La zona de Baja Velocidad

Don J. Anderson & Charles Sammis

Fuente: MantlePlumesRevista de la Unión Geofísica Mexicana

RESUMEN

La zona de baja velocidad en regiones tectónicas y océanicas es demasiado pronunciada para ser únicamente producto de altos gradientes de temperatura. La fusión parcial es consistente con la baja velocidad, la baja Q y con los límites abruptos de esta región del manto superior y tambien es consistente con los valores medidos del flujo de calor. Las bajas temperaturas de fusión que se infieren parecen indicar que la presión del agua es lo suficientemente alta para bajar el punto de solidus de 200°C a 400°C por abajo de las determinaciones de laboratorio del punto de fusión de silicatos anhidros.

La inestabilidad mecánica de una capa parcialmente fundida en el manto superior es probablemente una fuente importante de energía tectónica. La cima de la zona de baja velocidad se puede considerar como una superficie autolubricada sobre la cual pueden deslizarse la corteza y la cima del manto con muy poca fricción. El movimiento de alejamiento lateral de la corteza y del manto superior con respecto a los altos océanicos se contrarrestra con el flujo de material fundido en la capa de baja velocidad hacía el alto donde eventualmente emerge como corteza nueva. Si este flujo lateral del material fundido no es tan activo como la remoción del magma de la cima, entoncés migrarán las regiones de extrusión tales como los altos océanicos.

INTRODUCCIÓN

La zona de baja velocidad es una característica del manto superior bien establecida en regiones tectónicas y océanicas. Hay evidencias de que esta región del manto también atenúa las ondas sísmicas más rápidamente que las regiones adyacentes. Los límites de la zona de baja velocidad están entre los 60 a 150 Km aproximadamente. La disminución total de velocidad es del 3 al 5% y la atenuación aumenta cuando menos por un factor de 3.

Una inversión en la velocidad puede deberse a un alto gradiente de temperatura, cambios en la composición, cambios en la fase sólido-solido o al inicio de la fusión parcial. Datos ultrasónicos indican que un gradiente de temperatura del orden de 6° a 10°C /Km, puede anular el efecto de las ondas de compresión. El gradiente crítico para ondas cortantes es del orden de 2,5 a 4°C /Km. Por lo tanto, son de esperarse  gradientes de velocidad bajos o negativos en el manto superior, particularmente para ondas cortantes. El concenso general parece ser que los altos gradientes de temperatura son una explicación adecuada para las zonas de baja velocidad Macdonald y Ness (1961), Lubimova (1967), Valle (1956), Ringwood (1962) señalaron los serios obstáculos térmicos asociados con esta interpretación y Clark y Ringwood (1964) propusieron un cambio mineralogico.Magnitskiy (1965), después de considerar varias posibilidades concluyó que la “amorfización” era la responsable de la disminución de la velocidad. Press (1959) atribuyó la zona de baja velocidad a un “estado cercano al punto de fusión”. Shimorzuru (1963)  enfatizó el posible papel de la fusión parcial.  EL próposito de este trabajo es investigar con mayor detalle el origen y las implicaciones de la zona de baja velocidad y señalar que probablemente no todo su origen radica en un alto gradiente de temperatura.

Combinamos datos ultrasónicos con datos sísmicos recientes para calcular los gradientes térmicos en el manto superior.En el primero modelo considerado suponemos que el manto superior es homogeneo en su composición y en sus fases. En el segundo modelo incluimos cambios mineralógicos tales como los propuestos por  Green y Ringwood (1967).

RESULTADOS SISMICOS

Las dificultades asociadas para detectar zonas de baja velocidad con datos de ondas de cuerpo son bien conocidas. Para fuentes situadas arriba de la zona toda la evidencia es directa e indirecta e involucra una disminución anómala de amplitudes a través de la distancia (efecto de zona de sombra) y un retraso entre Pn (o Sn) la rama de la curva del tiempo de traslado y la rama asociada con ondas refractadas hacia arriba desde la zona de baja velocidad. Sin embargo con los adelantos para la medicione de tiempo y la calibración de la amplítud estos métodos se pueden usar ahora con alguna seguridad para detectar la presencia de una inversión en la velocidad y para determinar la cima de la zona y el retraso total a través de ella. El espesor y la velocidad de la zona interaccionan hasta cierto punto, de manera que los detalles de esta región  no pueden ser determinados sin ambiguedad con estas técnicas. El estudio de ondas superficiales y el método de tiempos de traslado vertical, aplicables en algunas regiones tectónicas dan una determinación más directa. Sobre una gran parte de la tierra, los únicos datos pertinentes provienen del estudio de ondas superficiales que son sensibles principalmente a la estructura de la velocidad cortante.

Si los gradientes de alta temperatura fuesen los responsables de la zona de baja velocidad, ésta deberia empezar y terminar gradualmente  como en el modelo original de Gutemberg (1959) y en el modelo de Brooks (1962). Modelos recientes presentan la cima y el fondo de esta zona relativamente abrupta.

La fig. 1 muestra  soluciones recientes de ondas de cuerpo para la parte Oeste de los Estados Unidos (Johnson 1967; Julian y Anderson, 1968). La región comprendida entre los 60 y 150 Km, osea la zona de baja velocidad es el objeto de este estudio. También se muestran dos modelos teóricos del manto que muestran el efecto de la temperatura, presión y cambios de fase sobre las velocidades compresionales en coladas exclusivamente de olivino. Nótese la zona de baja velocidad somera centrada cerca de los 100 Km que resulta de los gradientes relativamente altos de temperatura en esta región del manto.  Desde luego la zona real de baja velocidad es mucho más pronunciada que para este modelo homogéneo particular.

La fig. 2 resume algunas de las soluciones ya publicadas para el manto superior. Estos son modelos tectónicos y océanicos principalmente y el estudio siguiente es para estas regiones de la tierra. Las estructuras usadas para los cálculos se deben a Johnson (1967), Archambcau et al (1968), Cutenberg (1959), Brooks (1962), y Anderson y Smith (1968). Los parámetros importantes  de este modelo se tabulan en la Tabla 1.

Puesto que los detalles de la zona de baja velocidad  no están bien determinados, la disminución total de la velocidad o el gradiente de velocidad a través de esta región están definidos  muy pobremente, pero la disminución total para estas estructuras es del 2.4% al 5.4%. Si la velocidad en esta región fuera contínua el gradiente sería de -0,003 a -0,01 (Km/seg)/Km. Como demostraremos, estos cambios de velocidad si se atribuyen únicamente a efectos de presión y temperatura producen gradientes térmicos y valores de flujo de calor irrazonablemente altos. Mientras que es relativamente fácil obtener una zona de baja velocidad con gradientes térmicos razonables, es bastante difícil obtener la disminución de  velocidad observada a menos que supongamos fusión parcial en el manto superior.

DATOS ULTRASONICOS

Los datos de laboratorio de las derivadas de la velocidad con respecto a la temperatura y la presión existen solo para presiones y temperaturas relativamente bajas. Los datos más precisos son para cristales simples y para arcillas pulverizadas a una densidad teórica apróximada. En ejemplares de roca natural los problemas de porosidad  y agrietamento persisten cuando menos hasta los 10 Kilobares y la heterogeneidad y el gran tamaño de grano reducen la precisión de la medición, particularmente de las derivadas. En la tabla 2 se resume la mayoría de los datos relevantes de laboratorio de las propiedades elásticas de silicatos y óxidos.

Desafortunadamente, los dos materiales  más apropiados para el estudio del manto superior, los olivinos y los piroxenos, fueron tomados en ejemplares de alta porosidad. Una vez que son suprimidos los efectos de porosidad las derivadas de la velocidad probablemente crecen con la temperatura y decrecen con la presión y esto complicará  más adelante las discusiones de los gradientes de temperatura en el manto provenientes de datos sísmicos. Las presiones y las temperaturas  en la vecindad de la zona de baja velocidad  del manto son accesibles ahora en el laboratorio pero la medición de las derivadas de la velocidad a temperaturas  y presiones altas permanecen como una de las áreas más importantes de la geofísica sin explorar.

La variación de la velocidad con respecto a la profundidad  en regiones homogéneas del manto depende desde luego, tanto del gradiente de temperatura como del de presión. Estos efectos opuestos se resumen convenientemente en el gradiente crítico (T/dz), gradiente de temperatura que dá origen a una velocidad constante a través de la profundidad. Para ondas de compresión, las de mayor interes para este trabajo,  este parámetro varía solo en un 15% para materiales importantes en el manto superior (olivinos, piroxenos y granates) a pesar de que varía en un 52% cuando se consideran todos los materiales de la Tabla 2.

Nótese que la presión incrementa la velocidad compresional más intesamente que lo que incrementa la velocidad cortante, pero los efectos de temperatura son burdamente comparables. En términos de cambios relativos de velocidad,  la presión afecta más a la velocidad de compresión y los efectos de temperatura afectan más la velocidad cortante. Estas condiciones se combinan para generar para generar más fácilmente una zona de baja velocidad  cortante.  Para un manto superior compuesto principalmente de Olivinos y Piroxenos  el gradiente crítico de temperatura, es decir la condición para una velocidad constante a través de la profundidad es de 7.6 a 9.5°C /Km para ondas de compresión y de 2.5 a 3.9°C/Km para ondas cortantes. Se necesitan gradientes de temperatura más altos para disminuir la velocidad. Nótese  que el gradiente crítico para las ondas cortantes en espinelas es casi despreciable. Si ésto es típico para una estructura de espinelas podemos esperar un gradiente negativo  para la velocidad cortante en la región de espinelas del manto, entre los 450 a 600 Km.

La mayor parte de las derivadas de temperatura y presión en la tabla 2 fueron medidas en el Observatorio Geológico Lamont por Anderson, Schrieber y Soga Anderson et al, (1968). Los piroxenos han sido medidos por Birch (1960), Simmons (1964), y Hughes y Nishitake (1963) y nosotros hemos calculado las derivadas sobre estos datos. Las derivadas de presión y temperatura para los piroxenos son mucho más altas que para los demás materiales  y la incertidumbre es mucho mayor. Desafortunadamente, los datos para los olivinos se obtuvieron en un ejemplar de arcilla porosa, por lo tanto hay alguna incertidumbre en las velocidades de los olivinos. Verma (1960) midió las constantes elásticas de un cristal simple con calidad de gema. Las velocidades S y P calculadas por la técnica Voigt de promediar, fueron 13% más altas que aquellas dadas por Anderson et al (1968) para la muestra porosa multicristalina. Las velocidades de Anderson están dadas en la Tabla 2 y fueron usadas para los cálculos. Si la velocidad en los Olivinos fuese más alta, como sugiere el trabajo de Verma se confirmarían más las siguientes conclusiones:

Soga y Anderson (1967) también midieron el efecto de la temperatura en el módulo de Young y el módulo de cortante para forsteritas porosas y protoenstatitas porosas. El efecto de temperatura fue menos pronunciado al bajar el módulo del MgSiO3 que para bajar el del Mg2SiO4, lo cual está en desacuerdo con los resultados de la Tabla 2 que fueron obtenidos  en diferentes laboratorios.

INTERPRETACIÓN DE RESULTADOS SISMICOS USANDO DATOS ULTRASONICOS

Los efectos de temperatura, presión, composición y cambio de fase en el gradiente de velocidad sísmica pueden expresarse como:

donde z = profundidad y las varibles independientes son P= presión, T= temperatura, C= composición, O= fase, V=velocidad sísmica.

En regiones homogéneas de la tierra estas expresión puede ser resuelta  para el gradiente de temperatura.

Para resolver esta ecuación en las siguientes secciones, la deriva dV/dz se forma directamente de los perfiles sísmicos y DP/dz se toma como el gradiente de presión hidrostática  igual a 0,32 Kb/Km.Las derivadas de la velocidad con respecto a la temperatura y la presión, determinadas ultrasónicamente se usaron para calcular (∂V/∂P)T y (∂V/∂P)P

Se calcularon dos grupos de derivadas  de la temperatura usando la ecuación 2. En el primer grupo de cálculos se supuso fase constante, ∂V/∂Φ = 0; en el segundo grupo se incluyeron los efectos  de cambios mineralógicos propuestos por Green y Ringwood (1967).

GRADIENTES DE TEMPERATURA EN LA PARTE SUPERIOR DEL MANTO

El gradiente de temperatura en la cima del manto superior sobre la zona de baja velocidad, en ausencia de fusión parcial y probablemente está cerca de los 7 y 10° C/Km, de manera que la energía geotérmica debe liberarse a mayor profundidad si se desea evitar la fusión. Si la geoterma intersecta la curva de punto de fusión entoncés el calor latente de fusión y la posibilidad de transferencia de calor por movimiento de fase del fluido tenderá a hacer el gradiente del punto de fusión el gradiente límite de manera que deberíase esperar en gradiente  de 4°C/Km o menos en regiones del manto superior fundidas parcialmente.

La conductividad térmica de la forsterita  a 30 Km entre  los 700-1100° K es de 0,010 a 0,014 cal/cm °K seg. Fujisawa et at, (1968) y Clark y Ringwood (1964) estimaron un valor  de 0,006 cal/cm °K seg para el manto superior. El flujo de calor conductivo  del manto deberá ser por consiguiente del orden de 0,4 a 1,4 µcal/cm² seg para combinación de parámetros  que consideren apropiados. Cálculos del flujo de calor para el manto varían  de 0,3 a 0,6 µcal/cm² seg. (Clark y Ringwood, 1964; Birch, 1966). Puesto que el piroxeno y el olivino componen el manto superior probablemente en un 90%, las derivadas de la velocidad con respecto a la temperatura y la presión estarían controlados por estos componentes. Se usaron datos ultrasónicos para el Olivino y el piroxeno en la ecuación 2 para calcular los gradientes de temperatura en el manto superior arriba de la zona de baja velocidad. Estos gradientes, calculados para cuatro diferentes perfiles sísmicos se dan en la Tabla 3. Los valores varían de cerca de 5° C/Km a 11°C/Km. Existe incertidumbre tanto para el gradiente sísmico como para las derivadas determinadas ultrasónicamente pero los cálculos anteriores parecen razonables en otros terrenos. Los gradientes superficiales son del orden de 20°C/Km y el gradiente debe decrecer con la profundidad. El flujo de calor implica con una conductividad de 6 x 10 ¯³ cal/cm seg °C es del orden de 0,3 a 0,7  cal/cm² seg a través de la base de la corteza. Basados en los cálculos anteriores podríamos esperar  que el gradiente de temperatura sea menor de 11°C/Km a más de 50 Km de profundidad aproximadamente. En la sección siguiente demostraremos que con datos sísmicos y ultrasónicos disponibles , los gradientes de temperatura requeridos  en la zona de baja velocidad son mayores que ellos.

GRADIENTES DE TEMPERATURA  EN LA ZONA DE BAJA VELOCIDAD

Los gradientes de velocidad sísmica son inciertos en la zona de baja velocidad. Para definir el gradiente se usó  la diferencia entre la velocidad en el fondo de la cubierta  y la velocidad mínima. Si la caída de la velocidad es más abrupta se refuerzan los argumentos de la siguiente sección. Si la velocidad mínima ocurre a mayor profundidad surge entonces el problema de cómo determinar la zona de baja velocidad . En cualquier caso no se pueden explicar las estructuras comunes de velocidad entre los 50 y 200 Km aproximadamente a causa de los efectos de presión y temperatura solamente.

MODELO A-FASE Y COMPOSICIÓN CONSTANTES. Los gradientes de velocidad, dV/dz, de la tabla 1 se usaron en la ecuación 2 con dO/dz  igual a cero. Los resultados de los cálculos se resumen en la tabla IV para la región de velocidad decreciente. Estos gradientes de temperatura  para un manto de olivino se grafican en la Fig. 3.

Se requieren para ondas de compresión gradientes de temperatura del orden de 15 a 32° C/Km para generar la zona de baja velocidad.La mayoría de los modelos requieren un gradiente de 20°C/Km o más. Los datos para ondas cortantes  requieren gradientes de 8 a 18°C/Km. Para una región dada el gradiente térmico implícito es menor para ondas cortantes que para ondas de compresión, de donde el mismo gradiente térmico no puede explicar  los dos conjuntos de datos. Esto por sí mismo es un argumento  en contra de la interpretación convencional  de la zona de baja velocidad en términos de altos gradientes térmicos.

La temperatura en la base de la corteza varía probablemente  desde los 300°C en regiones continentales de bajo flujo de calor a cerca de 750°C en regiones de alto flujo de calor tales como en la región de Cuenca y Sierra de la parte Oeste de Estados Unidos (Roy y Blackweel, comunicación personal). Se muestran los cálculos de temperatura dos temperaturas supuestas a 30 Km. Las curvas superiores se basan en el perfil Bilby SE de Archambeau et al (1968). Las curvas inferiores se calcularon del modelo CTI204, de Johnson (1967). Las curvas de fusión para la pirrolita y andesita seca son de Green y Ringwood (1967) y de Green y Ringwood (1966). De estas curvas se infiere la existencia probable de un manto superior seco. Cantidades pequeñas de agua  reducirán el solidus en varios cientos de grados. Aún para rocas secas se infiere  fusión especial a profundidades  de menos de 100 Km. Para la región de cuencas  y Sierras se supone fusión parcial en la base  de la corteza.

Los gradientes de temperatura en la vecindad de la zona de baja velocidad producen un flujo de calor a través de esta región del manto de 1 a 2 -µcal/cm² seg. Esto es de dos a cuatro veces mayor que  el 0,5 +µcal/cm² seg que Clark y Ringwood (1964) estimaron que debería provenir del manto y es inconsistente con los valores ya determinados en la sección previa para la parte superior del manto.

Existen regiones en la tierra en donde valores altos de flujo superficial de calor implica mayor flujo de calor en el manto. Por ejemplo, Roy et al (1968) calcularon que 1,1 µcal/cm² seg es el flujo de calor del manto en la provincia de Cuencas y Sierras del Oeste de Estados Unidos y estimaron que la temperatura a 30 Km era de 750° C. Interpretaron sus resultados como surgencia de material parcialmente fundido a casi la fase de la corteza. Su gradiente de temperatura es consistente con la fusión parcial en los 100 Km superiores aún para un manto refractario seco.  Todavía se debe establecer si zonas de baja velocidad del tipo aquí examinado ocurren solo en regiones de alto flujo de calor. Si es así, se deduce entonces la fusión parcial sin tener que tomar en cuenta ningún dato sismológico. Uno de los puntos principales del presente trabajo es demostrar que las zonas pronunciadas  de baja velocidad son incompatibles con regiones de flujo de calor normal.

MODELO B- COMPOSICIÓN CONSTANTE, CAMBIO DE FASE. Green y Ringwood (1967)  presentaron un modelo mineralógico para el manto superior basado en la estabilidad de los campos de peridotitas piróxenicas alumínicas y de peridotitas de granate. Deseamos ver ahora si los cambios de fase de sólido-sólido en este modelo pueden soportar las objeciones del modelo  de fase constante ya investigado.

Para enfatizar en grado sumo el efecto del cambio de fase sobre la reducción de la velocidad entre los 60 y los 100 Km podríamos descartar toda velocidad relativamente alta de los espinelos sobre este intervalo. Lo anterior origina una disminución del 1% aproximadamente comprendida entre la cima y el fondo de la zona de baja velocidad si se supone que cerca del 5% de los espinelos son suprimidos mientras que aumenta el granate en un 5%.

Tomando en cuenta este decrecimiento se recalcularon los gradientes de temperatura en la región de velocidad decreciente: se resume en la Tabla V. El cambio mineralógico propuesto no nos disminuye la velocidad suficientemente para producir un flujo de calor razonable e implica fusión aún para el manto superior.

FONDO DE LA ZONA DE BAJA VELOCIDAD.

Los gradientes extremadamente altos de temperatura que se requieren para generar la disminución de la velocidad observada en la parte superior de la zona de baja velocidad originan dificultades posteriores si se intenta explicar la terminación de esta zona por el mismo mecánismo. Si el manto superior es homogéneo, entonces se requieren altos gradientes de temperatura negativos para incrementar la velocidad en el fondo de la zona de baja velocidad. Esto inaceptable, por lo tanto requiere un cambio de fase, ya sea sólido-sólido o líquido-sólido, o un cambio en la composición para terminar la zona de baja velocidad.

Si el manto superior contiene pequeñas cantidades de agua y al PH2O < PTotal entonces los límites superior e inferior de la zona de baja velocidad pueden representar la intersección de la geoterma con la curva del solidus. El límite superior de la zona de baja velocidad podría representar el arranque, de una inestabilidad de fases hídricas y la primera aparición, en la profundidad de agua libre. Si PH2O = PTotal entonces el solidus ha disminuido tanto que es difícil determinar la zona parcial de fusión a menos que el agua halla emigrado a la cima del manto superior; el fondo representaría entonces la ausencia de agua libre y un incremento consecuente de la temperatura en el punto de solidus. Otra posibilidad para terminar la zona de baja velocidad sería la aparición de fases de alta presión hidroxiladas discutidas por Sclar (1968). En todos los casos anteriores la cima y el fondo de la zona de baja velocidad serían relativamente precisas.

No parece posible explicar el incremento en la velocidad en términos de cambio de fase en un manto superior de pirrolita.El mayor cambio que ocurre entre los 90 y 170 Km es el aumento en granate de más o menos del  5% al 15%. Esto correspondería a un aumento en la velocidad del 1% aproximadamente.

Con base en los datos de velocidad sísmica, parece que la zona de baja velocidad debe ser una región de distinta composición que el manto colindante o que está parcialmente fundida. El hecho de que la atenuación aumente en esta zona, sugiere fuertemente la ultima posibilidad, sin embargo no está fuera de cuestión que en cambio en la composición pudiese bajar la elasticidad e incrementar la inelasticidad.

Añadiendo 10% de basalto se obtendría una disminución en la velocidad del 2 al 5%. Sin embargo, el basalto es inestable por debajo de los 50 Km y su transformación a granate granulítico y eclogita incrementaría la velocidad justamente en donde se requiere una disminución. La presencia de materiales hidratados no es probable bajo las temperaturas y presiones de la vecindad de la zona de baja velocidad. De hecho, la inestabilidad y consecuente deshidratación de las fases hídricas de baja presión y baja temperatura que pueden ocurrir bajo la Moho serviría para disminuir el punto de fusión y facilitaría la intersección de la geotermia con la curva del solidus.

Existen muy pocos datos acerca de las propiedades elásticas de sistemas de fusión parcial. Spetzler y Anderson (1968) estudiaron los efectos de límite granular de fusión en el sistema NaCl-Hielo. A medida que se calentó la muestra, tanto las velocidades de cortante como de compresión bajaron abruptamente a la temperatura eutéctica, es decir el arranque de la fusión parcial. Para una solución diluida conteniendo 3,3% de lavas fundidas a la temperatura eutéctica las velocidades de cortante y de compresión fueron del 9,5% y del 13,5% respectivamente, menores que en el sólido sin fusión. Al mismo tiempo aumenta la atenuación del 37% al 48%. Por lo tanto, una pequeña cantidad de lava fundida tiene efectos significantes en las propiedades elásticas e inelásticas del material. Otras propiedades mecánicas tales como viscosidad y resistencia se espera que se comporten en forma similar.

IMPLICACIONES DE UN MANTO SUPERIOR PARCIALMENTE FUNDIDO

El calor latente asociado a la fusión parcial tenderá a estabilizar la temperatura en el gradiente del punto de fusión a menos que la fusión sea tan extensa que permita transferencia de calor por transporte de masa. En este caso, el gradiente de temperatura tenderá a caer al punto adiabático. El traslado eficiente de calor por convección disminuiría la temperatura por debajo del punto del solidus, pero el proceso relativamente lento de conducción permitiría que la radioactividad caliente el material de nuevo  a la temperatura del punto de fusión de manera que el gradiente actual de temperatura oscilaría probablemente entre alguna  temperatura arriba del punto del solidus y la del punto adiabático. La temperatura se mantendrá arriba del punto adiabático puesto que cualquier tendencia a disminuir en el manto superior sería contrarrestada por un flujo de calor efectivo desde abajo permitido por el grandiente de mayor inclinación en el fondo de la zona parcialmente fundida.

La convección vertical completamente libre se restringe puesto que estamos examinando un sistema de convexión penetrando, de solo el 1% de presión aproximadamente. De hecho, el concurso del calientamiento, fusión posterior y transferencia de calor a causa de movimientos de fluido, estabilizará la región en alguna cantidad probablemente pequeña de fusión parcial.

El gradiente del punto de fusión de varias rocas volcánicas es de 10° C/Kbar o de cerca de 3°C /Km. Si la cantidad de material fundido es tan pequeña que la convexión vertical se inhibe, el flujo de calor a través de un manto superior con este gradiente será de cerca de 0,3 µcal/cm² seg, muy cercano a estimaciones anteriores basadas en valores observadores de radioactividades y de flujo superficial de calor.

La temperatura del solidus de rocas básicas y calc-alkalinas varía de cerca de 1250°C para el cuarzo seco de toleita a cerca de 1400°C para la pirrolita seca (Green y Ringwood, 1966). Estas temperaturas están muy por arriba de aquellas calculadas para esta profundidad del manto. Una pequeña cantidad de agua reduciría el punto de fusión en cerca de 200°C  a estas presiones. Por lo tanto parece que se requieren pequeñas cantidades de agua en el manto, si ha de suponerse que la fusión comienza cerca de los 60 Kms.

En la Fig. 4 se resume la dependencia entre el solidus y la presión como la determinan Green y Ringwood (1966) sobre rocas calc-alkalinas secas y sobre basaltos húmedos Yoder y Tilley (1962), Genshaft et al (1967). También se muestran cálculos de las geotermas  hechos por Clark y Ringwood (1964). Comparando la curva del solidus del material seco de menor punto de fusión con la geoterma océanica que es probablemente una frontera superior, vemos que no es posible la fusión arriba de los 90 Km. Una pequeña cantidad de agua disminuye la temperatura del solidus considerablemente pero todavía no es claro qué cantidad de agua se requiere para disminuir el solidus de los 200°C a los 400°C que se requieren para generar una zona de fusión parcial que comience cerca de los 60 Km. Se supone que serían adecuadas pequeñas trazas de H2O, ciertamente menos del 1%.

Una vez que el punto de fusión mínimo o solidus  de una región del manto, se excede, se mantendrá parcialmente fundida a menos que la translación del calor sea más activa que su generación. En general el calor conducido hacía arriba se reemplaza por el calor conducido desde abajo de manera que el elemento de volumen continúe calentándose o proveeyendo calor para una fusión posterior, hasta que la cantidad de material fundido sea tan grande que permita la traslación de calor hacía arriba debido al transporte de masa de la fase de fusión. La cantidad crítica de material fundido tal vez sea del 5%.  Entonces puede ocurrir un intervalo de actividad ígnea y volcanismo hasta que el contenido de material fundido superior se reduzca al valor límite. Si tomamos el valor de la producción de calor del manto superior como de 0,3 x 10(EXP -6) cal/gm/año y el calor latente de fusión como de 100 cal/gm entonces el 5% del manto superior puede ser fundido en 70 millones de años después de que la temperatura llegó al solidus inicialmente. Si la concentración subcrítica es del 2%, entonces el intervalo entre episodios volcánicos en un sistema cerrado será de 42 millones de años. El material perdido en la superficie será una fracción del material fundido existente y supuestamente será respuesto de las porciones adyacentes del manto, particularmente de la zona de baja velocidad. La nueva corteza y posiblemente manto superior generados, serían menos densos  que las columnas colindantes y el gradiente de presión lateral facilitará el flujo de materia derretida en el fondo, hacía la región que se ha vaciado. Este flujo lateral de material puede compensarse parcialmente, por flujo desde regiones todavía más lejanas de la región que se ha vaciado y parcialmente por el desplome de la corteza y el manto superior superpuestos.

Si el transporte lateral del magma en la profundidad es menos activo que el transporte de magma a la superficie, entonces se producirán erupciones sucesivas adyacentes a la región vaciada y las zonas de actividad ígnea y volcánica tenderán a migrar.

IMPLICACIONES TECTONICAS

El concepto de una capa parcialmente fundida de amplia extensión en el manto superior tiene implicaciones tectónicas importantes. Tal capa será menos densa que el manto circundante y será mecánicamente inestable. Cualquier perturbación en esta capa tiende a aumentar con el tiempo.Para una capa uniforme de baja densidad las fuerzas de fluctuación deformarán la superficie de la capa y la longitud de onda óptima será de cerca de 6,3 veces el espesor de la capa (Ramberg, 1967). Para las dimensiones de la zona de baja velocidad esta longitud de onda óptima es de cerca 1000 Km. Perturbaciones accidentales en el espesor y estado de tensión en la corteza y el manto superior, sobre la zona de baja velocidad, probablemente controlarán, sin embargo, la localización y extensión de emergencias y depresiones. En regiones de tensión cortical, que pueden resultar ellas mismas, del intento de ascenso del magma ligero, la inestabilidad puede equilibrarse por extrusión de material fundido. En regiones de compresión en la corteza y en el manto superior la inestabilidad es aligerada muy probablemente por la hundición de la corteza y el manto superior dentro de una capa de baja densidad. En cualquier caso, si la fusión parcial ha progresado a una etapa suficientemente avanzada el magma y los volátiles asociados en la zona de baja velocidad tenderán a elevarse a la parte superior de la zona y realmente puede lubricar el contacto entre la base de la cubierta y la cima de la capa parcialmente fundida, entre los 50 y 60 Km aproximadamente.  Esto puede ayudar a explicar la movilidad extrema de la corteza océanica que aparentemente se puede deslizar sobre la parte superior de la zona de baja velocidad con una fricción muy pequeña.

CONCLUSIONES

Parece que no es posible llegar a interpretaciones autoconsistentes de zona de baja velocidad pronunciadas en términos de altos gradientes de temperatura. Los gradientes térmicos que se requieren implican fusión parcial en los 100 Km superiores de la tierra y valores altos de flujo de calor inaceptables a través del manto superior. Además, los gradientes térmicos que se requieren para satisfacer las estructuras de velocidad P no satisfacen las estructuras de velocidad S  y no son consistentes con gradientes calculados para velocidades en la cubierta de la zona de baja velocidad. Una pequeña cantidad de fusión parcial es consistente con la caída de la velocidad, con el efecto más pronunciado de las ondas de cortante y con el incremento en la absorción. Si se usan los efectos de fusión parcial en el sistema NaCl-Hielo, como guía solamente, se requiere 1% de material fundido. Más aún, el gradiente de fusión es consistente, si la fusión no es muy extensa, con el flujo de calor a través de la base de la corteza. Si se generan grandes cantidades de material fundido, un transporte de calor por convexión hacía arriba dará lugar, periódicamente a altos valores de flujo de calor  y posiblemente a actividad intrusiva y extrusiva.

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