# data[].attributes.body
Para hablar del magmatismo en los bordes constructivos, tema de interés, es necesario hacer una introducción acerca de lo que es una placa tectónica.
Las placas tectónicas se define como fragmento de la litosfera compuesta por la parte superior del manto y la corteza de nuestro planeta. El movimiento crea tres limites tectónicos, entre ellos , limite convergente donde una de la placa (continental) subduce por debajo de otra (oceánica) dando origen a la formacion de cordilleras. por ejemplo la placa sub americana y placa nazca. Limites divergentes , donde las placas se separan donde podemos tener vulcanismo y formacion de montañas por ejemplo la placa del pacifico y la antartica y por ultimo los limites transformantes, por ejemplo la falla de San Andres donde se friccionan una con la otra a lo largo de falla de desgarre donde se produce actividad sismica

# data[].attributes.body
- Placas Oceánicas, que estan representadas por corteza oceánica , donde el tipo por ejemplo la placa del pacifico , placa nazca
- Mixta, son placas parcialmente cubiertas por la corteza continental y oceánica  por ejemplo la placa sub-américa y sub-eurasiática

# data[].attributes.body
De acuerdo a la teoría de las placas tectónicas los bordes constuctivos  constituyen limites entre las placas en las que se genera litosfera oceanixa (corteza +manto) en respuesta a la fusion parcial de la Iherzolita ( Roca ultrabásica constituida por olivino y orto- y clino- piroxenos)  del manto, que se da a apartir de la descomprension adiabatica en un estrecha zona del manto caliente astenosferico.Esta fusion parcial produce un magma básaltico, que es intruido a traves de fracturas tensionales en zonas de poco km de ancho de ancho en el eje de la dorsal.Las rocas pasan a ser parte de la corteza oceanica desplazandose hacia ambos lados en direccion contraria por un proceso continuo de ezpansion del fondo oceanico.Desplazamiento que se produce a velocidades entre 1-10 cm/ año.

# data[].attributes.body
Los basaltos poseen características químicas y petrológicas diferentes y son principales componentes de la corteza oceánica.

BASALTOS DE LAS DORSALES MEDIO OCEÁNICA (MORB):  los componentes químicos mayores de los MORB son similares a los basaltos toleiticos de islas oceánicas , arcos de islas y  flujos continentales. La fábrica MORB representa un rápido enfriamiento del magma próximo al líquido extruido en agua de mar fría, esto es característico de flujos lávicos, lavas en almohadillas y brechas hidroclasticas asociadas. El tamaño del grano es variable, desde tipos vitreos a porfídicos con un 20 a 30 % de fenocristales. Por ejemplo, la almohadilla presenta una masa vitroclastica con escasos fenocristales de plagioclasa Bitownita, con o sin olivino magnesiano y que contiene pequeñas inclusiones de espinela de Cr-Mg, en ese orden de cristalización. Básicamente el MORB está asociado a un magma parental rico en olivino y Mg a partir del se produce un fraccionamiento del mismo producto del descenso de T dando origen a nuevos minerales. Las asociaciones de fenocristales mas comunes son:

-olivino con cierta cantidad de espinela de Cr-Mg

-Plagioclasa y olivino en cantidad importante y algo del mineral espinela de Cr-Mg.

-Plagioclasa, olivino y augita en proporciones ricas.

El olivino, espinela y plagioclasa cálcica son los primeros en cristalizar seguidos de la auguita y oxidos de Fe-Ti.

# data[].attributes.body
-El término Ofiolita ha estado en uso desde principios de 1970 y se refiere a un conjunto de rocas distintivo, de contenido ultramáfico, gabroico y basáltico, que comúnmente son coronadas por una fina capa de sedimentos pelágicos de aguas profundas.
-También podemos definir a las Ofiolitas como la asociación de rocas ultramáficas, máficas y máfico volcánicas constituyentes de la corteza y litósfera oceánica que aparecen en la corteza continental como consecuencia de un fenómeno llamado obducción

# data[].attributes.body
NORMAL-TIPO N, : los elementos inmóviles tienden  a ser más deprimidos en relacion al MORB E. No muestran fraccionamiento de tierras raras  pesadas tienen una fuerte depresión en las tierras raras livianas, Este tipo es dominante en los Océanos Pacíficos y Atlántico.
PLUMA-TIPO E, muestran poca depresión de tierras raras livianas.
TRANSICIONAL-TIPO E, dominan en el Atlántico y en la zona de los Galápagos.
A su vez estos tres tipos presentan un rango importante de variaciones isotópicas radiogeneticas de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr.

# data[].attributes.body
El tipo de rocas ensambladas en Ofiolitas es considerado típica de la corteza oceánica y del manto superior en los centros de expansión.
Las Ofiolitas fueron inicialmente concebidas como formaciones en las dorsales oceánicas (Rift), pero la mayoría ahora piensa que se ha formado en las configuraciones de extensión asociadas a las zonas de subducción. la evidencias para esta asociación con la zona de subducción viene en parte del reconocimiento de la composición química de las rocas volcánicas en algunas Ofiolitas e indican que tienen un carácter tipo calco-alcalinas, y por eso se definen más como lavas de arco de isla en lugar de MORB.
No obstante, para que las Ofiolitas se pueden generar en una serie de situaciones diferentes, una de las cuales puede estar en las dorsales oceánicas

# data[].attributes.body
La secuencia de rocas del complejo Ofiolita (ver figura), desde abajo hacia arriba, es la siguiente:
A) Las rocas de abajo están en una aureola metamórfica.  Son rocas de alto grado ubicadas muy cerca de las rocas ígneas, donde las temperaturas son bastante altas entre 700° y 800°C.  Contienen piroxenos, plagioclasas, anfíboles y granates.  Debido al origen de su formación “temperatura alta” se asume que se formaron en la zona de rift y luego transportadas y obducidas en conjunto.
B)  La secuencia encima de la aureola metamórfica parece mostrar facies de manto peridotítico, incluyendo una secuencia de dunita (principalmente olivino) y la Iherzolita (olivino, ortopiroxeno y clinopiroxeno), algunas Harzburgitas (Olivino y ortopiroxeno).
Estas rocas son claramente estratificadas y algunas son cizalladas y serpentinizadas principalmente en la base.
C)  Por encima de las ultramáficas, una zona de transición caracterizaas por apariciones de plagioclasas y texturas acumuladas aparentemente de sedimentos de cristales.  Hay capas de anortosita (ricos en plagioclasas cálcicas), dunitas y troctolita (roca de plagioclasa-olivino).  Por encima de la zona delgada de acumulación, la roca es masiva y las rocas muestran cambios verticales en el Mg. Característica de la cristalización fraccionada.
D) Encima del gabro están los diques entoldados “sheeted dikes”, complejos de diques basálticos.  Algunos de estos diques son más jóvenes que el gabro y pueden remontarse hacia abajo dentro de ellas.
E) Moviéndonos hacia arriba, el complejo de diques en forma de hojas están cubiertas por una capa de basaltos en forma de almohadillas “pillow lavas” que marca el fondo marino con flujos de lava basáltica.  La alteración hidrotermal también se produce en esta zona.
F) En la parte superior la secuencia sedimentaria que contiene sedimentos silíceos y chert en lugar de capas abisales intercaladas y rocas volcánicas que son típicas de otras ofiolitas.

# data[].attributes.body
Este tipo de volcanismo se produce dentro de las placas tectónicas, tanto continentales como oceánicas, lo que hace difícil su relación con la tectónica de placas .

Las islas Hawai proporcionan un ejemplo espectacular de la actividad magmática de intraplaca, que muestra desde islas con volcanes activos, hasta el otro extremo de la cadena con islas volcánicas de actividad ya extinguida y montes volcánicos submarinos en crecimiento, que pueden ser explicados en términos del movimiento de la placa Pacífica que se desplaza sobre un punto caliente estacionario, situado por debajo de la placa.

# data[].attributes.body
Grandes sectores de los continentes han sido cubiertos por potentes flujos de lava basáltica durante el pasado geológico, lo que habría tenido lugar desde fisuras, más que de centros volcánicos individuales. Estos se denominan: flujos basálticos continentales (CFBs), o provincias basálticas, o plateau basálticos, como pueden verse en la figura 14-1. Dominantemente son erupciones de basaltos toleíticos en términos de mineralogía y química de los elementos mayores y son similares a los MORB, con patrones de elementos trazas que los hacen afines con los MORB-E y con las toleitas de islas oceánicas, todos ellos generados en ambientes tectónicos extensionales.

# data[].attributes.body
La fusión parcial de esa pluma de manto ascendente, que se produce por descompresión adiabática, genera magmas que varían desde basaltos toleíticos a alcalinos y nefelinitas, dependiendo de la profundidad de generación y el grado de fusión parcial, así como de la composición y mineralogía de la fuente mantélica. Se ha sugerido que los períodos de mayor actividad magmática de las kimberlitas, podría estar asociado con puntos calientes en las placas continentales. La distribución global de puntos calientes en el manto, se interpreta como otro modo de convección mantélica, que no es uniforme y que muestra particular concentración en la placa Africana.

# data[].attributes.body
Dentro de las cuencas oceánicas se encuentran numerosos montes submarinos e islas volcánicas que ocurren lejos de los bordes de placas y que se denominan de intraplaca.

Los montes submarinos (seamounts) son estructuras volcánicas submarinas, morfológicamente similares a los volcanes de escudo sub-aéreos, los cuales, o bien nunca alcanzaron el nivel del mar o bien han sido erosionados, o se han hundido. Aquellos que emergen o están próximos al nivel del mar, generalmente desarrollan arrecifes de coral si están en áreas tropicales, los cuales cuando se hunden reciben el nombre de guyots.

Batiza (1982) sugiere que estas estructuras volcánicas se localizan preferentemente a lo largo de zonas de fracturas, las cuales proveerían los conductos que permitirían el pasaje del magma hacia la superficie. En el Atlántico las islas volcánicas ocurren como estructuras simples o pequeños grupos, asociados a dorsales submarinas no-sísmicas; mientras que en la cuenca oceánica Pacífica, que es de rápida distensión, ellos se presentan en cadenas lineales, como las islas Hawai. El modelo involucra una fuente de magma fijo en el manto, punto caliente o pluma de manto, sobre el que la placa oceánica se desplaza

Mientras que los puntos calientes como modelo de volcanismo de intraplaca es el modelo más atractivo, otros autores proponen otras explicaciones. Turcotte y Oxburgh (1978), relacionan el origen de las cadenas lineales de cadenas de islas, al desarrollo y propagación de fracturas causadas por tensiones de intraplaca y al movimiento de las placas litosfericas.

Aquí se adopta el modelo de punto caliente de Wilson, para explicar el volcanismo global oceánico de intraplaca, para lo que se debe suponer el ascenso de material de manto caliente, con dimensiones, temperaturas, velocidades de ascenso y caracteres químicos que no son posibles de deducir por observaciones geológicas o geofísicas directas. Estos puntos calientes representan un modo de convección del manto que aún es materia de especulación.

# data[].attributes.body
La fusión parcial en el manto, por debajo de las islas oceánicas, se da en respuesta a la descompresión adiabática de la pluma y componentes astenosféricos durante su ascenso. Tales procesos de fusión involucran:

1. La composición química(elementos mayores y trazas e isótopos de Sr, Nd, Pb) de los basaltos primarios de las islas oceánicas, tanto toleíticos como alcalinos.

2. La mineralogía y composición química de la fuente mantélica.

3. El grado de fusión parcial.

4. El mecanismo de fusión parcial.

5. La profundidad del comienzo de la fusión y de segregación de los magmas.

6. La importancia de las diferentes fuentes de manto, ya sea de una pluma, astenósfera deprimida o litosfera oceánica.

La distancia que separa a las islas oceánicas de las placas continentales, junto al espesor de la corteza oceánica, hacen improbable la contaminación cortical de los magmas. Así la composición geoquímica de los basaltos primitivos reflejarían la mineralogía y química de la fuente, así como la temperatura, presión y fugacidad de oxígeno durante la fusión parcial (volumen de fusión parcial y posterior cristalización fraccionada) en el camino a los reservorios someros. Los magmas con caracteres casi primarios, tienen alto MgO, Ni y Cr, y son erupcionados con frecuencia en las islas oceánicas, indicando que dichas composiciones son poco modificadas por procesos de cristalización fraccionada a baja presión.

El estudio de este volcanismo, muestra que las erupciones son tanto de basaltos toleíticos como alcalinos. Los dos tipos corresponden a magmas primarios derivados por diferente fusión parcial, desde una fuente mantélica homogénea, o bien corresponden a fuentes diferentes. Algo similar ocurre con las relaciones de elementos incompatibles (K/Ba, K/Rb, Zr/Nb) y con las relaciones isotópicas de Sr, Nd y Pb, que indicarían derivación desde una fuente relativamente homogénea.

Los estudios experimentales indicarían condiciones de fusión parcial de lherzolitas con espinela. Para los basaltos de Hawai, los fundidos parciales por debajo de 15 kbar son toleíticos, volviéndose picríticos con mayor volumen de fusión. A presiones entre 15 y 25 kbar ellos son basaltos olivínico alcalinos y se vuelven toleíticos con el incremento de la fusión parcial y a presiones >25 kbar, se forman picritas alcalinas, que cambian a picritas toleíticas con el aumento de la fusión. Esto indicaría que los magmas primarios alcalinos y toleíticos se generarían desde la misma fuente, por variación del volumen de fusión y de la profundidad

# data[].attributes.body
Las islas oceánicas están esencialmente formadas por basaltos toleíticos y alcalinos.

La espinela es común en ambos tipos, pero su composición es muy variable. La plagioclasa es en general más común como fenocristales en los toleíticos, que en los alcalinos y estos últimos son más ricos en K2O. Las fases hidratadas (anfíbol y biotita) están ausentes en las toleitas, indicando baja concentración de volátiles en los magmas, pero en contraste el anfíbol kaersutita es común en los basaltos alcalinos. Es interesante resaltar que los xenolitos de baja presión dentro de los basaltos suelen contener abundante anfíbol, esta aparente discrepancia de la inestabilidad del anfíbol a profundidades someras (<1 – 2 km), se debe a que en las cámaras sub-volcánicas (10 – 20 km) el anfíbol es estable y cristaliza como fenocristales tempranos en los magmas ricos en agua, cuando el magma asciende el anfíbol queda fuera de su campo de estabilidad y se resorbe dentro del magma.

# data[].attributes.body
Los OIB, difieren de los MORB en sus elementos trazas e isótopos, por lo que deben derivar claramente de diferentes fuentes de manto, aunque probablemente con volúmenes similares de fusión parcial, ya que tienen similares valores en los elementos mayores. Los basaltos alcalinos dominan sobre los flancos y crestas de la mayoría de las islas oceánicas y seamounts, aunque gran parte del edificio volcánico puede ser toleítico.

Dentro de los OIB pertenecientes a las series de magmas alcalinos dos tendencias de diferenciación son reconocidas:

A – Sub-saturados: cuyos productos finales de diferenciación son fonolitas con nefelina.
B – Sobre-saturados: cuyos diferenciados finales son riolitas alcalinas (comenditas o pantelleritas).

Dentro de la tendencia evolutiva sub-saturada, que es la más común, se observan las siguientes suites:

Océano Atlántico: Tristan da Cunha, Gough, Islas Canarias, St. Helena, Trinidade, Fernando de Noroña
OcéanoPacífico: Tahití.
Océano Índico: Kerguelen.

# data[].attributes.body
Hofmann y White (1982) porponen un modelo para los OIB que involucra el reciclado de corteza oceánica subductada en un reservorio fuente de los OIB. Tal reciclado es necesario para explicar las características geoquímicas e isotópicas de los OIB, sugiriendo que la corteza oceánica se aísla y acumula en el manto superior, donde permanece por algunos Ga y cuando se inestabiliza por calentamiento interno, asciende diapíricamente proveyendo componentes para los OIB

# data[].attributes.body
La mayoría de los flujos basálticos son generalmente porfiríticos, con contenidos de hasta un 25% de fenocristales, aunque en algunas provincias como la de Paraná, predominan los afíricos. Los fenocristales de plagioclasa son dominantes y están acompañados en poca cantidad por olivino, augita, pigeonita y magnetita titanífera. Esta asociación sugiere que han evolucionado por procesos de cristalización fraccionada a baja presión que reflejan una serie compleja de eventos polibáricos entre 0 y 15 kbar. Cuando se comparan los fenocristales de los típicos CFBs, con los MORB-N, encontramos que en ambos dominan las plagioclasas; pero en los MORB, olivino y espinela de Mg-Cr son accesorios comunes; mientras que en los CFB, las plagioclasas están acompañadas, por augita ± pigeonita y el olivino es muy raro. En muchos CFBs el piroxeno pobre en Ca, cristaliza antes que el piroxeno rico en Ca, lo que sería a consecuencia de asimilación de corteza continental antes de alcanzar a las cámaras magmáticas de niveles altos. La presencia de piroxeno pobre en Ca (pigeonita) evidencia contaminación de corteza continental en el camino hacia la superficie