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Imagen de entrada: Basaltos almohadillados en la ofiolita de Omán, Cretácico Medio, Wadi al Jizzi, Omán (© Martin Meschede 2015)
Fig. 3.4.1: Formación de material fundido en la astenosfera superior debajo de una zona de dispersión (Meschede, inédito, 2021).
El fundido magmático del que se forma la corteza oceánica es un extracto de la astenosfera superior (Fig. 3.4.1). Bajo las altas condiciones de presión y temperatura en la parte superior de la astenosfera, algunos minerales se funden mientras que otros permanecen sólidos. Esto da como resultado un fundido con una composición diferente a la de la roca del manto de la que se origina.
Las rocas del manto pertenecen al grupo de las peridotitas, compuesto principalmente por los minerales olivino y piroxeno, y en menor medida por plagioclasa (un grupo mineral de los feldespatos). La plagioclasa solo es estable en las capas superiores de la astenosfera; en las capas más profundas, se vuelve inestable debido a la alta presión y es reemplazada por espinela. El piroxeno se presenta en dos formas: diópsido (clinopiroxeno, clase cristalina monoclínica) y enstatita (ortopiroxeno, clase cristalina ortorrómbica). El diópsido y la enstatita tienen diferentes puntos de fusión; el diópsido se funde en la astenosfera superior, mientras que la enstatita permanece sólida.
Las peridotitas se componen principalmente de los minerales diópsido, enstatita, olivino y espinela o plagioclasa. Los más importantes son la lherzolita (nombrada por la ciudad de Lherz en los Pirineos), la harzburgita (por la ciudad Bad Harzburg en Alemania) y la dunita (por el Monte Dun en Nueva Zelanda), cada una con diferentes proporciones de estos minerales. Estas diferencias surgen de los procesos de fusión, en los que solo ciertos minerales se funden mientras que otros permanecen. La roca del manto a mayor profundidad corresponde a la lherzolita. En la fusión parcial bajo la zona de expansión, el diópsido y la plagioclasa se funden principalmente de la lherzolita, mientras que la enstatita y el olivino permanecen en gran parte sólidos. Como resultado, la porción sólida de la astenosfera bajo la zona de expansión se agota en diópsido y se vuelve cada vez más rica en enstatita. Cuando la astenosfera cerca del centro de expansión se solidifica lateralmente, se forma la harzburgita, que es típica de las capas superiores del manto litosférico. A tasas de fusión muy altas, se pueden formar nidos compuestos casi en su totalidad de olivino. La roca resultante se llama dunita y está compuesta por más del 95 % de olivino.
Fig. 3.4.2: Sección transversal de una zona de dispersión donde se está formando nueva corteza oceánica. (Meschede, inédito, 2021, modificado de Frisch & Meschede, 2025)
El fundido basáltico extraído del manto se acumula en una cámara magmática en la zona de dispersión (Fig. 3.4.2). El fundido contiene principalmente diópsido y plagioclasa, así como pequeñas cantidades de olivino. Por lo tanto, el fundido basáltico tiene una composición completamente diferente a la de la roca del manto, debido principalmente al diferente comportamiento de fusión de cada mineral.
La corteza oceánica se compone esencialmente de tres capas: en la parte superior se encuentran los basaltos submarinos, que suelen presentarse como basaltos almohadillados. Debajo de estos se encuentran las denominadas estructuras de dique dentro de dique (diques encolados; sheeted dike complex), que son diques o canales que se originan en la cámara magmática y a través de los cuales la lava alcanza la superficie del fondo oceánico. Cuando el flujo de lava se detiene, la lava en los diques también se enfría. La roca en su interior se llama dolerita. La tercera capa, la más gruesa, está compuesta por gabro. Esta roca tiene la misma composición química y mineralógica que la dolerita y el basalto. La diferencia radica en que el gabro está completamente cristalizado, mientras que el basalto contiene predominantemente vidrio. La dolerita a menudo también contiene vidrio, pero ya está parcialmente cristalizado, aunque con cristales muy pequeños.
Cuando la roca fundida entra en contacto con el agua de mar, se enfría. Este proceso no da tiempo a que los cristales crezcan. Solo los cristales que ya estaban presentes en la roca fundida se reconocen como cristales en el basalto.
Fig. 3.4.3: Basalto almohadillado a una profundidad de agua de 2500 m en el centro de dispersión de la dorsal de Escocia Oriental (inmersión (inmersión ROV PS119-ROV445, 27.04.2019, MARUM Bremen)
Fig. 3.4.4: Basaltos almohadillados en Wadi al Jizzi, Omán, Cretácico Medio (85 millones de años). Escala = 2 m. (© Martin Meschede 2015)
Los ejemplos de basaltos almohadillados que se muestran aquí fueron tomados por el robot submarino MARUM Bremen en un centro de dispersión activo en el Atlántico Sur a una profundidad de agua de 2500 m (Fig. 3.4.3), el otro ejemplo proviene de Wadi al Jizzi en Omán y muestra basaltos almohadillados del Cretácico Medio (85 millones de años; Fig. 3.4.4).
Fig. 3.4.5: Formación de basaltos almohadillados en el fondo marino (modificado de Frisch & Meschede, 2025)
Durante la formación de los basaltos almohadillados, la lava asciende desde un respiradero, y las estructuras redondeadas se forman inmediatamente en el punto de afloramiento en el agua. Cuando se impulsa más lava hacia arriba desde abajo, los cojines recién formados se rompen y la lava fluye de nuevo, creando más cojines (Fig. 3.4.5). Este proceso continúa hasta que cesa el suministro de lava líquida.
Fig. 3.4.6: Estructuras de diques laminados (sheeted dike complex), Wadi al Hibi, Omán, Cretácico Medio (85 millones de años). (© Martin Meschede 2015)
Las estructuras de dique dentro de otro dique (Fig. 3.4.6) se denominan complejos de dique laminado (inglés: sheeted dike complex). Se les llama dique laminado porque parecen estratos, como sedimentos. Sin embargo, no hay estratificación en este sentido. Son diques en los que la lava fundida asciende desde la cámara magmática hasta la superficie para fluir hacia afuera. Finalmente, el flujo de lava se detiene y la lava en el dique se enfría. El enfriamiento ocurre muy rápidamente en los bordes, donde se forma un borde delgado y frío de vidrio volcánico, conocido como margen frío. A menudo ocurre que un dique se introduce en un dique previamente formado, dividiéndolo en dos. Estos se llaman medios diques, que se pueden identificar por el hecho de que, a diferencia de los diques completos, solo tienen un margen frío en un lado.
Fig. 3.4.7: Gabro, Belledonne, macizo de Chamrousse, Francia. Cámbrico antiguo (496 millones de años). (© Martín Meschede 2008)
Fig. 3.4 8: Gabro en capas, Wadi al Abyad, Omán, Cretácico Medio (85 millones de años). (© Martin Meschede 2015)
La tercera y más gruesa capa consiste en gabro. Esta roca tiene la misma composición química y mineralógica que la dolerita y el basalto. La única diferencia es que el gabro está completamente cristalizado, mientras que el basalto contiene predominantemente vidrio. Los gabros pueden ser equigranulares (Fig. 3.4.7) o estratificados (Fig. 3.4.8), pero esto no debe confundirse con las estructuras de dique dentro de dique.
Fig. 3.4.9: Capas alternas de gabro y peridotita en el límite corteza/manto (moho fósil), Wadi al Abyad, Omán, Cretácico Medio (85 millones de años). (© Martin Meschede 2015)
En el límite con el manto litosférico, la “Moho” (discontinuidad de Mohorovicic, llamada así por Andrija Mohorovicic), pueden encontrarse capas alternas de rocas del manto (peridotitas) y gabros (Fig. 3.4.9), que presentan formas irregulares en una zona que se extiende cientos de metros. La roca pardusca de la ilustración es peridotita; las capas más claras consisten en gabro.
3.4 Estructura y formación de la corteza oceánica
3.5 Corrientes de convección en el manto terrestre
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