcos recientes del South Sándwich estan caracterizados por erupciones de basaltos toleiticos .MientrasBaker (1973) ha sugerido que la madurez de los procesos

volcánicos de una fase toleitica temprana a la erupcion de magmas dominantemente cal_alcalinos.Sin embargo la prueba de esto depende de un detallado conocimiento de la geología de los complejos del basamento de arcos de islas los culaes son mayormente inaccesibles bajo el nivel del agua .Precisamente porque deberia ser como como un cambio en la química del magma con el tiempo no esta completamente extendido .Deberia estar relacionado a cambios en la composición primari del magma ,combinado con las condiciones variantes de la fracconacion cristaklina de baja presion .Los magmas basalticos no deberían ser impedidos en su ascenso a la superficie y el vulcanismo resultante seria dominantemente basaltico como el desarrollo de Arcos ,el basalto va engrosándose mientras la capa de la corteza se porofundiza la cual estaria creciendo hacia abajo una vez que la corteza ha engrosado a algunos 20-25 km podria empezar a actuar como un filtro de densidad deteniendo el ascenso de los magmas primarios los cuales estarian en una camara magmatica de alto

nivel .subsecuentemente la fraccoinacion cristalina resultaria en la generación de derivados andesíticos de baja densidad los cuales pueden alcanzar mas fácilmente la superficie .Esto puede explicar el predominio de magmas intermedios en Arcos De Islas .

6.9 CARACTERISTICAS DE LA SUPERFICIE VOLCÁNICA

Los estilos variados de la actividad eruptiva en la cobertura de los Arcos De Islas. Esta diversidad esta contabilizada por el amplio registro en la química del magma ,viscosidad, contenido de volátiles .En general los estilos eruptivos están gobernados por el SIO2 y el contenido de gas en el magma .Los flujos coherentes de la lava formeados por la expulsión de magmas pobres en gas ,mientras altos contenidos de volatiles producen erupciones altamente explosivas.Los magmas basalticos tienen baja viscosidad y forman flujos delgados lateralmente extensos mientras mas magmas ricos en SIO2 co n alta viscosidad forman flukjos gruesos los cuales no viajan lejos de los eventos .En magmas altamente siliceos los flujos son tan

viscosos formando domos o columnas .El colapso de las estructuras pueden conducir a la formación de flujos piroclasticos de alta temperatura ,los cuales son unos rasgos característicos de los Arcos Islas maduros.Los volcanes de Arcos de Islas pueden ser divididos en 2 distintos tipos : a) volcanes basalticos volcanes basaltico andesítico y b) volcanes andesíticos –volcanes daciticos.Estos tienen diferentes morfología en virtud de la naturaleza de sus productos eruptivos .Los volcanes basalticos andesíticos comiunmente son de un tipo de bajpo angulo ,mientras los volcanes daciticos son generalmente estruturas conicas alargaas .La forma empinada de la cual esta relacionada a la lentea expulsión de lavas viscosas andesiticas y la formación de vastos depositos de flujos .Los volcanes de estos dos tipos pueden a veces ser activados contemporáneamente .El origen de estos diferentes tipos de volcane son esta completamente comprendido ,pero ha sido atribuido s diferencias en sus sistemas subvolcanicos de alto nivel

.169 Un rasgo característico de los magmas de los Arcos de Islas es su alto contenido de volátiles(Gill 1981) .Esto tiende a promover las erupciones altamente explosivas en las cuales los volátiles son expedidos a largas distancias desde el lugar del evento ,los depósitos son relativamente clasificados y depositados producto de la ceniza y lapilli ,depositados por la caída gravitacional desde las largas columnas erupcionadas las cuales acompañan muchas erupciones explosivas .En contraste los flujos piroclásticos son pobremente sorteados y pobremente estratificados siendo depositados mezclas coherentes de gas y sólidos eyectados que se mueven a lo largo de la superficie .En gran escala los flujos piroclásticos pueden ser dispersados mas de 10 Km. del evento volcánico y podría ser generado por el colapso de las columnas verticales de la erupción o inestabilidad gravitacional de la cimas de los domos o de las columnas .Las erupciones de grandes volúmenes de magma desde las cámaras magmáticas de alto grado podrían ser suficientes para causar el colapso del techo produciéndose una caldera .Hay un rasgo característico de los volcanes de Arcos de Isla y

proporciona una nueva evidencia de la existencia de cámaras magmáticas de alto nivel .

6.10 PETROGRAFIA DE LAS ROCAS VOLCÁNICAS DE LOS ARCOS DE ISLAS

Un rasgo característico de las rocas volcánicas de Arcos de Islas es su naturaleza altamente porfiritica .Los magmas de las series toleiticas son en Gral. al menos porfiriticos .Fig. 6.24 muestra en forma grafica los aspectos importantes de la mineralogía de los fenocristales de las principales series de magmas :toleitico, calca alcalino con alto contenido de K .En estos diagramas se indica el rango dominante de la composición del magma para la cristalizacion de un mineral particular ,mientras la barra entrecortada indica la composición de los campos en los cuales estos minerales cristalizan esporádicamente .por ejm en la serie del... de bajo K esta en fase de fenocristal en los magmas oscilando en composición de basalto a andesita pero puede continuar cristalizando en el campo de la dacita .En gral todos los minerales ferro-magnesianos mayores (olivino,olino-piroxenos ,ortopiroxeno y en menor grado anfibol y biotita )tienden a ser

relativamente ricos en Mg en las dacitas y briolitas (Eward 1982).

FIG.6.21 DACITA DE ST LUCIA ,PLAGIOCLASA ZONADA,FENOCRISTALES DE PLAGIOCLASA,CLINOPIROXENOS YPLAGIOCLAS EN UNA MATRIZ DE CRECIMIENTO VIDRIOSA (*40)Fig 6.22 dacita dest lucia ,plagioclasa zonada,fenocristales de feldespato (*40)Fig 6.23 andesita porfiritica del South Sandwlch con fenocristales de plagioclas ,clinopiroxeno y ortopiroxeno(*40)