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Arco de Islas, Trincheras 

y Arcos Magmáticos 

1. Introducción

2. Morfología de los sistemas de arcos de islas

3. Geofísica de los sistemas de arcos de islas

4. Metamorfismo en las márgenes convergentes

5. Petrología ígnea de los arcos de islas

6. Geoquímica isotópica de los arcos de islas

7. Sedimentación en los arcos de islas

Bibliografía

1. Introducción. 

Los sistemas de arcos de islas se forman cuando litosfera oceánica se subducta por 

debajo de litosfera oceánica. Son típicas de las márgenes de océanos en contracción

como el Océano Pacífico, que es donde se localizan la mayoría de los arcos de islas,

también se presentan en el Atlántico Oeste donde las Antillas Menores y el Arco de

Escocia se formaron en el borde Este de pequeñas placas oceánicas, aisladas por fallas

transformes donde el movimiento en general es hacia el Oeste.

2. Morfología de los sistemas de arcos de

islas. 

La morfología generalizada de un sistema de arcos de islas se muestra en la figura 1, no

todos los componentes se presentan en todos los sistemas. Iniciamos la descripción a

 partir del océano en dirección al arco de islas, se presenta una comba de unos 500 m de

alto que se localiza a 120 - 150 km de la trinchera. La región de ante-arco comprende a

la trinchera, a la cuña de acreción (también llamado primer arco o prisma de acreción) ya la cuenca ante-arco; el prisma de acreción esta formado por cuñas de empuje,

constituidas por los sedimentos que rellenan la trinchera y por fragmentos de corteza

oceánica arrancados de la losa descendente por el filo de la placa cabalgante. El

contacto de la cuña acrecionaria y la cuenca ante-arco es frecuentemente una región

sometida a esfuerzos de compresión.

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Fig. 1 Esquema morfológico generalizado de una zona de subducción oceánica

 

La cuenca ante-arco es una región de sedimentación tranquila entre el prisma de

acreción y el arco de islas. El arco de islas o segundo arco está formado por un arco

sedimentario exterior y por un arco volcánico interior; el arco sedimentario comprende

corales y sedimentos vulcanoclásticos, subyacidos por rocas volcánicas más antiguas

que las que se encuentran en el arco volcánico, este subestrato volcánico puede

representar el sitio donde inició el vulcanismo, cuando la placa oceánica relativamente

fría empezó su descenso, conforme la placa fría se hundia dentro de la astenósfera, la

 posición de la actividad ígnea extrusiva se movió hacia atrás, hasta su actual posición

representada por el arco volcánico. El arco de islas y el arco remanente (cordillera tras-

arco o tercer arco) encierran un mar marginal (cuenca tras-arco) por detrás del arco deislas. Los mares marginales tienen por lo general anchuras de 200 a 600 km. En algunos

sistemas de arcos de islas puede haber tres generaciones de mares marginales

desarrollados hacia el lado del arco de islas.

3. Geofísica de los sistemas de arcos de

islas. 

3.1 Anomalías de gravedad en la zonas de subducción oceánica 

La figura 2 es un perfil que muestra las anomalías de aire libre a través de una sección

del arco de las Aleutianas, el cual es típico de la mayoría de las zonas de subducción. La

comba de la placa que se está hundiendo es marcada por una anomalía de gravedad

 positiva de alrededor de 500 gales. La trinchera y la cuña acrecionaria son indicados por 

una gran anomalía negativa de algunos 2,000 gu amplitud que resulta del

desplazamiento de materiales de la corteza por el agua de mar y sedimentos.

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Fig. 2 Anomalía de gravedad en una zona de subducción ( Grow, 1973 )

 

El arco de islas está marcado por una gran anomalía positiva. Las anomalías isostáticas

son grandes y tienen la misma polaridad de las anomalías de aire libre. Estas grandes

anomalías resultan del equilibrio dinámico impuesto sobre el sistema por compresión,

de tal forma que la trinchera es forzada hacia abajo y el arco es sostenido en alto por 

equilibrio isostático debido a las fuerzas que conducen a las placas.

3.2 Estructura de los sistemas de arcos de islas a partir de datos sismológicos  

En los sistemas de arcos de islas hay una intensa actividad sísmica, un gran número de

eventos ocurren sobre un plano cuya inclinación promedio es de 450 hacia abajo a partir 

de la horizontal, el plano es conocido como zona de Benioff, los terremotos sobre el

 plano se extienden desde la superficie en la trinchera, hasta profundidades de alrededor 

de los 680 km. La figura 3 ilustra como los focos de los terremotos someros se

distribuyen cerca de la trinchera y conforme profundizan se alejan de la misma, la figura

4 muestra una sección a través del sistema de arco Tonga-Karmandec, proyectando los

focos de los terremotos sobre un plano vertical paralelo a la dirección de deslizamiento.

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Figura 3. Distribución de los focos sísmicos de acuerdo con su profundidad y

distancia a la trinchera del sistema de arco de islas Tonga - Kermadec.

Mucha información sobre la naturaleza de la zona de Benioff se obtuvo a partir del

estudio de las amplitudes de las ondas de cuerpo, generadas a partir de terremotos

 profundos. Las amplitudes de las ondas sísmicas que arriban a las islas volcánicas que

constituyen el arco, como Tonga, son más grandes que aquellas que se registran en islaslocalizadas en el frente o por detrás del arco, como en Rarotonga y Fiji (figura 5). Las

diferencias en amplitud se describen por lo general en términos del factor Q, el cual se

define como el inverso de el factor de atenuación específico, en general cuanto mas alto

es el factor Q mas fuertes son las rocas. Trayectorias con alto Q indican poca atenuación

de las ondas sísmicas y viceversa. Las ondas sísmicas viajando a lo largo de la zona

sísmica parecen pasar a través de una región de alto Q mientras que las que viajan

lateralmente registran pasar por una región más normal de bajo Q. La zona de benioff 

 parece entonces definir la cima de una zona de alto Q de alrededor 100 km de espesor.

Esta interpretación ha sido refinada por el uso de una red local de sismómetros en la

región de el arco de Tonga.

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Fig. 4 Topografía exagerada 13 a 1.En el recuadro está una ampliación de la región de terremotos

 profundos, Redibujado Isacks et. al, 1969

 

Fig. 5 Sección hipotética de arco de Tonga, basado en la atenuación

de ondas sísmicas (oliver & Isaks, 1967)

 

En adición a los resultados previos, una zona de muy alta atenuación (extremadamente

 bajo Q de alrededor de 50) ha sido definida en el manto superior arriba de la losa que se

esta hundiendo (figura 6), en una región de alrededor 300 km de ancho, entre el arco de

islas activo (islas tonga) y la cordillera tras-arco (cordillera Lau) . esto implica que el

manto debajo del mar marginal es mucho mas débil que en cualquier otro lugar o que la

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litosfera es considerablemente más delgada.

Fig. 6 Sección esquemática de la zona de arco de Tonga,

que muestra una zona de alta atenuación

sísmisidad en las márgenes de la cuenca (Barazangi & Isacks, 1971)

 

Detalladas investigaciones de la región por arriba de la litosfera que se esta subductando

han sido realizadas usando tomografía sísmica. La figura 7 muestra una sección a través

de el arco del Japón a 39.80 N con contornos en porcentaje de la variación relativa de

velocidad en la región de la placa pacifica subductada. La cima de la losa que se hundees claramente indicada por una alta velocidad. También se presenta una anomalía de

 baja velocidad en la cuña arriba de la placa en subducción la cual se extiende de la

superficie a una profundidad de alrededor de 65 km. Esta subyace al arco volcánico y es

interpretada como un levantamiento diapírico de material parcialmente fundido.

También se muestra la doble zona de Benioff en esta región.

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Fig. 7 Contornos de la variación de la velocidad en %, derivados de una análisis

tomográfico de la región que está encima de la subducción Japonesa a 39.0º Norte.

También se observa en la figura los focos de los temblores definiendo la doble zona de Benioff.

 

La actividad sísmica en la losa que desciende se debe a tres procesos diferentes, En la

figura 8 se muestra la zona “a” donde la flexión hacia abajo de la litosfera provoca

esfuerzos de tensión y fallas de tipo normal lo que da lugar a terremotos por arriba de

los 25 km. El doblamiento de la litosfera causa la comba que se presenta hacia elocéano, a 120 - 150 km del eje de la trinchera, investigaciones recientes en este

ambiente muestran que la flexura no es completamente elástica y que incluye

deformación plástica, un modelo de litosfera con dos capas, elástica y plástica, podría

deformarse de una forma similar a lo observado.

Fig. 8 El modelo de subducción de mecanismos de placas a, b y c,

indica regiones de macanismos focales distintos.

 

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La zona “b” se caracteriza por terremotos causados por fallas de empuje a lo largo del

contacto entre la placa cabalgante y la placa que se hunde. En verdad la placa

cabalgante sufre deformación compresional por algunas decenas de kilómetros en

dirección a la tierra partiendo de la trinchera.

Los terremotos que ocurren en el plano de Benioff en la zona “c”, a profundidades masgrandes que el espesor de la litosfera, no se producen por empuje entre la cima de la

 placa descendente y la astenosfera, debido a que esta última es muy débil para soportar 

los esfuerzos necesarios para provocar fallamiento, los terremotos en esta zona son el

resultado de la deformación interna de la placa rígida que desciende, la mayoría de los

eventos ocurren entre 20 y 30 km por debajo de la cima de la losa. Hasegawa et al.

(1978) usando un arreglo local de sismógrafos ha identificado lo que parece ser una

doble zona de Benioff en el arco del Japón, uno corresponde con la cima de la placa

descendente y el más bajo corresponde con la zona principal de terremotos donde se

originan por deformación interna. Es probable que el plano superior de terremotos se

deba a los esfuerzos causados por el desdoblamiento de la placa que ha sufrido una

cierta deformación plastica permanente durante su descenso inicial. Fujita y Kanamori(1981) y Spence (1987) atribuyen la zona sísmica inferior a la tensión en la placa que

resulta del profundo hundimiento y la zona superior debido a empujes provocados por la

resistencia que presenta el manto. Los planos nodales determinados a partir de

soluciones al mecanismo focal, muestran que la zona “c” está sujeta a esfuerzos de

compresión y de tensión, se ha sugerido que la distribución del tipo esfuerzos resulta del

grado de resistencia experimentado por la placa durante su descenso.

En la figura 9a la placa se hunde a través de la astenosfera debido a su negativa

flotabilidad y es llevada hacia abajo sufriendo tensión mientras no se impida su

descenso. En la figura 9b la base de la placa se aproxima a la mesosfera, la cual resiste

el descenso y el esfuerzo en la base de la placa se transforma en compresión. Conforme

la placa se hunde más, la mesosfera impide un mayor descenso y soporta la margen

inferior de la placa hasta que la mayoría de los esfuerzos se transforman en compresión

(figura 9c).

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Fig. 9 Mapa de localización de secciones transversales

en el arco de las Aleutianas, muestra de los focos de los terremotos

En la figura 9d una porción de la placa se ha separado de la porción superior, la parte

superior se somete a tensión y la inferior a compresión. la distribución de esfuerzos en

la figura 9b nos de una posible explicación a la presencia de huecos sísmicos

observados a lo largo de la parte media de la zona de Benioff en ciertas trincheras como

la del Perú y Chile. Otro tipo de huecos sísmicos se presenta en algunos arcos de islas a

 profundidades someras.

La figura 10 muestra una sección a través del arco Alaska-Aleutianas. Hay un

 prominente agujero sísmico entre la trinchera y un punto a medio camino del arco

volcanico, que se hace mas grande de oeste a este, el ángulo de subducción es muy

 pequeño en esta región, la probable causa de este hoyo sísmico y somero

 bajocorrimiento es la presencia de una gran cantidad de sedimentos terrígenos dentro de

la trinchera, los cuales se hacen mas abundantes hacia la sección del a trinchera

adyacente a Alaska. La naturaleza no consolidada de este material no permite que seconcentre la energía necesaria para producir sismos y su alta flotabilidad pudiera forzar 

a la placa descendente en un ángulo muy bajo.

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Fig. 10 Muestra una sección a través del Arco Alaska-Aleutianas.

 

3.3 Flujo de calor en la placa descendente 

La rigidez, la alta flotavilidad negativa y la capacidad de producir sismos de la placa

que se hunde en una zona de subducción, son consecuencia de su relativamente baja

temperatura con respecto al manto, la losa en subducción puede mantener sus

 propiedades mecánicas y térmicas hasta alcanzar grandes profundidades.

La variación de la temperatura dentro de la losa está controlada por los siguientes

factores:

• La tasa de subducción; entre más rápido sea el descenso menor tiempo habrá para que se trasmita el calor de los alrededores a la placa.

• El espesor de la placa que desciende; cuando el espesor de la losa es muy

grande, le tomará mas tiempo alcanzar el equilibrio térmico con la astenosfera

circundante.

• La fricción entre los bordes superior e inferior de la placa y la astenosfera,

genera calor que es trasmitido a la propia placa.

• La cantidad de calor transmitida por conducción de la astenosfera a la placa

descendente.

• El calentamiento adiabatico asociado con la compresión de la placa conforme se

hunde.

• El calor derivado del decaimiento radioactivo de algunos elementos presentes en

los minerales de la litosfera oceánica, es probable que el calor aportado por esta

fuente sea mínimo debido a que las placas oceánicas son practicamente esteriles

en estos elementos.

• El calor latente asociado con los cambios de fase de los minerales al cambiar a

estructuras cristalinas más densas, por ejemplo el cambio de olivino a espinela

es una reacción exotérmica que se presenta a profundidades de alrededor de los

400 km.

Se han propuesto diferentes modelos de la distribución de temperaturas en la placa

descendente, dos de ellos se presentan en la figura 11, a pesar de que difieren endetalles, todos indican que la losa que se hunde mantiene su identidad térmica a grandes

 profundidades, contrastes de temperatura de 700 C entra la placa y el manto adyacente

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se presentan a profundidades de 800 km. Podemos concluir que la longitud de la zona

de Benioff indica la profundidad a la que la placa descendenta conserva su identidad

térmica.

Fig. 11 Dos modelos de estructuras termales de la litósfera descendente,

dibujos de Schubert et al.. 1975;

 b) dibujo de Toksoz, 1971. Con autorización de la Amarican Geophysical Union,

indicando las zonas de cambios de fase.

 

4. Metamorfismo en las márgenes

convergentes. 

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Las condiciones anómalas de presión y temperatura que se presentan en las zonas de

subducción den lugar a series de rocas metamórficas cuya disposición depende de la

dirección en que se lleve a cabo la subducción (figura 12).

Fig. 12 Modelo de la Interpretación de la convergencia de las plcas tectónicas

aplicado a las márgenes del SW de Japón.

Dibujos tomados de Barber, 1982, con el permiso de la Geologist Association.

 

Un anómalo bajo gradiente geotérmico de 10 0C m-1 resulta del rápido descenso de la

 placa fría en la trinchera hasta una profundidad de 30 km. La baja temperatura y alta

 presión en este ambiente da lugar a una serie de rocas metamórficas caracterizadas por 

la presencia de glaucofano y jadeita, los cuales indican la facies de esquistos azules,

asociados casi donde quiera con series ofiolíticas.

El ascenso del magma producido por fusión parcial del manto da lugar a un gradiente

geotérmico anormalmente alto de 25 y hasta 50 0C m-1 , que produce una segunda serie

de rocas metamórficas asociadas con vulcanismo superficial, las rocas metamórficas

están caracterizadas por la presencia de andalusita, la cual se forma a altas temperaturas

y bajas presiones. La figura 13 muestra los minerales que se espera se formen a lascondiciones de presión y temperatura que caracteriza estos dos ambientes.

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Fig. 13 Condiciones de presión y temperatura en regiones de metamorfismo regional.

Líneas punteadas, curvas geotérmicas para alta, mediana y baja temperatura;

líneas sólidas, curvas de equilibrio de reacción.Dibujos tomados de Miyashiro, 1973.

 

Las zonas de subducción presentan cinturones biparalelos de rocas metamórficas de casi

la misma edad, el exterior de baja temperatura y alta presión, el segundo se asocia con el

arco de islas y es de alta temperatura y baja presión, los cinturones por lo general se

encuentran separados unos 100 a 250 km.

En el Japón se han reconocido tres pares de cinturones de diferente edad, en el presente

la placa Pacífica es subductada en la direccion Noroeste bajo el arco de Japón y la

 polaridad de los cinturones paralelos Sangun - Hida y Ryoke - Sanbagawa indica que seformaron con un bajocorrimiento similar, sin embargo, los cinturones Ryoke y

Sanbagawa se encuentran muy cercanos, mas de lo que predice el modelo propuesto, y

se ha sugerido que estan en yustaposición debido a una gran falla de rumbo con

desplazamiento de 400 km, este movimiento transcurrente ha sido confirmado por una

cartografía detallada. Los cinturones Hidaka - Kamuikotu muestra una polaridad

invertida y debio haberse formado en una fase diferente del movimiento de las placas.

Los cinturones metamórficos biparalelos se han identificado en otras zonas de

subducción del mundo, tanto de arco de islas como de tipo Andino, sin embargo, en los

cinturones orogenicos fanerozoicos de la región atlantica no se observan los cinturones

metamórficos biparalelos, pues solo se presenta uno de ellos. Miyashiro (1973), hanotado que se requiere un muy bajo gradiente geotérmico para que se desarrolle la

facies de esquistos azules y si esto no ocurre solo se presentará un metamorfismo de

media presión. Otra posible explicación es que si la placa desciende lentamente o si

litosfera oceánica muy joven y todavía caliente es subductada no se darán las

condiciones para que se presenten los esquistos azules.

Los terrenos de esquistos azules se encuentran actualmente dentro de los continentes y

 probablemente representan las suturas de antiguas márgenes continentales en las que se

consumió una cuenca oceánica, los esquisto azules son comunes en los complejos de

subducción del Mesozoico y Cenozoico, pero más raros en terrenos fanerozoicos más

antiguos, lo que pudiera indicar que las condiciones de presión y temperatura en este

ambiente se ha hecho mas extremas con el paso del tiempo.

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Barber (1982) ha refutado la valides del modelo de los cinturones biparalelos, demostró

que la deformación de los cinturones ocurrieron en épocas diferentes; las

investigaciones paleomagnéticas han revelado que los elementos del Japón se

encontraban en latitudes ecuatoriales y que han rotado en dirección contraria a las

manecillas del reloj desde el palacogeno? , cuando el eje mayor de las islas fue paralelo

a la costa de Asia, Barber ha sugerido que la subducción hacia el norte en un ángulooblicuo durante esa época fue acompañado por movimientos sinestrales a lo largo de la

trinchera, de esta forma los cinturones de alta y baja presión fueron acrecionados y

llevados juntos durante estas fases de movimiento y representan terrenos “sospechosos”.

Serán las nuevas investigaciones las que resuelvan esta controversia.

5. Petrología ígnea de los arcos de islas. 

Cuando una placa oceánica se subduce bajo otra y alcanza una profundidad de 80 km,

 produce en la superficie un arco de islas debido a la actividad volcánica y plutónica que

se genera a 150 o 200 km de la trinchera.

Tres series de rocas volcánicas pueden presentarse en los ambientes de arcos de islas :

a) La serie toleítica baja en potasio, en la que dominan las lavas basálticas asociadas

con volúmenes menores de andesitas basálticas ricas en Fe y andesitas.

 b) La serie calco-alcalina, dominada por andesitas más enriquecidas en potasio, otroselementos incompatibles y elementos de las Tierras Raras ligeras.

c) La serie alcalina, la cual incluye dos subgrupos, los basaltos alcalinos y las lavas

shoshoniticas.

Los arcos de islas jóvenes, como Tonga - Kermadec, Nuevas Híbridas, Aleutianas y las

Antillas Menores, son estructuralmente simples y están subyacidos por una corteza de

menos de 20 km de espesor, en ellos se presentan las rocas toleíticas y se han

interpretado como derivadas por cristalización fraccionada del olivino a partir de un

magma primario toleítico de olivino originado a niveles relativamente someros de 80 a

120 km de profundidad.

Los arcos de islas maduros más antiguos, como el Japón y el arco de Indonesia, son más

complejos y han sido construidos a partir de generaciones previas de productos de

márgenes de placas en subducción y están subyacidos por una corteza de 20 a 35 km

de espesor. El magmatismo que se presenta en estos ambientes es principalmente calco-

alcalino y raramente alcalino, se cree que se derivan a partir de magmas generados a

 profundidades cada vez mayores, de hecho en algunos arcos maduros una tendencia

composicional se hace presente conforme se incrementa la distancia a la trinchera, de

toleítico a calco-alcalino, representando magmas que provienen de fuentes cada vez más

 profundas. También hay una variación en los elementos, su abundancia y composición

isotópica presentes en las rocas volcánicas que `pueden ser correlacionadas con la profundidad de generación del magma.

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En los arcos de islas maduros se presentan rocas ígneas plutónicas, las cuales

representan el residuo de la cámara magmática que cristalizo a profundidad, son por lo

general de composición granodiorítica y presentan las mismas variaciones que las rocas

volcánicas.

Las series volcánicas asociadas a los arcos de islas, presentan pocas variaciones, a pesar de que geográficamente se encuentran muy separadas, lo que parece indicar que estas

series se desarrollan a partir de un mismo tipo de magma padre cuya composición

siempre es la misma, evidencias petrológicas y mineralógicas señala que los magmas

 paternos se producen a partir de la fusión parcial del manto, inmediatamente arriba de la

 placa que se esta sepultando. Davidson (1983) ha desmostrado que ciertas relaciones

isotópicas presentes en estas rocas muestran una gran contaminación por sedimentos

derivados de del continente, por lo tanto, los sedimentos de la trinchera son llevados

hacia abajo en las zonas de subducción e incorporados a la astenosfera fundida.

Es difícil explicar la fuente del calor para que se funda la astenosfera por arriba de la

 placa descendente, originalmente se penso que procedía de la fricción entre la losa quese hundía y el manto circundante, es poco probable que esto llegue a ser así. Ringwood

(1977) ha sugerido que la fusión parcial tiene lugar a relativamente bajas temperaturas

debido a la alta presión de vapor que resulta de la deshidratación de varias fases

minerales.

La figura 14a muestra como a profundidades de 100 km las anfibolitas se transforman

en eclogitas liberando agua, el agua sube a la astenosfera que se encuentra en la cuña

 por arriba de la zona de Benioff produciendo fusión parcial de pirolíta, lo que da origen

a los basaltos toleíticos a profundidades de 80 a 100 km, conforme el magma sube se va

fraccionando, y produce las andesitas basálticas y andesitas típicas de las series

toleíticas de los arcos de islas jóvenes.

A profundidades mayores a los 100 km, se libera agua a partir de cuerpos de

serpentinita localizados en la corteza oceánica (figura 14b), la alta presión de agua a

 profundidades de 100 a 200 km produce la fusión parcial de las cuarzo eclogitas,

 produciendo magmas ácidos, los cuales reaccionan con las pirolítas sobreyacientes de la

astenosfera formando diapiros, los cuales se elevan y sufren fusión parcial, durante el

ascenso se fraccionan y producen las series calco - alcalinas de andesitad, dacita y

riolíta, típicas de los arcos de islas maduros.

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Fig. 14

a) Primera fase del desarrollo de arco de islas

 b) Fase posterior al desarrollo de un arco de islas

(dibujos tomados de Ringwood, 1974)

El modelo anterior implica que los magmas se originan tanto de la cima de la placa que

se hunde como de la sobreyaciente astenosfera, la astenosfera residual ha sidoirreversiblemente diferenciada y nunca mas podrá participar en la generación de

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magmas basálticos en las cordilleras oceánicas.

6. Geoquímica isotópica de los arcos deislas. 

Las relaciones isotópicas de los arcos de islas son mostrados en la figura 15, donde se

comparan con las relaciones presentes en márgenes continentales activas.

Fig. 15

Composición isotópica de Nd y Sr de rocas volcánicas

en un Arco de Islas y Márgenes Continentales adyacentes a la zona de subducción

Las rocas volcánicas extruidas en los arcos de islas tienen relaciones isotópicas de Nd

altas y relaciones de Sr bajas, son rocas que se forman como resultado de la fusión

 parcial de corteza oceánica alterada hidrotermalmente, de sedimentos terrígenos

arrastrados por la placa que se hunde, del manto por arriba de la placa en subducción y

de la base de la pila volcánica de los arcos de islas.

El agua de mar juega un papel importante como fuente de 87Sr radiogénico, elementosalcalinos y facilita la fusión, por lo que las rocas presentes en este tipo de ambientes

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tienen un amplio intervalo de composición isotópica y cada una de las provincias

volcánicas de este tipo reflejan una serie única de circunstancias que afectaron la

composición química e isotópica de las rocas.

Las islas Aleutianas, Japón, Nueva Bretaña y el arco de Sonda en Java, son el producto

de la subducción de corteza oceánica originalmente creada en las cordilleras deexpansión, bajo litosfera oceánica, por esta razón se comparan las relaciones isotópicas

de las rocas volcánicas de los arcos de islas con los basaltos de las cordilleras meso-

oceánicas (MORBs), la dispersión de los datos a lo largo y a la derecha del arreglo del

manto indica que Nd y Sr procedente de otras fuentes y que fueron incorporados dentro

de los magmas antes de ser extruidos .

7. Sedimentación en los arcos de islas. 

Debido a que los sistemas de arcos de islas están constituidos por diversos elementos

morfológicos en los cuales existe sedimentación, iniciaremos la descripción de de los

diversos ambientes sedimentarios asociados, partiendo del océano hacia el arco de islas.

La zona de la fosa es la parte más profunda del sistema, cuyo fonde es plano debido al

depósito de materiales hemipelágicos y turbiditas. Los materiales que constituyen las

cuñas de acreción son de tipo eupelágicos, los cuales son transportados sobre la placa

oceánica que se está hundiendo en la fosa, las cuñas incluyen parte del material

depositado en la trinchera y partes de corteza oceánica desprendidos por el filo de la placa cabalgante.

La cuenca ante-arco tiene una estructura interna simple, ya que mientras tiene lugar el

depósito en ella, apenas hay deformación. La sedimentación en estas cuencas es

fundamentalmente de materiales terrigenos (aunque en las partes más profundas hay

turbiditas) alimentados a partir del arco volcánico. Los materiales casi sin deformar se

 presentan en clara discordancia sobre el material infrayacente.

Las cuencas tras-arco son de dos tipos, las activas con un centro de expanción oceánica

y las inactivas, en ellas la sedimentación esencialmente piroclástica y detrítica, la

cuenca retroarco que es la que queda comprendida entre el tercer arco y el continente, presenta sedimentación de tipo marina somera en los sectores adyacentes al continente y

 pelágica con importantes intercalaciones de turbiditas en el resto de la cuenca, una

diferencia importante entre las turbiditas de este ambiente y las de la cuenca ante-arco y

fosa es que las primeras incluyen materiales que provienen del continente.

Bibliografía. 

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