Las dorsales mediooceánicas (MORs) constituyen los sistemas volcánicos más extensos a nivel mundial.
Las observaciones de vulcanismo focalizado en MOR \citep{Canales2005p} y el establecimiento de un espesor completo de corteza oceánica dentro de los 1 a 3 km del eje \citep{carbotte2008} contrastan con modelos que incluyen fusión por descompresión en una región triangular de fusión de aproximadamente 100 a 200 km de ancho \citep{Katz2010}.
Efectos de flotabilidad \citep{Morgan1987} y transporte lateral \citep{Sparks1991,holtzman2003melt,Spiegelman2000JB} han sido invocados para explicar una zona estrecha de producción de magma, siendo este último el preferido en ausencia de evidencia definitiva de abundante fusión \emph{in situ} bajo el eje de la dorsal \citep{Forsyth1992}. Evidencias indirectas de fusión profunda provienen de observaciones de bajas velocidades sísmicas y elevada conductividad eléctrica hasta profundidades de 200 km \citep{Hammond2003,Key2013,nettles2008radially}, muy por debajo de lo predicho a partir de la estructura térmica de la dorsal.
Este párrafo explica una paradoja clave en la geodinámica de dorsales mediooceánicas (MORs) y las hipótesis propuestas para resolverla. Vamos a desglosarlo:
1. Contexto y paradoja
Hecho observado:
Las dorsales mediooceánicas son la cadena volcánica más larga del mundo, pero el vulcanismo está concentrado en una zona muy estrecha (1–3 km del eje de la dorsal), y la corteza oceánica adquiere su espesor completo casi inmediatamente.Contraste con modelos teóricos:
Los modelos de fusión por descompresión del manto sugieren una región de fusión mucho más amplia (un triángulo de ~100–200 km de ancho) donde se genera magma.
2. Hipótesis para explicar la zona estrecha de vulcanismo
Se han propuesto dos mecanismos principales:
Flotabilidad del magma (Morgan, 1987):
El magma asciende verticalmente debido a su menor densidad.
Pero esto no explica totalmente la concentración tan estrecha.
Transporte lateral del magma (Sparks, Holtzman, Spiegelman, etc.):
El magma se genera en una región amplia pero es canalizado horizontalmente hacia el eje de la dorsal mediante flujo poroso o fracturas.
Esta hipótesis es la preferida porque no hay evidencia directa de fusión abundante justo bajo el eje.
3. Evidencia de fusión profunda
Aunque no se ve fusión masiva bajo el eje superficialmente, hay indicios indirectos de fusión a gran profundidad:
Bajas velocidades sísmicas y alta conductividad eléctrica hasta 200 km de profundidad (Hammond, Key, Nettles).
Esto sugiere que hay material parcialmente fundido muy por debajo de lo predicho por modelos térmicos simples de dorsales.
4. Conclusión implícita
La fusión empieza profundo (hasta 200 km) y en una región ancha, pero el magma es redirigido lateral y verticalmente para emerger en una franja estrecha en la dorsal, construyendo la corteza oceánica rápidamente.
El transporte lateral es el mecanismo favorito para reconciliar la fusión distribuida con el vulcanismo focalizado.
Sin embargo, la cantidad, distribución y vías de ascenso del magma en las MORs siguen siendo poco comprendidas. Observaciones simultáneas de velocidad y atenuación sísmica pueden ayudar a discriminar la importancia y fracción de fusión \citep{Dalton2009}. La atenuación del manto en MORs ha recibido relativamente poca atención; modelos globales muestran valores bajos de $Q_S$ (50 a 60) en los 200 km superiores cerca de la dorsal \citep{Dalton2009}, mientras que un estudio regional encontró valores sorprendentemente altos ($Q_S \approx 70$) en la Dorsal del Pacífico Oriental (EPR) usando ondas superficiales, en aparente contradicción con las bajas velocidades de onda de corte \citep{YANG2007}.
Este párrafo aborda las limitaciones actuales en el entendimiento de los sistemas magmáticos en dorsales mediooceánicas y el papel de los estudios sismológicos para resolverlas. Aquí está el desglose:
1. Problema central
Lo que no se sabe bien:
La cantidad, distribución y rutas de ascenso del magma en las dorsales mediooceánicas siguen siendo en gran medida desconocidas.Herramienta propuesta:
Observaciones simultáneas de velocidad sísmica y atenuación pueden ayudar a discriminar:La importancia de la fusión
La fracción de fusión real en el manto
2. Estado del conocimiento sobre atenuación en MORs
La atenuación del manto (pérdida de energía de las ondas sísmicas) ha recibido poca atención en estudios de dorsales.
Hallazgos contradictorios:
Modelos globales (Dalton et al., 2009):
Muestran valores bajos de QS (50-60) en los 200 km superiores cerca de la dorsal.
→ QS bajo indica alta atenuación, típica de material caliente y parcialmente fundido.Estudio regional en la Dorsal del Pacífico Oriental - EPR (Yang et al., 2007):
Encontró valores sorprendentemente altos (QS≈70) usando ondas superficiales.
→ QS alto indica baja atenuación, lo que contradice las bajas velocidades de onda S observadas en la misma zona.
3. La paradoja
Normalmente esperamos que regiones con baja velocidad sísmica (indicando material caliente/fundido) tengan alta atenuación (bajo Q).
El estudio de Yang (2007) encuentra alta velocidad no, pero sí baja atenuación junto con baja velocidad → esto es aparentemente contradictorio.
4. Implicaciones
Esta contradicción sugiere que:
La relación entre velocidad sísmica y atenuación puede ser más compleja de lo esperado.
Podría reflejar diferentes sensitividades a:
Temperatura
Fracción de fusión
Tamaño de grano
Contenido de volátiles
Geometría de las inclusiones fundidas
Se necesitan modelos conjuntos de velocidad y atenuación para distinguir entre estos factores y entender mejor la fusión del manto en dorsales.
En resumen:
Existe una contradicción observacional en los valores de QS en dorsales, lo que refleja nuestra comprensión incompleta de los procesos de fusión y transporte magmático, y resalta la necesidad de estudios sismológicos integrados que combinen múltiples tipos de datos.
Los estudios de ondas superficiales proporcionan buena resolución vertical, pero sufren de un efecto de suavizado lateral que puede ocultar anomalías de longitud de onda corta. En este sentido, las mediciones de tiempos de viaje y atenuación de ondas de cuerpo presentan un gran potencial para alcanzar un muestreo espacial lo suficientemente denso como para establecer restricciones sobre la temperatura y el carácter de la fusión en una MOR.
Este párrafo compara dos enfoques sismológicos para estudiar el manto en dorsales mediooceánicas y destaca las ventajas de las ondas de cuerpo. Aquí está el análisis:
1. Limitaciones de las ondas superficiales
Fuerza: Buena resolución vertical → pueden delimitar variaciones con la profundidad.
Debilidad: Sufren de efecto de suavizado lateral (smoothing) que puede ocultar anomalías de longitud de onda corta.
Consecuencia: No son ideales para detectar estructuras estrechas o variaciones horizontales pequeñas, que son precisamente las características clave en dorsales donde el vulcanismo está muy focalizado.
2. Ventajas de las ondas de cuerpo
Las mediciones de tiempos de viaje y atenuación de ondas de cuerpo ofrecen:
Muestreo espacial más denso: Permiten una cobertura más detallada lateralmente.
Mayor resolución horizontal: Pueden detectar anomalías de menor escala.
Potencial para establecer restricciones cuantitativas sobre:
Temperatura del manto
Carácter de la fusión (fracción de fusión, distribución, geometría)
3. Implicación científica
El texto argumenta que para estudiar procesos de dorsales (donde las anomalías térmicas y de fusión pueden ser estrechas pero profundas), se necesitan ondas de cuerpo porque:
Pueden resolver mejor la estructura lateral estrecha asociada con la ascenso magmático focalizado.
La combinación de tiempos de viaje (velocidad) y atenuación proporciona mejores constraints para discriminar entre los efectos de temperatura, fusión parcial, y volatiles.
En resumen:
Mientras las ondas superficiales son útiles para estructura vertical, las ondas de cuerpo son superiores para mapear variaciones laterales a pequeña escala en dorsales, lo que es esencial para entender la distribución real de la fusión y los canales de transporte magmático.
\paragraph*{Resultados}
Los patrones de variación en el retroacimut y entre estaciones indican coherencia espacial en los valores observados de $\Delta t^{*}$ (Figs.~\ref{data_Eilon} y 2).
Se registran valores de hasta 1.7$\sim$s a través de un rango de retroacimutes en todas las estaciones ubicadas a menos de 50$\sim$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 $Q_{S}$.
Las dorsales de Gorda y del sur de Juan de Fuca (JdF) presentan los valores más elevados de $\Delta t^{*}$, mientras que las estaciones en la parte norte de la dorsal de JdF registran valores aproximadamente 1.0$\sim$s menores (Fig.~3). Entre 2 y 4$\sim$Ma (50 a 100$\sim$km de la dorsal), se observa una disminución de 1$\sim$s en $\Delta t^{*}$ hacia litosfera más antigua; las estaciones en corteza más envejecida muestran menor atenuación, sin una correlación estadísticamente significativa con la edad en el rango de 4 a 8$\sim$Ma. La reducción de la atenuación es marcada para la dorsal de JdF, pero más difusa para la dorsal de Gorda, en concordancia con una amplia región de bajas velocidades bajo Gorda en este y otros estudios~\citep{Bell2016}.
Nuestros datos no permiten restringir el límite occidental de la zona de alta atenuación. Las estaciones en la dorsal de JdF muestran un ligero sesgo (27\%) hacia valores mayores de $\Delta t^{*}$ para arribos desde el oeste, lo que sugiere una asimetría de la dorsal ya observada en las velocidades sísmicas~\citep{Bell2016}. Las trayectorias de los rayos proyectadas (véanse los Materiales Suplementarios) indican que la mayor parte de la señal de atenuación se origina al oeste de la dorsal para el sur de JdF; sin embargo, sin más estaciones en la placa del Pacífico, no es posible discernir si la región de alta atenuación es fuertemente asimétrica o confinada a profundidades someras.
Los valores de $\Delta t^{*}_{P}$ son sistemáticamente menores y presentan mayor dispersión, aunque en general muestran resultados altamente similares a los de las ondas $S$, con la mayor atenuación ($\Delta t^{*} \leq 0.5$$\sim$s) en el eje de la dorsal y una disminución progresiva entre 2 y 7$\sim$Ma.
Este párrafo presenta los resultados clave de un estudio sobre atenuación sísmica en dorsales oceánicas. Voy a explicarlo sección por sección:
1. Patrones espaciales de atenuación
Δ𝑡* es una medida de atenuación diferencial (pérdida de energía de las ondas sísmicas).
Los datos muestran coherencia espacial: valores similares se observan en múltiples estaciones y direcciones.
Valores extremadamente altos (hasta 1.7 s) se encuentran a <50 km del eje de la dorsal.
Estos son de los valores más altos registrados globalmente, indicando gradientes muy fuertes en Qₛ (factor de calidad para ondas S).
2. Variaciones entre dorsales
Dorsales Gorda y sur de Juan de Fuca (JdF): Valores más altos de Δ𝑡*
Norte de JdF: Valores ~1.0 s menores
Esto sugiere heterogeneidad en las propiedades del manto a lo largo de la dorsal.
3. Evolución con la edad de la litosfera
Entre 2-4 Ma (50-100 km de la dorsal): Disminución de 1 s en Δ𝑡*
Corteza más vieja (>4 Ma): Menor atenuación, pero sin correlación significativa con la edad entre 4-8 Ma
Contraste regional:
JdF: Reducción marcada de atenuación
Gorda: Reducción difusa (coincide con región amplia de bajas velocidades sísmicas)
4. Limitaciones y asimetrías
Límite occidental: No bien determinado por falta de estaciones
Asimetría dorsal: 27% más atenuación para ondas que vienen del oeste
Interpretación: Podría reflejar asimetría en la estructura del manto, pero sin más estaciones en la placa Pacífica no se puede determinar si es:
Asimetría fuerte lateral
O confinada a profundidades someras
5. Comparación ondas P vs S
Δ𝑡*ₚ: Valores sistemáticamente menores y más dispersos
Pero patrón similar: máxima atenuación en el eje dorsal, disminución progresiva entre 2-7 Ma
Δ𝑡*ₚ ≤ 0.5 s (vs 1.7 s para ondas S) → las ondas S son más sensibles a la atenuación
Implicaciones científicas
La alta atenuación cerca del eje refleja manto caliente y posiblemente fundido
La disminución con la edad muestra el enfriamiento progresivo de la litosfera
Las diferencias entre dorsales sugieren variaciones en los procesos de fusión y ascenso magmático
La asimetría podría indicar flujo lateral del manto o heterogeneidades en la composición
En resumen:
El estudio mapea por primera vez con detalle los patrones de atenuación en estas dorsales, revelando una zona extremadamente attenuante cerca del eje que se enfría rápidamente con la edad litosférica, con variaciones significativas a lo largo del sistema de dorsales.
Los tiempos diferenciales de arribo ($\delta T_{S,P}$) concuerdan cualitativamente con los resultados de atenuación (Figs.~2 y 3): los arribos más lentos ($\delta T_{S} \leq 2.5\sim$s de retraso) se registran cerca de los ejes de las dorsales, mientras que en litosfera de mayor edad se observan residuos de tiempo de viaje relativamente pequeños (indicativos de estructuras más rápidas). De manera consistente con la atenuación, las estaciones en el sur de la dorsal de Juan de Fuca (JdF) muestran arribos más lentos (aproximadamente 0.5$\sim$s en ondas $S$) que sus contrapartes al norte de $\sim$47°N. A diferencia de los resultados de atenuación, los residuos de tiempo de viaje en toda la zona de deformación de Gorda son elevados y apenas decrecen con la edad (Fig.~3). Para ambas placas, JdF y Gorda, los valores de $\delta T_{S,P}$ no reproducen el escalón abrupto a 2$\sim$Ma observado en los resultados de atenuación. Como era de esperar, las ondas $S$ presentan mayores variaciones en los tiempos de viaje que las ondas $P$, en concordancia con los efectos anelásticos que afectan con mayor intensidad al módulo de corte.
Este párrafo compara los resultados de tiempos de viaje diferenciales (δTS,P) con los patrones de atenuación sísmica previamente descritos, destacando similitudes y diferencias clave. Aquí está el análisis detallado:
1. Concordancia general con atenuación
Patrón cualitativo similar:
Cerca del eje dorsal: Llegadas más lentas (δTS≤2.5 s de retraso)
Litosfera más vieja: Residuos de tiempo pequeños (estructuras más rápidas)
Esto refleja el mismo patrón que la atenuación: propiedades anómalas cerca del eje → enfriamiento con la edad
2. Consistencia regional (Juan de Fuca - JdF)
Sur de JdF: Llegadas más lentas (~0.5 s más en ondas S) que el norte (~47°N)
Coincide con los mayores valores de atenuación en el sur de JdF
Sugiere mayor temperatura/fusión en el manto bajo el sur de JdF
3. Diferencias importantes (Gorda)
Atenuación vs Tiempos de viaje en Gorda:
Atenuación: Disminución difusa con la edad
Tiempos de viaje: Valores elevados en toda la zona de deformación de Gorda y apenas decrecen con la edad
Esto indica que en Gorda:
Las bajas velocidades (retrasos en tiempo) persisten en litosfera más vieja
Pero la atenuación alta no persiste igualmente
Posible explicación: Diferente sensibilidad física (velocidad más afectada por temperatura, atenuación por fusión/grano)
4. Otra discrepancia clave
Falta el "escalón abrupto" a ~2 Ma:
La atenuación muestra una disminución brusca a ~2 Ma
Los tiempos de viaje NO reproducen este escalón
Sugiere que el proceso de enfriamiento afecta primero a las propiedades anelásticas (atenuación) antes que a las propiedades elásticas (velocidad)
5. Diferencias entre ondas S y P
Ondas S: Mayores variaciones en tiempos de viaje
Ondas P: Menores variaciones
Explicación física: Los efectos anelásticos afectan más al módulo de corte (que controla las ondas S) que al módulo volumétrico (que controla las ondas P)
Esto es consistente con la teoría: la fusión parcial y la relajación térmica afectan desproporcionadamente a las ondas S
Implicaciones científicas
Mecanismos diferentes:
Atenuación → más sensible a fusión, grano, fluidos
Velocidad → más sensible a temperatura, composición
Procesos en Gorda:
Puede tener manto caliente pero menos fundido en litosfera vieja
O diferente geometría de fusión que afecta diferencialmente atenuación vs velocidad
Escalón a 2 Ma:
Podría marcar un umbral crítico en el enfriamiento litosférico donde desaparece la fusión interconectada
En resumen:
La comparación revela que aunque atenuación y velocidades muestran patrones generales similares, las diferencias específicas proporcionan información valiosa sobre los mecanismos físicos que operan en el manto bajo dorsales, particularmente sobre la distribución de temperatura y fusión parcial.
En la plataforma continental, observamos una alta atenuación aparente ($\Delta t^{*} > 2.5$$\sim$s) y retrasos en los tiempos de viaje ($\delta T_{S} > 3.0$$\sim$s). Estas señales son probablemente producto de dispersión somera o procesos de absorción en sedimentos poco consolidados; $\delta T_{S}$ varía en más de 2.0$\sim$s entre estaciones separadas por apenas 15$\sim$km, lo que requiere una fuente de variabilidad cercana a la superficie y descarta un origen en el manto. Las estaciones terrestres en el continente muestran valores medios de atenuación aparente más altos que las estaciones oceánicas, probablemente debido a disipación y dispersión en 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 alta atenuación en el noroeste del Pacífico en comparación con el resto de Estados Unidos continental (19), aunque una interpretación más detallada queda fuera del alcance de este estudio.
Este párrafo explica observaciones anómalas en la plataforma continental y su interpretación como efectos superficiales, no relacionados con el manto. Aquí está el desglose:
1. Observaciones principales en plataforma continental
Atenuación extremadamente alta: Δt∗>2.5 s (valores mayores que en las dorsales oceánicas)
Grandes retrasos en tiempos de viaje: δTS>3.0 s para ondas S
Alta variabilidad local: δTS varía más de 2.0 s en estaciones separadas por sólo 15 km
2. Interpretación: Origen superficial
La extrema variabilidad a pequeña escala indica que la fuente debe estar cerca de la superficie, no en el manto, porque:
Las anomalías del manto producirían variaciones más suaves y a mayor escala
Variaciones de 2.0 s en 15 km requieren heterogeneidades muy locales
Mecanismos propuestos:
Dispersión somera: Las ondas se dispersan en sedimentos heterogéneos
Absorción en sedimentos poco consolidados: Los sedimentos sueltos y saturados disipan mucha energía sísmica
3. Comparación continente vs océano
Estaciones terrestres: Valores medios de atenuación más altos que estaciones oceánicas
Causas probables:
Corteza continental más gruesa y heterogénea
Sedimentos no consolidados con alta capacidad de absorción
Sistema de arco volcánico (Cascadia) que puede contener fluidos y material parcialmente fundido en corteza
4. Consistencia con estudios previos
La alta atenuación en el noroeste del Pacífico (Washington, Oregon) ya había sido documentada
Es una región conocida por tener atenuación más alta que el resto de EE.UU. continental
Pero una interpretación detallada de estos efectos corticales queda fuera del alcance de este estudio (que se enfoca en el sistema de dorsales oceánicas)
5. Implicación metodológica importante
Estas observaciones sirven como advertencia para:
No interpretar automáticamente alta atenuación y bajas velocidades como indicadores de fusión en el manto
Considerar efectos corticales antes de atribuir señales a procesos mantélicos
Separar cuidadosamente los efectos de la estructura superficial vs profunda
En resumen:
El estudio identifica correctamente que las anomalías extremas en la plataforma continental son artefactos de efectos superficiales (sedimentos, corteza heterogénea) y no reflejan procesos en el manto, lo que valida su enfoque principal en las dorsales oceánicas donde estas complicaciones son menores.
El ajuste lineal de $\delta T_{S}$ frente a $\delta T_{P}$ produce una estimación de $Q_{P}/Q_{S}$ (intervalos de confianza al 95\%), asumiendo $\Delta t^{*}$ despreciable en la estación con menor atenuación. Este valor es cercano al teórico de $Q_{P} = 2.25 \, Q_{S}$ para un sólido de Poisson~\citep{Anderson1965} [o 2.46 para el \emph{Preliminary Reference Earth Model}~\citep{Dziewonski1981}], lo que indica que la suposición de atenuación despreciable del módulo volumétrico es muy válida en los océanos. La pendiente de $\delta T_{S}$ promediada por estación frente a $\delta T_{P}$ restringe el mejor valor de $\delta \ln V_{S} / \delta \ln V_{P}$ bajo la red de estaciones a (intervalos de confianza al 95\%). Este valor se encuentra dentro del rango predicho para velocidades controladas por temperatura~\citep{Hammond2000}, aunque dentro de la incertidumbre del valor teórico de 2.25 para un sólido de Poisson con perturbaciones únicamente en el módulo de corte, como se esperaría si el derretimiento, y no la temperatura, controla las variaciones de $Q$~\citep{Hammond2000}. Por lo tanto, no podemos descartar la posibilidad de que las heterogeneidades de velocidad estén impulsadas por fusión parcial, en lugar de por temperatura.
Este párrafo explica el análisis de los datos para distinguir entre dos posibles causas de las anomalías sísmicas: temperatura vs fusión parcial. Aquí está la explicación detallada:
1. Método utilizado
Se hace un ajuste lineal de δTS vs δTP (retrasos de ondas S vs P)
Esto permite estimar la relación QP/QS (factor de calidad para ondas P vs S)
Se asume que la estación con menor atenuación tiene Δt∗ despreciable
2. Resultado clave de Qₚ/Qₛ
El valor obtenido es cercano al teórico QP=2.25QS para un sólido de Poisson
Interpretación: La atenuación afecta principalmente al módulo de corte (que controla ondas S) y muy poco al módulo volumétrico (que controla ondas P)
Esto valida la suposición de que la atenuación del módulo volumétrico es despreciable en entornos oceánicos
3. Análisis de velocidades
La pendiente de δTS vs δTP también restringe δlnVS/δlnVP
Este parámetro indica cómo se relacionan las variaciones de velocidad de ondas S y P
4. Interpretación ambigua
El valor obtenido cae dentro del rango predicho para variaciones controladas por temperatura
Pero también está dentro de la incertidumbre del valor teórico 2.25 que se esperaría si:
Las variaciones fueran controladas principalmente por fusión parcial
Y las perturbaciones afectaran solo al módulo de corte
5. Conclusión importante
No se puede descartar ninguna de las dos hipótesis:
Podría ser temperatura la que controla las heterogeneidades de velocidad
Podría ser fusión parcial la responsable
O una combinación de ambos factores
Implicación científica
Este resultado muestra la limitación fundamental de usar solo datos de velocidad sísmica:
Las anomalías de velocidad por calentamiento térmico y por fusión parcial producen firmas similares en δlnVS/δlnVP
Se necesitan otros tipos de datos (atenuación, anisotropía, conductividad) para distinguirlas definitivamente
En resumen:
El análisis es consistentes con ambos escenarios (temperatura o fusión), por lo que el estudio no puede determinar cuál es el mecanismo dominante en esta región oceánica basándose únicamente en estas relaciones entre velocidades P y S.
El resultado central de este estudio es el sorprendentemente elevado valor de $\Delta t^{*}$ medido en la dorsal, en relación con el valor de referencia fuera del eje. De acuerdo con las perturbaciones predichas en la temperatura y el inicio de la fusión parcial \citep{Dasgupta2013}, los modelos de velocidad mantélica globales y locales indican que la firma sísmica de las dorsales de expansión pasiva se extiende hasta profundidades de $\sim$200$\sim$km \citep{Hammond2003}, y que el $\Delta t^{*}$ medido entre ondas $S$ y $sS$ parece acumularse en el manto a no más de 200$\sim$km de profundidad \citep{Flanagan1994}. La transición abrupta en la atenuación entre estaciones en el eje y fuera de eje, al este de la dorsal de Juan de Fuca (JdF), indica que gran parte de la atenuación ocurre a profundidades menores que aquellas en las que las trayectorias de los rayos hacia estaciones fuera del eje atraviesan la dorsal ($\sim$150$\sim$km). Inferimos que las contribuciones a la atenuación relacionada con la dorsal también se originan por encima de esta profundidad, requiriendo un valor medio de $Q_{S} \approx 25$ bajo la dorsal, como límite superior [asumiendo $Q_{S} \approx 90$ en la región de referencia de 4–8$\sim$Ma \citep{Dalton2009}]. Valores de $Q_{S} < 90$ en la región de referencia fuera del eje reducirían la estimación de $Q_{S}$ en el eje. El valor $Q_{S} \approx 25$ es sustancialmente menor que el promedio $Q_{S} \approx 70$ observado en la región del experimento \emph{MELT} (Mantle Electromagnetic and Tomography) \citep{YANG2007}, aunque concuerda con modelos de atenuación de dorsal que ajustan velocidades de corte del EPR \citep{SaskiaGoes2012}. La discrepancia puede deberse en parte a diferencias en la resolución lateral entre nuestros datos de ondas de cuerpo y la atenuación de ondas superficiales promediadas lateralmente, pero la dorsal de expansión más rápida del EPR también podría ser, en general, menos atenuante que la JdF. Los valores más bajos de $Q_{S} < 25$ previamente observados en el manto fueron detectados en el retroarco de Lau \citep{Abers2014}.
Este pársofo presenta el resultado central del estudio y lo contextualiza con investigaciones previas. Aquí está la explicación detallada:
1. Hallazgo principal
Valores sorprendentemente altos de Δt∗ (atenuación diferencial) en la dorsal
Contraste muy marcado entre valores en el eje vs fuera del eje
2. Profundidad de la atenuación
Modelos globales y locales indican que la firma sísmica de dorsales se extiende hasta ~200 km de profundidad
Estudios previos (Flanagan, 1994) sugieren que la atenuación medida se acumula principalmente por encima de 200 km
La transición abrupta en atenuación entre estaciones en eje vs fuera del eje sugiere que:
La atenuación ocurre a <150 km de profundidad
Las trayectorias de rayos hacia estaciones fuera del eje no atraviesan la zona más attenuante
3. Cálculo de Qₛ bajo la dorsal
Asumiendo: QS≈90 en región de referencia (4-8 Ma)
Se infiere: QS≈25 bajo la dorsal como límite superior
Nota: Si el Qₛ de referencia fuera <90, entonces el Qₛ bajo la dorsal sería aún menor
4. Comparación con otros estudios
Este estudio: QS≈25 bajo Juan de Fuca (JdF)
Experimento MELT (EPR): QS≈70 (valor mucho más alto)
Posibles explicaciones de la discrepancia:
Diferencias en resolución: Ondas de cuerpo (este estudio) vs ondas superficiales (MELT)
Diferencias entre dorsales: EPR (expansión rápida) vs JdF (expansión intermedia)
La dorsal JdF podría ser intrínsecamente más attenuante que el EPR
5. Contexto global de valores extremos
QS≈25 es muy bajo (alta atenuación)
Valores comparables sólo se han observado en el retroarco de Lau (QS<25)
El retroarco de Lau es una región con fusión extensa y fluidos, lo que sugiere que JdF podría tener condiciones similares
Implicaciones científicas
Alta fusión bajo JdF: Valores de Qₛ ~25 indican fusión parcial significativa en el manto
Zona de fusión somera: La atenuación se concentra a <150 km, sugiriendo fusión en la parte superior del manto
Heterogeneidad entre dorsales: No todas las dorsales son iguales - JdF parece tener mayor fusión que el EPR
Método válido: Los datos de ondas de cuerpo pueden revelar estructuras que las ondas superficiales (con menor resolución) no detectan
En resumen:
El estudio demuestra que la dorsal Juan de Fuca tiene una anomalía de atenuación extremadamente fuerte en el manto superior, con valores de Qₛ comparables a los de los entornos más attenuantes del planeta, lo que sugiere procesos de fusión muy activos y posiblemente diferentes a los de otras dorsales mejor estudiadas.
Evaluación de efectos extrínsecos
Nuestro enfoque mide únicamente la atenuación aparente. El enfoque a largos períodos, la defocalización a períodos cortos o la dispersión dependiente de la frecuencia podrían inducir una sobreestimación de la disipación anelástica intrínseca \citep{Richards:Menke1983,Wielandt1993}. Mostramos que el $\Delta t^{*}$ medido no puede originarse en un exceso comparativo de energía de largo período (enfocada) en estaciones de dorsal (véase Material Suplementario). Estas estaciones presentan amplitudes absolutas más bajas que las estaciones en la llanura abisal en todas las frecuencias, pero cada vez más reducidas en altas frecuencias, como se espera de la atenuación intrínseca. Estudios previos muestran que una energía de corto período fuertemente defocalizada se retrasaría considerablemente (hasta $\sim$5$\sim$s) con respecto a los arribos no dispersados \citep{Allen1999}. Esto no concuerda con los residuos de tiempo de viaje moderados ($<2.5$$\sim$s) en la dorsal ni con el buen ajuste simultáneo de los espectros de amplitud y fase. Finalmente, la relación estimada $Q_{P}/Q_{S} = 2.44$ indica atenuación despreciable del módulo volumétrico, mientras que la mayoría de los modelos de dispersión elástica predicen típicamente $Q_{P} \approx Q_{S}$ \citep{Richards:Menke1983}. La dispersión elástica produciría fuertes trenes de coda para los arribos con mayor atenuación aparente; sin embargo, observamos lo opuesto: una mayor persistencia de energía de alta frecuencia tras el arribo principal en las estaciones menos atenuadas (Fig.~1). Las excepciones, que confirman la regla, son las mediciones de estaciones someras en el prisma de acreción, que registran bajos $Q_{P}/Q_{S}$, altos valores de $\Delta t^{*}$ y $\delta T_{S}$ que varían hasta 3.0$\sim$s en distancias cortas, y coda de alta frecuencia energética. Estas señales presentan las características propias de dispersión o efectos en sedimentos blandos, los cuales están notablemente ausentes en estaciones sobre el eje de la dorsal. No podemos descartar la posibilidad de que la dispersión elástica contribuya parcialmente a la atenuación aparente, pero los datos son inconsistentes con que juegue un papel dominante.
Este párrafo es una discusión metodológica crucial donde los autores defienden que su medición de atenuación refleja principalmente disipación anelástica intrínseca (por fusión/temperatura) y no artefactos de dispersión elástica. Aquí está el análisis:
1. Problema potencial identificado
El estudio mide atenuación aparente (Δt∗)
Esta podría sobreestimar la atenuación intrínseca real si hay:
Defocalización a períodos cortos
Dispersión dependiente de la frecuencia
Efectos de energía de largo período
2. Evidencia contra sobreestimación por efectos de foco
Las estaciones en la dorsal muestran amplitudes absolutas más bajas en todas las frecuencias vs estaciones en llanura abisal
La reducción es mayor en altas frecuencias → firma típica de atenuación intrínseca
Esto descarta que haya un exceso de energía de largo período que inflara artificialmente Δt∗
3. Evidencia contra dispersión elástica dominante
Dispersión elástica produciría:
Retrasos grandes (~5 s) en llegadas
Trenes de coda energéticos en estaciones con alta atenuación aparente
QP/QS≈1
Lo que observan:
Retrasos moderados (<2.5 s)
Buena concordancia entre espectros de amplitud y fase
QP/QS=2.44 (cercano a 2.25-2.46 teórico para atenuación intrínseca)
Menos coda de alta frecuencia en estaciones más atenuadas (lo opuesto a lo esperado por dispersión)
4. Caso de prueba: estaciones en prisma de acreción
Estas sí muestran patrón típico de dispersión:
Bajos QP/QS
Altos Δt∗
δTS muy variables en distancias cortas
Coda de alta frecuencia energética
Confirmación: Estos efectos sí existen donde se esperan (sedimentos), pero están ausentes en las dorsales
5. Conclusión
No pueden descartar completamente que la dispersión elástica contribuya algo
Pero los datos son inconsistentes con que juegue un papel dominante
La atenuación observada en dorsales refleja principalmente procesos anelásticos intrínsecos del manto
Importancia científica
Los autores demuestran rigurosamente que su señal no es un artefacto metodológico, validando que los valores extremos de Qₛ ≈ 25 bajo la dorsal reflejan realmente condiciones extremas de fusión/temperatura en el manto, no problemas de medición.
Roles respectivos de temperatura, agua y fusión
Este párrafo presenta un análisis cuantitativo clave que demuestra que las anomalías observadas no pueden explicarse solo por variaciones de temperatura, y introduce un enfoque para explorar otros factores. Aquí está la explicación:
1. Análisis del efecto térmico puro
Premisa: La termometría de la litosfera oceánica está bien entendida mediante modelos de enfriamiento conductivo
Método: Usan relaciones anelásticas experimentalmente calibradas para calcular:
QS predicho
Velocidades sísmicas predichas
Solo por heterogeneidad térmica (sin fusión, sin agua, sin cambios de grano)
2. Resultado crucial
Comparación: Estación en eje dorsal vs estación a 300 km
Predicción térmica pura: Δt∗≤0.21 s
Observado: Valores ~1.7 s (en el eje)
Conclusión: El efecto térmico explica solo ~12% de la atenuación observada
Velocidades: La predicción térmica es 3 veces menor que las observadas
3. Implicación fundamental
Los efectos térmicos por sí solos NO pueden explicar las observaciones
Se necesita algo más que solo temperatura para producir tanta atenuación
4. Enfoque ad hoc para explorar otros factores
Dado que la temperatura no basta, prueban sistemáticamente la contribución de:
Tamaño de grano del mineral (afecta la difusión y la atenuación)
Contenido de agua en el manto (reduce la viscosidad, aumenta la atenuación)
Presencia de fundido (fusión parcial - fuerte efecto en atenuación)
Método: Construyen estructuras hipotéticas del manto y añaden contribuciones de estos factores para ver cuáles reproducen las observaciones.
5. Complejidad e interrelaciones
El problema es complejo porque estos factores interactúan:
Agua → favorece fusión
Fusión → deshidrata la matriz sólida
Viscosidad → controla tamaño de grano vía tasa de deformación
Retroalimentaciones: Cambios en un factor afectan a los otros
Sigue siendo un gran desafío para modelado y experimentación
Conclusión general
El estudio demuestra rigurosamente que:
La temperatura sola es insuficiente → descarta explicaciones puramente térmicas
Se necesitan mecanismos adicionales (fusión, agua, cambios de microestructura)
La cuantificación de cada mecanismo es difícil debido a sus interacciones
Significado científico
Esta es una contribución importante porque:
Descartan definitivamente la hipótesis simple de "solo temperatura"
Establecen límites cuantitativos a las contribuciones relativas
Abren camino para modelado más sofisticado que incluya múltiples factores acoplados
Turner et al. \citep{Turner2014} presentan modelos de dorsales oceánicas (MOR) que incorporan una evolución dinámica del tamaño de grano en equilibrio, incluyendo un incremento moderado (~10×) en la tasa de deformación dentro de una región estrecha bajo el eje de la dorsal y en lóbulos laterales inmediatamente por debajo de las placas en enfriamiento. La consecuente reducción del tamaño de grano aumentaría la atenuación en el eje de la dorsal, pero se calcula que este efecto no superaría $\sim$0.2 s. Sin embargo, tamaños de grano reducidos también podrían favorecer la concentración axial de fusión y una mayor retención de fusión \textit{in situ} mediante gradientes de presión impulsados por energía superficial \citep{Wark2000GL}. La evolución dinámica del tamaño de grano constituye una de las principales incertidumbres en este análisis. Hasta donde sabemos, no existen experimentos que caractericen el crecimiento de grano en un ensamblaje multifásico que incluya fusión parcial. Si la presencia de fusión en la región en ascenso limita las tasas de crecimiento de grano \citep{Faul2006S}, los tamaños de grano relativamente reducidos también aumentarían la atenuación bajo el eje de la dorsal.
Este párrafo aborda el papel del tamaño de grano en los minerales del manto y su posible contribución a la atenuación observada bajo las dorsales. Aquí está la explicación detallada:
1. Modelos de evolución del tamaño de grano (Turner et al., 2014)
Concepto: El tamaño de grano en el manto puede evolucionar dinámicamente en respuesta a la deformación.
Mecanismo: Bajo el eje de la dorsal hay una zona de mayor deformación (~10× más alta) que reduce el tamaño de grano.
Patrón espacial:
Región estrecha bajo el eje
Lóbulos laterales bajo las placas en enfriamiento
2. Efecto directo en atenuación
Tamaño de grano reducido → Mayor atenuación sísmica
Pero: Turner et al. calculan que este efecto solo produciría ~0.2 s de Δt*
Comparación: Esto es mucho menor que los ~1.7 s observados en el estudio
Conclusión: La reducción de grano por deformación no es suficiente para explicar las observaciones
3. Efectos indirectos importantes
El tamaño de grano reducido podría facilitar otros procesos que sí producen mayor atenuación:
Concentración axial de fusión: Granos más pequeños favorecen que el magma se concentre hacia el eje
Retención de fusión in situ: Gradientes de presión por energía superficial (efecto de interface sólido-fundido) pueden retener más fusión en la matriz
4. Grandes incertidumbres
Falta de experimentos: No existen estudios que caractericen el crecimiento de grano en sistemas multifásicos con fusión
Efecto de la fusión: La presencia de magma podría limitar el crecimiento de grano (Faul, 2006), manteniendo granos pequeños por más tiempo
Retroalimentación positiva:
Fusión → reduce crecimiento de grano → granos más pequeños → más atenuación → podría favorecer más fusión
5. Implicación para la interpretación
El tamaño de grano reducido podría ser un factor contribuyente pero no el principal
Su efecto más importante podría ser indirecto: facilitar la concentración y retención de fusión
La falta de datos experimentales impide cuantificar con certeza esta contribución
En resumen:
Los autores reconocen que la evolución del tamaño de grano es una incógnita importante en su análisis. Aunque su efecto directo en atenuación parece menor (~0.2 s), sus efectos indirectos sobre la distribución y retención de fusión podrían ser significativos, pero no pueden cuantificarse adecuadamente debido a la falta de experimentos relevantes.
El agua ligada en minerales nominalmente anhidros del manto influye en la dinámica de las MOR mediante efectos de debilitamiento que también pueden incrementar la disipación sísmica \citep{Aizawa:2008}. No obstante, aunque el H$_2$O ligado favorece procesos difusivos que promueven la anelasticidad, también aumenta las tasas de crecimiento de grano, produciendo un efecto neto modesto sobre la atenuación \citep{Abers2014}. Esto se refleja (Tabla 1) en un incremento $<$0.1 s calculado para una región estrecha, enriquecida en agua, debido al ascenso por debajo del \textit{solidus} seco en el eje de la dorsal \citep{Morgan1997}.
Este párrafo analiza el papel del agua (H₂O) en los minerales del manto y su efecto neto en la atenuación sísmica. Aquí está la explicación:
1. Efectos del agua en el manto
Agua ligada: H₂O incorporado en minerales nominalmente anhidros del manto (como olivino)
Efectos conocidos:
Debilita los minerales → facilita la deformación
Incrementa la disipación sísmica (atenuación) al promover procesos difusivos
2. Mecanismos contrapuestos
El agua produce dos efectos opuestos en la atenuación:
A) Aumenta la atenuación:
Promueve procesos difusivos que incrementan la anelasticidad
B) Disminuye la atenuación:
Acelera las tasas de crecimiento de grano → granos más grandes → menor atenuación
3. Resultado neto
El efecto neto es modesto: los dos mecanismos se contrarrestan
Cálculo cuantitativo: Agregar agua produce incremento < 0.1 s en Δt*
Esto es insignificante comparado con los ~1.7 s observados
4. Contexto geodinámico
Región estrecha enriquecida en agua: Zona bajo el eje de la dorsal donde el manto asciende por debajo del solidus seco (Morgan, 1997)
El agua permite que haya algo de fusión incluso a temperaturas más bajas
Pero aún así, el efecto en atenuación es mínimo
5. Implicación para la interpretación
El agua por sí sola no puede explicar la alta atenuación observada
Es un factor contribuyente menor (<6% del efecto total)
Se necesitan otros mecanismos (principalmente fusión) para explicar los valores extremos de atenuación
En resumen:
Aunque el agua influye en las propiedades reológicas del manto y promueve procesos de difusión que aumentan la atenuación, su efecto neto es pequeño debido a que también favorece el crecimiento de grano. El agua no es el mecanismo principal detrás de los altos valores de Δt* observados bajo la dorsal.
Las bajas velocidades sísmicas \citep{Hammond2003,nettles2008radially} y las altas conductividades eléctricas \citep{Key2013} constituyen una fuerte evidencia de que la fusión desempeña un papel importante en el control de las propiedades físicas del manto de las MOR hasta profundidades $>$200 km. Se encuentra que un modelo con fusión en una región rectangular hasta 120 km de profundidad requiere un 2\% de fusión en todo el volumen para producir los 1.7 s requeridos de atenuación. Esta caja presenta un promedio de $Q_S \approx 18$ a 1 Hz. Este modelo simple probablemente sobrestima la fracción de fusión a profundidad bajo el eje de la dorsal; no se cree que la fusión hidratada genere tanto fundido \textit{in situ} \citep{Asimow2004}, y el efecto poroelástico de la fusión implica que este modelo predice tiempos diferenciales de propagación que superan en $\sim$50\% a las observaciones. Un modelo más “realista” comprende regiones distintas de fusión isentrópica seca [0 a 60 km \citep{langmuir1992petrological}], fusión hidratada [60 a 120 km \citep{Asimow2004}] y fusión carbonatada profunda [120 a 180 km \citep{Dasgupta2013}], que contribuyen con $\sim$0.6, $\sim$0.5 y $\sim$0.6 s, respectivamente, reduciendo $Q_S$ en cada región a $\sim$20. El resultado final (Tabla 1) sobrestima ligeramente la atenuación, lo que quizás indica que parte de la fusión carbonatada también ocurre fuera del eje, reduciendo el valor diferencial de $t^*$. Las atenuaciones predichas de ondas P y los tiempos de propagación S y P también concuerdan con los valores observados, dentro del error. Cabe señalar que se utiliza una parametrización antigua de mediciones de atenuación en laboratorio \citep{Faul2005119}, que ofrece los mejores ajustes a los datos bajo la suposición de bajas fracciones de fusión. Una parametrización más reciente \citep{Jackson_2010} también puede reproducir la señal observada si se permite una mayor fusión \textit{in situ} o un efecto químico de la fusión más intenso, pero predice una disminución de viscosidad un orden de magnitud mayor (tabla S1).
Este párrafo presenta modelos cuantitativos que evalúan cuánta fusión parcial se necesita en el manto para explicar las observaciones sísmicas. Aquí está el análisis detallado:
1. Evidencia independiente de fusión profunda
Bajas velocidades sísmicas (Hammond, 2003; Nettles, 2008)
Alta conductividad eléctrica (Key, 2013)
Ambas apuntan a fusión parcial hasta >200 km de profundidad
2. Modelo simple: "Caja rectangular" de fusión
Geometría: Región rectangular hasta 120 km de profundidad
Requisito: 2% de fusión en todo el volumen
Resultado: Produce Δt* = 1.7 s (valor observado)
Qₛ promedio: ≈ 18 a 1 Hz (muy bajo)
Problemas con este modelo:
Sobrestima fusión real: No se cree posible generar 2% de fusión in situ
Predice retardos de tiempo ~50% mayores que los observados
3. Modelo realista: Tres zonas de fusión
Dividen el manto en tres regiones con diferentes mecanismos de fusión:
| Profundidad | Tipo de fusión | Contribución a Δt* | Qₛ resultante |
|---|---|---|---|
| 0–60 km | Fusión isentrópica seca | ~0.6 s | ~20 |
| 60–120 km | Fusión hidratada | ~0.5 s | ~20 |
| 120–180 km | Fusión carbonatada profunda | ~0.6 s | ~20 |
Total: Δt* ≈ 1.7 s (coincide con observaciones)
4. Ajustes y discrepancias
Ligera sobrestimación: Quizás porque parte de la fusión carbonatada ocurre fuera del eje
Concordancias:
Atenuación de ondas P predicha ≈ observada
Tiempos de propagación S y P ≈ observados (dentro del error)
5. Incertidumbre en parametrizaciones
Parametrización usada: Faul et al. (2005) → mejor ajuste con bajas fracciones de fusión
Parametrización alternativa: Jackson et al. (2010) → requiere más fusión o efecto químico más fuerte
Predice disminución de viscosidad 10× mayor
También puede reproducir observaciones
Implicaciones científicas clave
La fusión es necesaria: Los modelos sin fusión no pueden explicar las observaciones
Fusión distribuida en profundidad: Múltiples mecanismos contribuyen a diferentes profundidades
Incertidumbre cuantitativa: Diferentes parametrizaciones de laboratorio dan diferentes estimaciones de fracción de fusión
Consistencia multivariable: El modelo reproduce simultáneamente atenuación y velocidades
En resumen:
El estudio concluye que se necesita ~1.7% de fusión distribuida en tres capas entre 0-180 km de profundidad para explicar las observaciones, con diferentes mecanismos de fusión operando a diferentes profundidades. La elección de parametrización de laboratorio afecta las estimaciones exactas de fracción de fusión, pero todas las modelaciones confirman que la fusión parcial es el mecanismo dominante.
Si la estructura de bajo $Q$ se extendiera hasta 250 km de profundidad, el $Q_S$ medio bajo la dorsal sería 34, en lugar de 20 a 25. Sin embargo, se esperaría que una región de ascenso de 250 km de profundidad fuera visible en estaciones fuera del eje, mientras que (al menos en el caso de JdF) el gradiente lateral en la atenuación es abrupto (Fig. 2). Una estructura atenuante inclinada hacia el oeste o asimétrica podría acentuar la brusquedad de la transición para estaciones al este del eje. Nuestro modelo, aunque no único, satisface las restricciones de una fuerte atenuación confinada al eje de la dorsal hasta $\leq$150 km de profundidad, con mínima complejidad.
El análisis indica que cantidades razonables de fusión subaxial profunda [$\phi \leq 2\%$ en todas partes, consistente con estimaciones a partir de desequilibrios en series U \citep{Lundstrom2003}] pueden reproducir la atenuación diferencial observada en estaciones del eje, incluso sin considerar un efecto mayor de la fusión carbonatada. Incorporando argumentos de física mineral que escalan las tasas de deformación por fluencia difusiva con la atenuación \citep{McCarthy2011,Abers2014}, los valores de $Q_S$ en el modelo corresponden al menos a una reducción de viscosidad de $\sim$150$\times$ entre profundidades de 50 y 150 km (Tabla 1). Aunque esta estimación cuantitativa está vinculada a varias suposiciones en el modelo, el efecto cualitativo de debilitamiento de la fusión parcial en los límites de grano está bien establecido para agregados cristalinos \citep{Mei2002}.
Este párrafo sintetiza las conclusiones principales del estudio sobre la estructura profunda y las implicaciones reológicas del manto bajo la dorsal. Aquí está el análisis:
1. Discusión sobre la profundidad de la anomalía
Escenario alternativo: Si la zona de bajo QS se extendiera hasta 250 km de profundidad:
El QS promedio sería 34 (en lugar de 20–25)
Problema: Una anomalía tan profunda debería ser visible en estaciones fuera del eje
Realidad: El gradiente lateral de atenuación es abrupto (sugiere anomalía somera)
Posible solución: Estructura asimétrica o inclinada hacia el oeste podría explicar la transición brusca al este del eje
2. Modelo preferido
Profundidad: Anomalía confinada a ≤150 km
Ventaja: Explica la atenuación fuerte en el eje + transición abrupta lateral
Característica: Mínima complejidad (modelo parsimonioso)
3. Fracción de fusión consistente
Fracción de fusión: ϕ≤2% en todas las profundidades
Consistente con: Estimaciones independientes de desequilibrios de series de Uranio (Lundstrom, 2003)
Nota: Esto funciona incluso sin considerar un efecto mayor de fusión carbonatada
4. Implicaciones reológicas cruciales
Usan relaciones de física mineral que conectan:
Atenuación sísmica (QS)
Tasas de deformación por fluencia difusiva
Viscosidad del manto
Resultado cuantitativo:
Reducción de viscosidad de ~150× entre 50–150 km de profundidad
Esto significa el manto bajo la dorsal es 150 veces más débil que el manto normal
5. Robustez de las conclusiones
Estimación cuantitativa: Depende de suposiciones del modelo
Efecto cualitativo: Bien establecido experimentalmente (Mei, 2002)
La fusión parcial en límites de grano debilita significativamente los agregados cristalinos
Implicaciones geodinámicas principales
Zona de fusión somera: La anomalía está concentrada por encima de 150 km
Fusión moderada pero suficiente: ≤2% de fusión explica las observaciones
Manto muy débil bajo dorsales: Viscosidad ~150× menor facilita:
Ascenso del manto
Descompresión y fusión
Separación de melt
Base experimental sólida: El debilitamiento por fusión en límites de grano está bien documentado
En resumen:
El estudio concluye que una anomalía de fusión moderada (≤2%) concentrada por encima de 150 km explica todas las observaciones sísmicas y implica un debilitamiento extremo del manto (~150×) bajo la dorsal, consistente con principios establecidos de física mineral.
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