Las dorsales mesooceánicas (MORs, por sus siglas en inglés) constituyen los sistemas volcánicos más extensos del planeta. Las observaciones de vulcanismo concentrado en las MORs y el establecimiento de un grosor completo de corteza oceánica dentro de 1 a 3 km del eje contrastan con los modelos que plantean una fusión por descompresión en una región triangular de aproximadamente 100 a 200 km de ancho.
Se han propuesto por separado los efectos de flotabilidad y el transporte lateral para explicar una zona estrecha de producción de magma, siendo este último el mecanismo preferido en ausencia de evidencia definitiva de abundante fusión in situ bajo el eje de la dorsal.
Algunos indicios de fusión profunda provienen de observaciones de velocidades sísmicas bajas y de una conductividad eléctrica elevada hasta profundidades de 200 km, mucho más allá de lo que predice la estructura térmica típica de una dorsal. Sin embargo, la cantidad, distribución y rutas de ascenso del magma en estas zonas siguen siendo poco comprendidas.
Las observaciones simultáneas de velocidad sísmica y atenuación pueden ayudar a determinar la importancia y proporción de magma presente. La atenuación en el manto bajo las MORs ha recibido relativamente poca atención: los modelos globales muestran valores bajos del factor de calidad sísmica (Qs entre 50 y 60) en los primeros 200 km de profundidad cerca del eje de la dorsal. No obstante, un estudio regional en la Dorsal del Pacífico Oriental encontró valores sorprendentemente altos de Qs (alrededor de 70), usando ondas superficiales, lo que resulta contradictorio con las bajas velocidades de onda de corte observadas.
Los estudios con ondas superficiales ofrecen buena resolución vertical, pero sufren de un suavizado lateral que puede ocultar anomalías más pequeñas. Por otro lado, las mediciones de tiempos de viaje y atenuación de ondas de cuerpo son prometedoras, ya que permiten un muestreo espacial más denso y, por ende, ayudan a establecer límites más precisos sobre la temperatura y la presencia de magma en una dorsal mesooceánica.
Datos y métodos
El despliegue del arreglo anfibio de la Iniciativa de Cascadia ofrece una oportunidad sin precedentes para estudiar una placa oceánica completa desde la dorsal hasta la fosa (14). Utilizamos datos de sismómetros de fondo oceánico (OBS) de banda ancha provenientes de los primeros tres años del despliegue en Cascadia (septiembre de 2011 a septiembre de 2014), con 87 estaciones únicas distribuidas en una cuadrícula de aproximadamente 70 km de separación sobre las placas de Gorda y Juan de Fuca (JdF).
Medimos la atenuación diferencial (Δt*) de ondas P y S teleseísmicas registradas en este arreglo, midiendo los espectros relativos de fase y amplitud por pares usando un conjunto de filtros. Luego resolvemos un problema de mínimos cuadrados con restricciones para recuperar la atenuación relativa en todas las estaciones del arreglo (ver Figura 1). Al mismo tiempo, medimos los tiempos de viaje diferenciales de las ondas P y S utilizando correlación cruzada.
Los ángulos de incidencia de los teleseísmos registrados varían entre 18° y 36°. Nuestro método es sensible únicamente a la atenuación diferencial y a los retrasos temporales; reportamos los valores de Δt* en relación con un valor de referencia igual a cero, tomado como el promedio de las estaciones ubicadas sobre corteza de entre 4 y 8 millones de años (Ma).
Las pruebas para la dependencia de frecuencia de Q, de la forma Q(ω) = Q₀ (ω/ω₀)^α, demuestran que el valor de α que mejor se ajusta es aproximadamente 0.2. Presentamos los resultados de atenuación corregidos a 1 Hz, asumiendo que α = 0.27, en línea con observaciones previas (15) y cercano a valores de α estimados experimentalmente (16, 17).
Figura 1. Ejemplo de ondas S registradas en estaciones OBS de la placa de Juan de Fuca (JdF) provenientes de un evento ocurrido el 3 de abril de 2014 a una distancia de aproximadamente 84°, desde un acimut inverso de aproximadamente 129°.
Los sismogramas de desplazamiento del componente T están alineados mediante correlación cruzada, coloreados según la edad, ordenados por distancia a la dorsal y graficados con un filtro Butterworth de cuarto orden entre 0.05 y 2 Hz. Las líneas discontinuas indican la ventana de datos utilizada para el cálculo de los espectros.
Figura 2. Δt* de ondas S (izquierda) y δT (derecha) registradas en estaciones OBS.
Las líneas radiales indican llegadas individuales según su acimut de entrada, mientras que los círculos centrales muestran el promedio por estación calculado mediante mínimos cuadrados. Los círculos abiertos representan estaciones terrestres utilizadas para conectar los arreglos de JdF y Gorda. Los recuadros señalan tres áreas: JdF norte (azul), JdF sur (rojo) y Gorda (amarillo).
Figura 3. Promedios por estación de Δt* y δT de ondas S en función de la edad de la corteza, relativos al valor medio para fondo oceánico de entre 4 y 8 millones de años.
Un perfil batimétrico representativo con orientación oeste-noroeste a este-sureste a 46.8°N (arriba) incluye el frente de deformación y las isócronas que reflejan una relación edad-distancia irregular. Los colores corresponden a las áreas geográficas (ver Figura 2) y el tamaño de los puntos representa la cantidad de observaciones individuales que contribuyen al promedio. Las líneas superpuestas muestran predicciones de atenuación diferencial debidas únicamente al efecto de la temperatura, asumiendo enfriamiento en medio espacio y utilizando relaciones de escala anelásticas derivadas en laboratorio (ver Material Suplementario). Las incertidumbres de 2σ para Δt* se indican cuando superan el tamaño del símbolo. Las incertidumbres en δT son de aproximadamente 0.3 segundos.
Resultados
Los patrones de variaciones según el acimut inverso y entre estaciones indican una coherencia espacial en los valores observados de Δt* (Figuras 1 y 2).
Se registran valores de Δt* de hasta 1.7 segundos en un rango amplio de acimuts inversos en todas las estaciones ubicadas a menos de 50 km de los ejes de la dorsal. Estas observaciones representan algunos de los valores más altos de atenuación diferencial registrados a nivel mundial, lo que indica gradientes extremadamente fuertes en QS. Las dorsales de Gorda y el sur de Juan de Fuca (JdF) presentan los valores más altos de Δt*, mientras que las estaciones en la parte norte de la dorsal de JdF registran valores aproximadamente 1.0 segundo menores (Figura 3).
Entre los 2 y 4 millones de años (a una distancia de 50 a 100 km de la dorsal), hay una disminución de 1 segundo en Δt* a medida que el fondo oceánico es más antiguo; las estaciones sobre corteza más antigua presentan menor atenuación, sin una correlación estadísticamente significativa con la edad entre los 4 y 8 millones de años. La reducción de atenuación es abrupta en la dorsal de JdF, pero más difusa en la dorsal de Gorda, lo cual concuerda con la presencia de una región amplia de velocidades sísmicas bajas bajo Gorda, tanto en este estudio como en otros previos (18).
Nuestros datos no permiten definir el límite occidental de la zona de alta atenuación. Las estaciones en la dorsal de JdF muestran un leve sesgo (27%) hacia valores más altos de Δt* para llegadas desde el oeste, lo que sugiere una asimetría en la dorsal ya observada en estudios de velocidades sísmicas (18).
Las ondas P muestran valores sistemáticamente más bajos y con mayor dispersión, pero en general revelan resultados muy similares a las ondas S, con la mayor atenuación (Δt* ≤ 0.5 s) en el eje de la dorsal y una disminución progresiva entre los 2 y 7 millones de años.
Tiempos de viaje diferenciales (δTS,P)
Los tiempos de viaje diferenciales (δTS,P) concuerdan cualitativamente con los resultados de atenuación (Figuras 2 y 3): las llegadas más lentas (δTS ≤ 2.5 s de retraso) se registran cerca de los ejes de la dorsal, mientras que los residuos de tiempo de viaje son relativamente pequeños (lo que indica una estructura más rápida) en áreas con corteza más antigua. De forma consistente con la atenuación, las estaciones del sur de la dorsal de Juan de Fuca (JdF) son más lentas (por ~0.5 s en ondas S) que sus contrapartes al norte de ~47°N.
A diferencia de la atenuación, los residuos de tiempo de viaje en toda la zona de deformación de Gorda son grandes y apenas disminuyen con la edad de la corteza (Figura 3). Para ambas placas, JdF y Gorda, los valores de δTS,P no reproducen el cambio brusco en 2 Ma que se observa en los resultados de atenuación. Como se espera, las ondas S presentan mayores variaciones en el tiempo de viaje que las ondas P, lo cual es coherente con los efectos anelásticos que afectan más intensamente al módulo de corte.
Plataforma continental
En la plataforma continental se observa una aparente atenuación elevada (Δt* > 2.5 s) y retrasos en el tiempo de viaje (δTS > 3.0 s). Estas señales probablemente se deben a dispersión superficial o absorción en sedimentos blandos. Δt* varía más de 2.0 s entre estaciones separadas por solo 15 km, lo que indica una fuente de variabilidad en la superficie cercana y descarta un origen en el manto. Las estaciones terrestres muestran valores promedio más altos de atenuación aparente que las estaciones oceánicas, probablemente debido a disipación y dispersión dentro de la corteza continental y el sistema del arco volcánico.
Este hallazgo (y el rango observado en tierra) es consistente con estudios previos que han mostrado una atenuación elevada en el noroeste del Pacífico en comparación con el resto de los Estados Unidos continentales (19), aunque una interpretación más profunda queda fuera del alcance de este estudio.
Relación entre Δt y δT*
El ajuste lineal entre Δt* y δT produce un valor estimado de QP/QS (con intervalos de confianza del 95%), asumiendo Δt* despreciable en la estación menos atenuada. Este valor es cercano al valor teórico de QP = 2.25 QS para un sólido de Poisson (20), o 2.46 según el modelo de referencia PREM (21), lo que indica que la suposición de atenuación despreciable del módulo volumétrico es válida en medios oceánicos.
La pendiente del ajuste promedio entre δTS y δTP sugiere un valor óptimo de δln VS/δln VP bajo el arreglo, también con intervalos de confianza del 95%. Esto cae dentro del rango predicho para velocidades controladas por temperatura (22), aunque también dentro de la incertidumbre del valor teórico de 2.25 para un sólido de Poisson afectado solo en el módulo de corte, lo cual es esperado si el derretimiento, y no la temperatura, es el principal impulsor de las variaciones de Q. Por tanto, no se puede descartar que las heterogeneidades en velocidad estén provocadas por presencia de fundido más que por temperatura.
Discusión
El resultado central de este estudio es el sorprendente valor elevado de Δt* medido en la dorsal, en comparación con el valor de referencia fuera del eje. De acuerdo con las perturbaciones predichas por temperatura y el inicio de fusión parcial (23), modelos globales y locales de velocidades del manto indican que la firma sísmica de las dorsales de expansión pasiva se extiende hasta profundidades de ~200 km (9), y Δt* medido entre ondas S y sS parece acumularse en el manto no más profundo de los 200 km (24).
La transición abrupta de atenuación entre estaciones sobre y fuera de la dorsal, al este de la dorsal de JdF, sugiere que gran parte de la atenuación ocurre a profundidades menores a aquellas atravesadas por los rayos hacia estaciones fuera del eje (~150 km). Estimamos que parte de la atenuación relacionada a la dorsal proviene de capas por encima de esa profundidad, lo cual requeriría un valor medio de QS ≈ 25 bajo la dorsal, como límite superior (asumiendo QS ≈ 90 en la región de referencia de 4–8 Ma [12]). Si QS fuera menor que 90 en la región de referencia, el valor estimado en la dorsal sería aún más bajo.
QS ≈ 25 es sustancialmente menor que el valor promedio de QS ≈ 70 observado en el experimento MELT (13), aunque concuerda con modelos de atenuación en dorsales que ajustan las velocidades de cizalla del EPR (25). Esta diferencia puede deberse en parte a la distinta resolución lateral entre nuestros datos de ondas corporales y los promedios laterales en estudios con ondas superficiales, aunque también es posible que el EPR, con una velocidad de expansión mayor, sea menos atenuante que JdF. Los valores más bajos de QS del manto observados previamente (<25) fueron obtenidos en el retroarco de Lau (26).
Evaluación de efectos extrínsecos
Nuestro enfoque mide solo la atenuación aparente. El enfoque de baja frecuencia, la dispersión de alta frecuencia o la dispersión dependiente de la frecuencia podrían hacernos sobrestimar la disipación anelástica intrínseca (27, 28). Demostramos que el Δt* medido no puede deberse a un exceso relativo de energía de baja frecuencia (focalizada) en las estaciones de la dorsal (ver Material Suplementario). Estas estaciones presentan amplitudes absolutas más bajas que las estaciones del llano abisal en todas las frecuencias, y son cada vez más débiles a frecuencias altas, como se esperaría por atenuación intrínseca.
Estudios previos han demostrado que la dispersión fuerte de alta frecuencia provocaría retrasos de hasta ~5 s en relación con las llegadas no dispersas (29). Esto no concuerda con los residuos de tiempo de viaje moderados (<2.5 s) en la dorsal ni con el buen ajuste simultáneo de espectros de amplitud y fase. Finalmente, el valor estimado de QP/QS = 2.44 indica una atenuación despreciable del módulo volumétrico, mientras que la mayoría de los modelos de dispersión elástica predicen QP ≈ QS (27).
La dispersión elástica produciría codas intensas en las llegadas con mayor atenuación aparente, mientras que observamos lo contrario: una mayor persistencia de energía de alta frecuencia tras la llegada principal en las estaciones menos atenuadas (ver Figura 1). Las únicas excepciones son las estaciones someras en el prisma de acreción, que muestran QP/QS bajos, valores altos de Δt* y δT que varían hasta 3.0 s en distancias cortas, y codas energéticas de alta frecuencia. Estas señales presentan todas las características de dispersión o absorción en sedimentos blandos, que no se observan en las estaciones del eje de la dorsal.
No podemos descartar que la dispersión elástica contribuya parcialmente a la atenuación aparente, pero los datos no son consistentes con que tenga un papel dominante.
Roles respectivos de temperatura, agua y fundido
En la litosfera oceánica, las temperaturas están bien restringidas gracias a nuestro conocimiento robusto del enfriamiento conductivo de la placa, corroborado por batimetría, flujo de calor y observaciones geoquímicas. Usando relaciones de escala anelásticas derivadas experimentalmente por varios grupos (16, 30, 31), calculamos los valores esperados de QS y velocidad bajo una dorsal oceánica, resultantes solo de la heterogeneidad térmica (ver Figura 3).
Comparando una estación en el eje de la dorsal con una estación a 300 km de distancia (ver Tabla 1), encontramos que la atenuación esperada solo por variaciones de temperatura predice Δt* ≤ 0.21 s. Esto es un orden de magnitud menor que los valores observados, y el δTS correspondiente es tres veces menor que lo medido. Por tanto, los efectos térmicos por sí solos no pueden explicar la atenuación observada.
Adoptamos un enfoque ad hoc para simular la señal de atenuación observada, con el objetivo de evaluar cuantitativamente el posible rol de la atenuación debida al tamaño de grano, la presencia de agua y el fundido, añadiendo de forma sistemática contribuciones distintas de varias estructuras hipotéticas del manto superior (Figura 4; ver Materiales y Métodos para más detalles).
La separación de cada uno de estos factores se vuelve más compleja debido a las interrelaciones entre ellos: el agua favorece la fusión, el fundido deshidrata la matriz sólida y la viscosidad controla el tamaño de grano a través de la tasa de deformación. Comprender las retroalimentaciones entre estos factores sigue siendo un desafío tanto para la modelación como para los experimentos.
Figura 4. Esquema de una dorsal meso-oceánica (MOR) que muestra varias contribuciones a la estructura sísmica, incluyendo la temperatura (las líneas verdes representan isotermas de 200 °C, excepto donde se indica lo contrario), la tasa de deformación [líneas de flujo sólido en color café, modificadas según Braun et al. (41)] y los regímenes de fundido.
A la derecha se muestran los perfiles de QS y VS a lo largo de los rayos sísmicos que inciden en estaciones sobre corteza de 0 millones de años (línea sólida) y de 10 millones de años (línea discontinua). La fracción de fundido en la región con fusión carbonatada es de 0.01%; en la región con fusión hidratada varía entre 0.01% y 0.2%; y en la región con fusión seca, entre 0.2% y 2%. Ver Materiales y Métodos para más detalles.
Modelado de la atenuación y rol de factores físicos
Adoptamos un enfoque ad hoc para simular la señal de atenuación observada, con el objetivo de evaluar cuantitativamente el posible papel de la atenuación asociada al tamaño de grano, la presencia de agua y el fundido, añadiendo sistemáticamente contribuciones distintas de varias estructuras hipotéticas del manto superior (Figura 4; ver Materiales y Métodos para más detalles).
Aislar cada factor se complica debido a sus interacciones: el agua promueve la fusión, el fundido deshidrata la matriz sólida y la viscosidad controla el tamaño de grano mediante la tasa de deformación. Comprender estas retroalimentaciones sigue siendo un desafío tanto para la modelación como para la experimentación.
Turner et al. (32) presentaron modelos de dorsales oceánicas (MOR) que incluyen una evolución dinámica del tamaño de grano en equilibrio, con un incremento moderado (~10 veces) de la tasa de deformación en una zona angosta bajo el eje de la dorsal y en lóbulos laterales bajo las placas en enfriamiento. La consecuente reducción del tamaño de grano incrementaría la atenuación en el eje, pero calculamos que este efecto no superaría ~0.2 segundos.
Sin embargo, tamaños de grano pequeños también podrían favorecer la concentración del fundido bajo el eje y una mayor retención de fundido in situ, debido a gradientes de presión inducidos por la energía superficial (33). La evolución dinámica del tamaño de grano representa una incertidumbre importante en nuestro análisis. No existen, hasta donde sabemos, experimentos que caractericen el crecimiento de grano en un ensamblaje multifásico que incluya fundido parcial. Si la presencia de fundido en la región de ascenso limita las tasas de crecimiento del grano (34), los tamaños de grano más pequeños también aumentarían la atenuación bajo el eje de la dorsal.
El agua ligada en minerales nominalmente anhidros del manto influye en la dinámica de las dorsales oceánicas mediante un efecto de debilitamiento que también puede aumentar la disipación sísmica (35). No obstante, aunque el H₂O ligado favorece procesos difusivos que promueven la anelasticidad, también incrementa las tasas de crecimiento del grano, resultando en un efecto neto modesto sobre la atenuación (26). Esto se refleja (Tabla 1) en un aumento menor a 0.1 s de Δt* calculado para una región angosta de flujo de agua asociada al ascenso bajo el solidus seco en el eje de la dorsal (36).
Las velocidades sísmicas bajas (9, 11) y las altas conductividades eléctricas (10) son pruebas sólidas de que el fundido juega un rol importante en controlar las propiedades físicas del manto en dorsales hasta profundidades mayores a 200 km. Encontramos que un modelo con fundido en una región rectangular hasta 120 km de profundidad requiere un 2% de fundido en todo el volumen para reproducir los 1.7 segundos de Δt* observados. Esta caja presenta un QS promedio ≈18 a 1 Hz.
Este modelo simple probablemente sobreestima la fracción de fundido en profundidad bajo la dorsal; la fusión hidratada no suele generar tanto fundido in situ (37), y el efecto poroelástico del fundido hace que este modelo prediga tiempos diferenciales de viaje que superan en un 50% las observaciones. Un modelo más “realista” incluye regiones distintas de fusión isentrópica seca [0 a 60 km (38)], fusión hidratada [60 a 120 km (37)] y fusión carbonatada profunda [120 a 180 km (23)], que aportan aproximadamente 0.6, 0.5 y 0.6 segundos de Δt*, respectivamente, reduciendo QS en cada región a ~20.
El Δt* resultante (Tabla 1) sobrestima ligeramente la atenuación, lo que podría indicar que parte de la fusión carbonatada ocurre también fuera del eje, reduciendo el valor diferencial de t*. Las atenuaciones de ondas P y los tiempos de viaje de ondas S y P predichos también concuerdan con las observaciones, dentro del margen de error.
Cabe señalar que usamos una parametrización antigua de medidas de atenuación en laboratorio (30), que ofrece los mejores ajustes a los datos bajo nuestras suposiciones de baja fracción de fundido. Una parametrización más reciente (16) también puede reproducir la señal observada si se permite más fundido in situ o un efecto químico del fundido más pronunciado, pero predice una caída de viscosidad un orden de magnitud mayor (ver Tabla S1).
Si la estructura de bajo Q se extendiera hasta 250 km de profundidad, el QS medio bajo la dorsal sería de 34 en lugar de 20 a 25. Sin embargo, esperaríamos que una región de ascenso de 250 km de profundidad fuera visible desde estaciones fuera del eje, mientras que (al menos en JdF) el gradiente lateral en Δt* es abrupto (Figura 2). Una estructura atenuante inclinada hacia el oeste o asimétrica podría acentuar la transición abrupta de Δt* para estaciones al este del eje. Nuestro modelo, aunque no único, cumple con las restricciones de una atenuación fuerte, confinada al eje y a profundidades ≤150 km, con una complejidad mínima.
Nuestro análisis indica que cantidades razonables de fundido subaxial profundo (φ ≤ 2% en todas partes, consistente con estimaciones de desequilibrios de series del uranio [39]) pueden reproducir la atenuación diferencial observada en estaciones sobre la dorsal, incluso sin considerar un gran efecto del fundido carbonatado. Incorporando argumentos de física mineral que relacionan las tasas de deformación difusiva con la atenuación (17, 26), los valores de QS en nuestro modelo corresponden a una reducción de viscosidad de al menos ~150 veces entre profundidades de 50 y 150 km (Tabla 1). Aunque esta estimación cuantitativa depende de varias suposiciones, el efecto cualitativo de debilitamiento por fundido parcial en los límites de grano está bien establecido para agregados cristalinos (40).
Ascenso dinámico
Junto con la flotabilidad del fundido, la reducción de viscosidad subaxial tiende a promover el ascenso dinámico del manto, lo que genera una retroalimentación de localización del esfuerzo que concentra el ascenso en una zona angosta bajo el eje (3, 41). El tamaño de grano podría evolucionar para reforzar este efecto (32). El aumento de viscosidad asociado a la deshidratación probablemente genere una zona de ascenso más enfocado entre los 120 y 60 km de profundidad (41). A profundidades menores, aunque el fundido reduce la viscosidad en el eje, la alta viscosidad de la litosfera oceánica seca reduce el enfoque dinámico.
El ascenso concentrado podría extenderse más allá de los 120 km. En zonas de ascenso, los fundidos carbonatíticos de baja viscosidad que mojan los límites de grano (42) podrían reducir sustancialmente la viscosidad del manto, creando una retroalimentación positiva entre ascenso, fusión y reducción de viscosidad. Estudios magnetotelúricos respaldan la presencia de fundido (>60 km de profundidad), tanto hidratado como carbonatado, en los ejes de las dorsales (10, 43).
Los efectos de flotabilidad dinámica en dorsales oceánicas explican muchas observaciones que no se ajustan fácilmente a un modelo de ascenso pasivo del manto. Por ejemplo, la conservación de masa requiere que un ascenso axial concentrado se acompañe de descenso lateral de material más frío, lo que acelera el enfriamiento de la placa oceánica joven. Esto explica por qué las velocidades sísmicas dentro de las placas de JdF y del Pacífico aumentan con la edad de la placa más rápido de lo que predice el enfriamiento conductivo solo (18, 44).
Esta observación podría requerir una subsidencia dinámica de material relativamente somero, ya que la escala de enfriamiento característica de la placa joven (<10 Ma) de JdF es ≤20 km. La advección descendente de manto deshidratado (más rápido sísmicamente) produciría una señal similar. El ascenso flotante también explica una anomalía angosta de conductividad eléctrica en el EPR (43), y ha sido propuesto para explicar la producción de fundido asimétrica (3, 18), que nuestros datos sugieren aunque no exigen.
Si el ascenso dinámico ocurre en otras dorsales, modificaría los modelos térmicos oceánicos al imponer una condición de frontera diferente a la asumida en el enfriamiento conductivo de medio espacio. Nuestros datos imponen nuevas restricciones sobre los modelos de topografía de las dorsales, que deben considerar una región subaxial profunda de baja viscosidad.
Los efectos del ascenso dinámico probablemente compiten con tensiones elásticas y circulación hidrotermal, que dominan la morfología de dorsales jóvenes de 0 a 2 Ma (45, 46). Queda abierta la pregunta de si un efecto de subsidencia dinámica puede observarse en los datos de flujo de calor en esta o en otras dorsales de expansión lenta. Nuestras mediciones invitan a una investigación renovada sobre el papel del ascenso dinámico en las dorsales y sus consecuencias térmicas duraderas a medida que las placas envejecen. En conjunto con mecanismos de enfoque lateral, el ascenso dinámico impulsado por el fundido explica tanto la producción angosta de fundido en las dorsales como la región profunda y estrecha de alta atenuación identificada por primera vez en este estudio.
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