corteza oceánica inferior

Una búsqueda intensiva que abarca más de tres décadas de imágenes sísmicas ha demostrado que el eje de la dorsal está subyacente a una masa cristalina que contiene un pequeño porcentaje de fundido , ^{[ 8 ]} cubierta por una lente de fundido delgada que contiene una fracción de fundido generalmente alta, pero variable. ^{[ 9 ]} El cuerpo completamente líquido es una lente delgada y estrecha similar a un dique ( de 10 a 150 m [33 a 492 pies] de espesor y < 2 km [1,2 millas] de ancho). ^{[ 10 ]} La lente se mantiene por la reinyección de magma primitivo. ^{[ 11 ]} La falta de cualquier cámara magmática grande detectable y la detección común de una pequeña zona de lente/masa en dorsales de rápida expansión enfatizan el modelo de cámara magmática pequeña. La roca gabroica estratificada modal y composicionalmente se encuentra a menudo (o es abundante) en las secciones de la corteza inferior de la ofiolita . ^{[ 12 ]} La corteza inferior estratificada es, por lo tanto, una de las características clave de todos los modelos de corteza inferior de rápida expansión. Sin embargo, la estratificación modal distintiva observada en las principales ofiolitas rara vez se ha observado o muestreado en el fondo oceánico . La expedición IODP 345 fue uno de los primeros proyectos de perforación que muestreó un espesor significativo de rocas ígneas estratificadas. Un magma superficial puede erupcionar a través de la corteza fría y producir diques laminares y rocas volcánicas , pero la pequeña cámara parece difícil de resolver con las ideas tradicionales de cristalización fraccionada y sedimentación de cristales para formar la gruesa secuencia de gabros estratificados y gabros foliados y ultramáficos. Un modelo propuesto es el llamado "glaciar de gabro" ^{[ 13 ]} , donde los cristales se asientan en una lente superficial dominada por magma debajo del eje de la dorsal. El peso de los cristales acumulados que se asientan en el fondo de la lente de magma induce un flujo dúctil y deformación dentro de los gabros, al igual que el hielo en un glaciar responde a la nieve acumulada. Sin embargo, el modelo no logra explicar las variaciones estratificadas en los tipos de minerales , la estratificación correlacionada en las variaciones de la composición mineral y las estructuras casi verticales aparentemente primarias en los gabros superiores que parecen representar conductos de fusión subverticales. ^{[ 14 ]}      Kelemen y colaboradores concluyeron que la mayor parte de la corteza oceánica inferior cristalizó in situ y propusieron el modelo de "intrusión laminar". ^{[ 15 ]} En este modelo, las intrusiones se forman cuando el flujo poroso de líquidos basálticos ascendentes (o pequeñas fracturas rellenas de fundido) se detiene bajo las barreras de permeabilidad (ciencias de la tierra) de fundidos cristalizados previamente y se acumula para formar las intrusiones. Las tasas de enfriamiento suelen ser lo suficientemente lentas como para que los cristales y sus líquidos intersticiales estén en equilibrio químico , siempre que el líquido sea inmóvil. Sin embargo, la flotabilidad y/o la compactación (geología) pueden inducir la migración del líquido a través de la masa fundida, lo que resulta en una modificación composicional y microestructural significativa. ^{[ 16 ]}

Las dorsales de expansión lenta e intermedia forman típicamente valles de unos 30 a 50 km (19 a 31 mi) de ancho y de 1 a 5 km (0,62 a 3,11 mi) de profundidad, con escarpes escalonados orientados hacia adentro, similares a los valles de rift en tierra. Comparado con las dorsales de expansión rápida, el suministro de magma y por lo tanto el flujo de calor es bajo y no puede mantener una cámara de magma líquido persistente . ^{[ 13 ]} Sinton y Detrick (1992) modelaron una sección transversal esquemática de una cámara de magma axial debajo de una dorsal de expansión lenta como la Dorsal Mesoatlántica . Debido a la reducción del calor y el suministro de magma, una lente de magma erupcionable en estado estacionario se abandona en favor de una zona de lodo similar a un dique y una zona de transición más pequeña debajo del valle de rift bien desarrollado. La convección y la mezcla en la cámara de magma son mucho menos probables que en las dorsales rápidas. ^{[ 17 ]} Las restricciones térmicas llevaron al desarrollo de diferentes modelos para reconstruir la historia de acreción. El modelo del "puerro infinito" sugiere pequeños lotes de magma, formando pequeñas intrusiones "anidadas". ^{[ 18 ]} Otro modelo propuso que la cristalización podría ocurrir en profundidad, donde las temperaturas son más altas, los cúmulos formados son luego "arrastrados" hacia arriba por el flujo del manto para formar la corteza oceánica inferior. ^{[ 19 ]} Hoy, un modelo intermedio entre estos dos se ha vuelto popular. ^{[ 20 ]} Este modelo se conoce como un "pudín de pasas", donde la corteza oceánica inferior se construye a partir de una serie de plutones anidados que cristalizan dentro del manto o la corteza. ^{[ 21 ]} Schwartz et al. (2005) describe otra variante. Postula que la corteza inferior se construye tanto a partir de los plutones anidados de nivel superficial como de los productos de la cristalización más profunda. ^{[ 22 ]}