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Vulcanismo intraplaca

El vulcanismo intraplaca es aquel que se produce lejos de los márgenes de las placas tectónicas . [ 1 ] La mayor parte de la actividad volcánica tiene lugar en los márgenes de l...

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El vulcanismo intraplaca es aquel que se produce lejos de los márgenes de las placas tectónicas . [ 1 ] La mayor parte de la actividad volcánica tiene lugar en los márgenes de las placas, y existe un amplio consenso entre los geólogos de que esta actividad se explica bien mediante la teoría de la tectónica de placas . Sin embargo, el origen de la actividad volcánica dentro de las placas sigue siendo controvertido.

Mecanismos

Entre los mecanismos propuestos para explicar el vulcanismo intraplaca se incluyen las plumas del manto, el movimiento no rígido dentro de las placas tectónicas (el modelo de placas) y los impactos . Es probable que distintos mecanismos expliquen los diferentes casos de vulcanismo intraplaca. [ 2 ]

Modelo de pluma

Una superpluma generada por procesos de enfriamiento en el manto (LVZ = zona de baja velocidad ) [ 3 ]

Una pluma del manto es un mecanismo propuesto para la convección de rocas anormalmente calientes dentro del manto terrestre . Debido a que la cabeza de la pluma se funde parcialmente al alcanzar profundidades someras, a menudo se la invoca como la causa de puntos calientes volcánicos , como Hawái o Islandia , y grandes provincias ígneas como las Trampas del Decán y las Trampas de Siberia . Algunas de estas regiones volcánicas se encuentran lejos de los límites de las placas tectónicas , mientras que otras representan un vulcanismo de volumen inusualmente grande cerca de dichos límites.

La hipótesis de las plumas del manto ha requerido una elaboración progresiva de hipótesis que ha llevado a propuestas variantes como miniplumas y plumas pulsantes. [ 4 ]

Conceptos

Las plumas del manto fueron propuestas por primera vez por J. Tuzo Wilson en 1963 [ 5 ] y desarrolladas posteriormente por W. Jason Morgan en 1971. Se postula la existencia de una pluma del manto donde la roca caliente se nuclea en el límite núcleo-manto y asciende a través del manto terrestre, convirtiéndose en un diapiro en la corteza terrestre . [ 6 ] En particular, el concepto de que las plumas del manto están fijas entre sí y ancladas en el límite núcleo-manto proporcionaría una explicación natural para las cadenas de volcanes más antiguos que se extienden a lo largo del tiempo desde algunos de estos puntos calientes, como la cadena de montes submarinos Hawái-Emperador . Sin embargo, los datos paleomagnéticos muestran que las plumas del manto pueden estar asociadas con Grandes Provincias de Baja Velocidad de Cizallamiento (LLSVP) [ 7 ] y que sí se mueven. [ 8 ]

Se proponen dos procesos convectivos en gran medida independientes:

  • el amplio flujo convectivo asociado con la tectónica de placas, impulsado principalmente por el hundimiento de placas frías de la litosfera hacia la astenosfera del manto
  • La pluma del manto, impulsada por el intercambio de calor a través del límite entre el núcleo y el manto, transporta el calor hacia arriba en una columna estrecha y ascendente, y se postula que es independiente de los movimientos de las placas.

La hipótesis de la pluma se estudió mediante experimentos de laboratorio realizados en pequeños tanques llenos de fluido a principios de la década de 1970. [ 9 ] Las plumas fluidodinámicas térmicas o composicionales producidas de esa manera se presentaron como modelos para las plumas del manto postuladas, mucho más grandes. Con base en estos experimentos, ahora se postula que las plumas del manto constan de dos partes: un conducto largo y delgado que conecta la parte superior de la pluma con su base, y una cabeza bulbosa que se expande a medida que la pluma asciende. Se considera que toda la estructura se asemeja a un hongo. La cabeza bulbosa de las plumas térmicas se forma porque el material caliente se mueve hacia arriba a través del conducto más rápido que la propia pluma a través de su entorno. A finales de la década de 1980 y principios de la de 1990, experimentos con modelos térmicos mostraron que, a medida que la cabeza bulbosa se expande, puede arrastrar parte del manto adyacente hacia la cabeza.

Los tamaños y la aparición de plumas del manto en forma de hongo se pueden predecir fácilmente mediante la teoría de inestabilidad transitoria desarrollada por Tan y Thorpe. [ 10 ] [ 11 ] La teoría predice plumas del manto en forma de hongo con cabezas de aproximadamente 2000  km de diámetro que tienen un tiempo crítico de aproximadamente 830 Myr para un flujo de calor del manto central de 20  mW/m 2 , mientras que el tiempo del ciclo es de aproximadamente 2 Gyr. [ 12 ] Se predice que el número de plumas del manto es de aproximadamente 17.

Cuando una columna de magma se encuentra con la base de la litosfera, se espera que se aplane contra esta barrera y experimente una fusión por descompresión generalizada para formar grandes volúmenes de magma basáltico. Luego puede erupcionar en la superficie. El modelado numérico predice que la fusión y la erupción tendrán lugar durante varios millones de años. [ 13 ] Estas erupciones se han vinculado a basaltos de inundación , aunque muchos de ellos erupcionan en escalas de tiempo mucho más cortas (menos de 1 millón de años). Ejemplos incluyen las Trampas del Decán en la India, las Trampas de Siberia en Asia, los basaltos/doleritas de Karoo-Ferrar en Sudáfrica y la Antártida, las trampas de Paraná y Etendeka en América del Sur y África (anteriormente una sola provincia separada por la apertura del Océano Atlántico Sur), y los basaltos del río Columbia en América del Norte. Los basaltos de inundación en los océanos se conocen como mesetas oceánicas, e incluyen la Meseta de Ontong Java en el Océano Pacífico occidental y la Meseta de Kerguelen en el Océano Índico.

El estrecho conducto vertical, o canal, que se postula que conecta la cabeza de la pluma con el límite núcleo-manto, se considera que proporciona un suministro continuo de magma a una ubicación fija, a menudo denominada "punto caliente". A medida que la placa tectónica suprayacente (litosfera) se mueve sobre este punto caliente, se espera que la erupción de magma desde el conducto fijo hacia la superficie forme una cadena de volcanes paralela al movimiento de la placa. [ 14 ] La cadena de islas hawaianas en el océano Pacífico es el ejemplo típico. Recientemente se ha descubierto que el lugar volcánico de esta cadena no se ha mantenido fijo a lo largo del tiempo, y por lo tanto se unió al grupo de los muchos ejemplos típicos que no presentan la característica clave propuesta originalmente. [ 15 ]

La erupción de basaltos de inundación continentales suele asociarse con la fragmentación y la ruptura continental . Esto ha dado lugar a la hipótesis de que las plumas del manto contribuyen a la fragmentación continental y a la formación de cuencas oceánicas. En el contexto del modelo alternativo de placas, la ruptura continental es un proceso integral a la tectónica de placas, y el vulcanismo masivo se produce como consecuencia natural cuando comienza. [ 16 ]

La teoría actual de la pluma del manto postula que el material y la energía del interior de la Tierra se intercambian con la corteza superficial en dos modos distintos: el régimen predominante y estacionario de tectónica de placas impulsado por la convección del manto superior , y un régimen intermitente y puntuo de inversión del manto impulsado por la convección de la pluma. [ 6 ] Este segundo régimen, si bien suele ser discontinuo, es periódicamente significativo en la formación de montañas [ 17 ] y la fragmentación continental. [ 18 ]

Química, flujo de calor y fusión
Simulación hidrodinámica de un único "dedo" de la inestabilidad de Rayleigh-Taylor , un posible mecanismo para la formación de la pluma. [ 19 ] En el tercer y cuarto fotograma de la secuencia, la pluma forma una "tapa de hongo". Nótese que el núcleo está en la parte superior del diagrama y la corteza en la parte inferior.
Sección transversal de la Tierra que muestra la ubicación del manto superior (3) e inferior (5), la capa D″ (6) y el núcleo externo (7) e interno (9).

La composición química e isotópica de los basaltos encontrados en puntos calientes difiere sutilmente de los basaltos de dorsales oceánicas. [ 20 ] Estos basaltos, también llamados basaltos de islas oceánicas (OIB), se analizan en sus composiciones de isótopos estables y radiogénicos. En los sistemas de isótopos radiogénicos, el material subducido originalmente crea tendencias divergentes, denominadas componentes del manto. [ 21 ] Los componentes del manto identificados son DMM (manto de basalto de dorsal oceánica empobrecido (MORB)), HIMU (manto con alta relación U/Pb), EM1 (manto enriquecido 1), EM2 (manto enriquecido 2) y FOZO (zona de foco). [ 22 ] [ 23 ] Esta firma geoquímica surge de la mezcla de materiales cercanos a la superficie, como placas subducidas y sedimentos continentales, en la fuente del manto. Hay dos interpretaciones contrapuestas para esto. En el contexto de las plumas del manto, se postula que el material cercano a la superficie fue transportado hasta el límite entre el núcleo y el manto por placas subducidas, y que posteriormente fue transportado de vuelta a la superficie por plumas. En el contexto de la hipótesis de las placas, el material subducido se recircula mayormente en el manto superficial y es extraído desde allí por los volcanes.

Los isótopos estables como el Fe se utilizan para rastrear los procesos que experimenta el material ascendente durante la fusión. [ 24 ]

El procesamiento de la corteza oceánica, la litosfera y los sedimentos a través de una zona de subducción desacopla los oligoelementos solubles en agua (p. ej., K, Rb, Th) de los oligoelementos inmóviles (p. ej., Ti, Nb, Ta), concentrando estos últimos en la placa oceánica (los oligoelementos solubles en agua se incorporan a la corteza en los volcanes de arco insular). La tomografía sísmica muestra que las placas oceánicas subducidas se hunden hasta el fondo de la zona de transición del manto, a 650  km de profundidad. La subducción a mayores profundidades es menos segura, pero existen indicios de que podrían hundirse hasta profundidades del manto medio-inferior, a unos 1500  km.

Se postula que el origen de las plumas del manto es el límite núcleo-manto a 3000  km de profundidad. [ 25 ] Debido a que hay poco transporte de material a través de este límite, la transferencia de calor debe ocurrir por conducción, con gradientes adiabáticos por encima y por debajo del mismo. El límite núcleo-manto es una fuerte discontinuidad térmica (de temperatura). La temperatura del núcleo es aproximadamente 1000 grados Celsius más alta que la del manto suprayacente. Se postula que las plumas ascienden a medida que la base del manto se vuelve más caliente y menos densa.

Se postula que las plumas ascienden a través del manto y comienzan a fundirse parcialmente al alcanzar profundidades someras en la astenosfera mediante fusión por descompresión . Esto generaría grandes volúmenes de magma. La hipótesis de las plumas postula que este magma asciende a la superficie y entra en erupción, formando puntos calientes.

El manto inferior y el núcleo

Temperatura terrestre calculada en función de la profundidad. Curva discontinua: convección del manto estratificado ; curva continua: convección de todo el manto. [ 26 ]

El contraste térmico más prominente conocido en el  manto profundo (1000 km) se encuentra en el límite núcleo-manto, a 2900  km. Originalmente se postuló que las plumas del manto se originaban en esta capa, ya que se creía que los "puntos calientes", que se consideran su manifestación superficial, estaban fijos entre sí. Esto implicaba que las plumas se originaban debajo de la astenosfera superficial, la cual se cree que fluye rápidamente en respuesta al movimiento de las placas tectónicas suprayacentes. No se conoce ninguna otra capa límite térmica importante en las profundidades de la Tierra, por lo que el límite núcleo-manto era el único candidato.

La base del manto se conoce como la capa D″ , una subdivisión sismológica de la Tierra. Parece tener una composición distinta a la del manto suprayacente y puede contener material parcialmente fundido.

En el manto inferior , bajo África y bajo el Pacífico central, existen dos provincias muy extensas y de baja velocidad de cizallamiento . Se postula que se elevan plumas desde su superficie o sus bordes. [ 27 ] Se creía que sus bajas velocidades sísmicas sugerían que eran relativamente calientes, aunque recientemente se ha demostrado que sus bajas velocidades de onda se deben a la alta densidad causada por la heterogeneidad química. [ 28 ] [ 29 ]

Evidencia a favor de la teoría

Se han citado diversas líneas de evidencia en apoyo de las plumas del manto. Existe cierta confusión respecto a qué constituye apoyo, ya que ha habido una tendencia a redefinir las características postuladas de las plumas del manto después de que se han realizado observaciones. [ 4 ]

Algunas de las pruebas comunes y básicas que se citan para respaldar la teoría son las cadenas volcánicas lineales, los gases nobles , las anomalías geofísicas y la geoquímica .

Cadenas volcánicas lineales

La distribución progresiva en edad de la cadena de montes submarinos Hawaiian-Emperor se ha explicado como resultado de una pluma fija del manto profundo que asciende al manto superior, se funde parcialmente y provoca la formación de una cadena volcánica a medida que la placa se mueve por encima en relación con la fuente fija de la pluma. [ 25 ] Otros "puntos calientes" con cadenas volcánicas progresivas en el tiempo detrás de ellos incluyen Reunión , la Dorsal Chagos-Laccadive , la Dorsal Louisville , la Dorsal Ninety East y Kerguelen , Tristan y Yellowstone .

Un aspecto intrínseco de la hipótesis de la pluma es que los "puntos calientes" y sus rastros volcánicos han permanecido fijos entre sí a lo largo del tiempo geológico. Si bien existen evidencias de que las cadenas mencionadas anteriormente son progresivas en el tiempo, se ha demostrado que no están fijas entre sí. El ejemplo más notable de esto es la cadena Emperor, la parte más antigua del sistema de Hawái, que se formó por la migración de la actividad volcánica a través de una placa geoestacionaria. [ 15 ]

Muchos de los supuestos "puntos calientes" carecen de rastros volcánicos progresivos en el tiempo, como Islandia, las Galápagos y las Azores. Las discrepancias entre las predicciones de la hipótesis y las observaciones suelen explicarse mediante procesos auxiliares como el "viento del manto", la "captura de dorsales", el "escape de dorsales" y el flujo lateral de material de la pluma.

Gases nobles y otros isótopos

El helio-3 es un isótopo primordial que se formó en el Big Bang . Se produce muy poco y otros procesos han añadido poco a la Tierra desde entonces. [ 30 ] El helio-4 incluye un componente primordial, pero también se produce por la desintegración radiactiva natural de elementos como el uranio y el torio . Con el tiempo, el helio de la atmósfera superior se pierde en el espacio. Por lo tanto, la Tierra se ha ido agotando progresivamente en helio, y el 3He no se reemplaza como lo hace el 4He . Como resultado, la proporción 3He / 4He en la Tierra ha disminuido con el tiempo.

Se han observado valores inusualmente altos de ³He / ⁴He en algunos, pero no en todos, los "puntos calientes". En la teoría de las plumas del manto, esto se explica por plumas que acceden a un reservorio primordial profundo en el manto inferior, donde las proporciones originales y elevadas de ³He / ⁴He se han conservado a lo largo del tiempo geológico. [ 31 ] En el contexto de la hipótesis de las placas, las proporciones elevadas se explican por la preservación de material antiguo en el manto superficial. Las proporciones antiguas y elevadas de ³He / ⁴He se conservarían particularmente bien en materiales que carecen de U o Th, por lo que no se añadió ⁴He con el tiempo. El olivino y la dunita , ambos encontrados en la corteza subducida, son materiales de este tipo. [ 30 ]

Se ha sugerido que otros elementos, como el osmio , son trazadores de material proveniente de las proximidades del núcleo terrestre, en basaltos de islas oceánicas. Sin embargo, hasta el momento no existe una prueba concluyente al respecto. [ 32 ]

anomalías geofísicas
Diagrama que muestra una sección transversal a través de la litosfera terrestre (en amarillo) con magma ascendiendo desde el manto (en rojo). La corteza puede moverse en relación con la pluma, creando una trayectoria .

La hipótesis de la pluma se ha puesto a prueba buscando las anomalías geofísicas que se predice que están asociadas a ella. Estas incluyen anomalías térmicas, sísmicas y de elevación. Las anomalías térmicas son inherentes al término "punto caliente". Se pueden medir de diversas maneras, incluyendo el flujo de calor superficial, la petrología y la sismología. Las anomalías térmicas producen anomalías en la velocidad de las ondas sísmicas, pero, desafortunadamente, también lo hacen la composición y la fusión parcial. Por lo tanto, la velocidad de las ondas no puede usarse de forma simple y directa para medir la temperatura, sino que se deben emplear enfoques más sofisticados.

Las anomalías sísmicas se identifican mediante el mapeo de variaciones en la velocidad de las ondas a medida que viajan a través de la Tierra. Se predice que una pluma del manto caliente tendrá velocidades de ondas sísmicas más bajas en comparación con material similar a una temperatura más baja. El material del manto que contiene trazas de fusión parcial (por ejemplo, como resultado de tener un punto de fusión más bajo), o que es más rico en Fe, también tiene una velocidad de ondas sísmicas más baja, y estos efectos son más fuertes que la temperatura. Por lo tanto, aunque las velocidades de onda inusualmente bajas se han interpretado como indicativas de un manto anómalamente caliente debajo de "puntos calientes", esta interpretación es ambigua. [ 4 ] Las imágenes de velocidad de ondas sísmicas más citadas que se utilizan para buscar variaciones en regiones donde se han propuesto plumas provienen de la tomografía sísmica. Este método implica el uso de una red de sismómetros para construir imágenes tridimensionales de la variación en la velocidad de las ondas sísmicas a lo largo del manto. [ 33 ]

Las ondas sísmicas generadas por grandes terremotos permiten determinar la estructura del subsuelo terrestre a lo largo de su trayectoria. Las ondas sísmicas que han viajado mil kilómetros o más (también llamadas ondas telesísmicas ) pueden utilizarse para obtener imágenes de grandes regiones del manto terrestre. Sin embargo, su resolución es limitada y solo permiten detectar estructuras de al menos varios cientos de kilómetros de diámetro.

Las imágenes de tomografía sísmica se han citado como evidencia de varias plumas del manto en el manto terrestre. [ 34 ] Sin embargo, existe un debate intenso y continuo sobre si las estructuras observadas se resuelven de manera fiable y si corresponden a columnas de roca caliente en ascenso. [ 35 ]

La hipótesis de la pluma del manto predice que se desarrollarán elevaciones topográficas en forma de domo cuando las cabezas de las plumas impacten la base de la litosfera. Una elevación de este tipo ocurrió cuando se abrió el océano Atlántico Norte hace unos 54 millones de años. Algunos científicos han vinculado este hecho con una pluma del manto que, según se postula, causó la fragmentación de Eurasia y la apertura del Atlántico Norte, y que ahora se sugiere que subyace a Islandia . Sin embargo, las investigaciones actuales han demostrado que la historia temporal de la elevación es probablemente mucho más corta de lo previsto. Por lo tanto, no está claro hasta qué punto esta observación respalda la hipótesis de la pluma del manto.

Geoquímica

Los basaltos que se encuentran en las islas oceánicas son geoquímicamente distintos de los que se hallan en las dorsales oceánicas y los volcanes asociados a las zonas de subducción (basaltos de arco insular). El basalto de isla oceánica también es similar a los basaltos que se encuentran en todos los océanos, tanto en montes submarinos pequeños como grandes (que se cree que se formaron por erupciones en el fondo marino que no emergieron a la superficie del océano). Además, su composición es similar a la de algunos basaltos que se encuentran en el interior de los continentes (por ejemplo, en la llanura del río Snake ).

En cuanto a los elementos principales, los basaltos de islas oceánicas suelen tener mayores concentraciones de hierro (Fe) y titanio (Ti) que los basaltos de dorsales oceánicas con contenidos similares de magnesio (Mg). En cuanto a los elementos traza , suelen estar más enriquecidos en elementos de tierras raras ligeras que los basaltos de dorsales oceánicas. En comparación con los basaltos de arcos insulares, los basaltos de islas oceánicas tienen menor contenido de alúmina ( Al₂O₃ ) y mayor contenido de elementos traza inmóviles (p. ej., Ti, Nb , Ta ).

Estas diferencias resultan de procesos que ocurren durante la subducción de la corteza oceánica y la litosfera del manto . La corteza oceánica (y en menor medida, el manto subyacente) se hidrata típicamente en diversos grados en el fondo marino, en parte como resultado de la meteorización del fondo marino y en parte en respuesta a la circulación hidrotermal cerca de la cresta de la dorsal oceánica donde se formó originalmente. A medida que la corteza oceánica y la litosfera subyacente subducen, se libera agua por reacciones de deshidratación, junto con elementos solubles en agua y oligoelementos. Este fluido enriquecido asciende para metasomatizar la cuña del manto suprayacente y conduce a la formación de basaltos de arco insular. La placa subducida está empobrecida en estos elementos móviles en agua (por ejemplo, K , Rb , Th , Pb ) y, por lo tanto, relativamente enriquecida en elementos que no son móviles en agua (por ejemplo, Ti, Nb, Ta) en comparación con los basaltos de dorsal oceánica y de arco insular.

Los basaltos de islas oceánicas también están relativamente enriquecidos en elementos inmóviles en relación con los elementos móviles en el agua. Esto, junto con otras observaciones, se ha interpretado como un indicio de que la distintiva firma geoquímica de los basaltos de islas oceánicas resulta de la inclusión de un componente de material de placa subducida. Este material debió reciclarse en el manto, luego fundirse nuevamente e incorporarse a las lavas erupcionadas. En el contexto de la hipótesis de la pluma, se postula que las placas subducidas se subdujeron hasta el límite núcleo-manto y fueron transportadas de regreso a la superficie en plumas ascendentes. En la hipótesis de la placa, se postula que las placas se reciclaron a profundidades menores, en los primeros cientos de kilómetros que conforman el manto superior . Sin embargo, la hipótesis de la placa es inconsistente tanto con la geoquímica de los fundidos superficiales de la astenosfera (es decir, basaltos de dorsales oceánicas) como con las composiciones isotópicas de los basaltos de islas oceánicas.

Sismología

En 2015, basándose en datos de 273 grandes terremotos, los investigadores compilaron un modelo basado en tomografía de forma de onda completa , que requirió el equivalente a 3 millones de horas de tiempo de supercomputadora. [ 36 ] Debido a limitaciones computacionales, todavía no se pudieron utilizar datos de alta frecuencia, y los datos sísmicos permanecieron inaccesibles para gran parte del fondo marino. [ 36 ] No obstante, se visualizaron plumas verticales, 400 °C más calientes que la roca circundante, bajo muchos puntos calientes, incluidos los puntos calientes de Pitcairn , Macdonald , Samoa , Tahití , Marquesas , Galápagos , Cabo Verde y Canarias . [ 37 ] Se extendían casi verticalmente desde el límite núcleo-manto (2900  km de profundidad) hasta una posible capa de cizallamiento y flexión a 1000  km. [ 36 ] Fueron detectables porque tenían 600–800  km de ancho, más de tres veces el ancho esperado por los modelos contemporáneos. [ 36 ] Muchas de estas plumas se encuentran en las grandes provincias de baja velocidad de cizallamiento bajo África y el Pacífico, mientras que otros puntos calientes como Yellowstone estaban menos claramente relacionados con las características del manto en el modelo. [ 38 ]

El tamaño inesperado de las columnas deja abierta la posibilidad de que conduzcan la mayor parte de los 44 teravatios de flujo de calor interno de la Tierra desde el núcleo hasta la superficie, lo que implica que el manto inferior experimenta menos convección de la esperada, o incluso ninguna. Es posible que exista una diferencia de composición entre las columnas y el manto circundante que las ralentice y las ensanche. [ 36 ]

Ubicaciones sugeridas para las plumas del manto

Un ejemplo de ubicaciones de la pluma sugeridas por un grupo reciente. [ 39 ] Figura de Foulger (2010). [ 4 ]

Se han sugerido muchas localidades diferentes como posibles emplazamientos de plumas del manto, y los científicos no logran ponerse de acuerdo en una lista definitiva. Algunos científicos sugieren la existencia de varias decenas de plumas, [ 39 ] mientras que otros afirman que no existe ninguna. [ 4 ] La teoría se inspiró en el sistema volcánico de Hawái. Hawái es un gran edificio volcánico situado en el centro del océano Pacífico, lejos de cualquier límite de placas. Su cadena regular y progresiva en el tiempo de islas y montes submarinos se ajusta superficialmente a la teoría de las plumas. Sin embargo, es casi única en la Tierra, ya que no existe nada tan extremo en ningún otro lugar. El segundo candidato más fuerte para la ubicación de una pluma suele citarse como Islandia, pero según los detractores de la hipótesis de las plumas, su naturaleza masiva puede explicarse por las fuerzas tectónicas de placas a lo largo del centro de expansión del Atlántico medio.

Se ha sugerido que las plumas del manto son la fuente de los basaltos de inundación . [ 40 ] [ 41 ] Estas erupciones extremadamente rápidas y a gran escala de magmas basálticos han formado periódicamente provincias de basalto de inundación continental en tierra y mesetas oceánicas en las cuencas oceánicas, como las Trampas del Decán , [ 42 ] las Trampas de Siberia , [ 43 ] los basaltos de inundación de Karoo-Ferrar de Gondwana , [ 44 ] y el basalto de inundación continental más grande conocido, la provincia magmática del Atlántico Central (CAMP). [ 45 ]

Muchos eventos de basalto de inundación continental coinciden con la formación de rifts continentales. [ 46 ] Esto es consistente con un sistema que tiende al equilibrio: a medida que la materia asciende en una pluma del manto, otro material es arrastrado hacia el manto, causando la formación de rifts. [ 46 ]

teoría de placas

La hipótesis de las plumas del manto desde las profundidades no es universalmente aceptada como explicación de todo este vulcanismo. Ha requerido una elaboración progresiva de hipótesis que ha dado lugar a propuestas variantes como las miniplumas y las plumas pulsantes. Otra hipótesis para regiones volcánicas inusuales es la teoría de las placas . Esta propone una fuga pasiva y superficial de magma desde el manto hacia la superficie terrestre donde la extensión de la litosfera lo permite, atribuyendo la mayor parte del vulcanismo a procesos tectónicos de placas, con volcanes lejos de los límites de las placas resultantes de la extensión intraplaca. [ 4 ]

Esquema de la teoría de placas. Azul medio: litosfera; azul claro/verde: manto superior heterogéneo; amarillo: manto inferior; naranja/rojo: límite núcleo-manto. La extensión litosférica permite que el magma preexistente (rojo) ascienda. [ 47 ]

La teoría de las placas atribuye toda la actividad volcánica en la Tierra, incluso aquella que superficialmente parece anómala, al funcionamiento de la tectónica de placas . Según esta teoría, la causa principal del vulcanismo es la extensión de la litosfera . La extensión de la litosfera es función del campo de esfuerzos litosféricos . La distribución global de la actividad volcánica en un momento dado refleja el campo de esfuerzos litosféricos contemporáneo, y los cambios en la distribución espacial y temporal de los volcanes reflejan cambios en dicho campo. Los principales factores que rigen la evolución del campo de esfuerzos son:

  1. Cambios en la configuración de los límites de las placas .
  2. Movimientos verticales.
  3. Contracción térmica.
Ilustración de modelos contrapuestos sobre el reciclaje de la corteza terrestre y el destino de las placas subducidas. La hipótesis de la pluma implica una subducción profunda (derecha), mientras que la hipótesis de la placa se centra en una subducción superficial (izquierda).

A principios de la década de 2000, la insatisfacción con el estado de la evidencia sobre las plumas del manto y la proliferación de hipótesis ad hoc impulsaron a varios geólogos, liderados por Don L. Anderson , Gillian Foulger y Warren B. Hamilton , a proponer una alternativa amplia basada en procesos superficiales en el manto superior y por encima de él, con énfasis en la tectónica de placas como fuerza impulsora del magmatismo. [ 48 ]

La hipótesis de las placas sugiere que el vulcanismo "anómalo" resulta de la extensión litosférica que permite que el magma ascienda pasivamente desde la astenosfera subyacente. Por lo tanto, es conceptualmente la inversa de la hipótesis de las plumas, ya que la hipótesis de las placas atribuye el vulcanismo a procesos superficiales y subsuperficiales asociados con la tectónica de placas, en lugar de a procesos activos que se originan en el límite entre el núcleo y el manto.

La extensión litosférica se atribuye a procesos relacionados con la tectónica de placas. Estos procesos se comprenden bien en las dorsales oceánicas, donde se produce la mayor parte del vulcanismo terrestre. Se reconoce con menos frecuencia que las propias placas se deforman internamente, lo que puede permitir el vulcanismo en aquellas regiones donde la deformación es extensional. Ejemplos bien conocidos son la provincia de Basin and Range en el oeste de Estados Unidos, el valle del Rift de África Oriental y el Graben del Rin . Según esta hipótesis, los volúmenes variables de magma se atribuyen a variaciones en la composición química (grandes volúmenes de vulcanismo corresponden a material del manto más fácilmente fundible) en lugar de a diferencias de temperatura.

Si bien no se niega la presencia de convección profunda del manto y surgencia en general, la hipótesis de las placas sostiene que estos procesos no dan lugar a plumas del manto, en el sentido de estructuras verticales columnares que abarcan la mayor parte del manto terrestre, transportan grandes cantidades de calor y contribuyen al vulcanismo superficial. [ 4 ] : 277

Bajo el paraguas de la hipótesis de las placas, se reconocen los siguientes subprocesos, todos los cuales pueden contribuir a permitir el vulcanismo superficial: [ 4 ]

  • Ruptura continental;
  • Fertilidad en las dorsales oceánicas;
  • Aumento del vulcanismo en las uniones de los límites de las placas;
  • Convección sublitósférica a pequeña escala;
  • extensión intraplaca oceánica;
  • Desgarro y rotura de losas;
  • Convección del manto superficial;
  • Cambios laterales abruptos en la tensión en las discontinuidades estructurales;
  • extensión intraplaca continental;
  • Adelgazamiento litosférico catastrófico;
  • Acumulación y drenaje del magma sublitosférico.

La extensión litosférica permite que el material fundido preexistente en la corteza y el manto escape a la superficie. Si la extensión es severa y adelgaza la litosfera hasta el punto de que la astenosfera se eleva, entonces se produce material fundido adicional por ascenso de descompresión .

Una de las principales virtudes de la teoría de las placas es que extiende la tectónica de placas a una explicación unificadora del vulcanismo terrestre, lo que elimina la necesidad de recurrir a hipótesis ajenas diseñadas para acomodar casos de actividad volcánica que superficialmente parecen excepcionales. [ 47 ] [ 49 ] [ 50 ] [ 51 ] [ 52 ]

Orígenes de la teoría de las placas

Desarrollada a finales de los años 60 y durante los 70, la tectónica de placas proporcionó una explicación elegante para la mayor parte de la actividad volcánica de la Tierra. En los límites de expansión, donde las placas se separan, la astenosfera se descomprime y se funde para formar nueva corteza oceánica . En las zonas de subducción , las placas de corteza oceánica se hunden en el manto, se deshidratan y liberan volátiles que disminuyen la temperatura de fusión y dan lugar a arcos volcánicos y extensiones de trasarco . Sin embargo, varias provincias volcánicas no se ajustan a este modelo simple y tradicionalmente se han considerado casos excepcionales que requieren una explicación no tectónica de placas.

Justo antes del desarrollo de la tectónica de placas a principios de la década de 1960, el geofísico canadiense John Tuzo Wilson sugirió que las cadenas de islas volcánicas se forman por el movimiento del fondo marino sobre puntos calientes relativamente estacionarios en centros estables de celdas de convección del manto . [ 53 ] A principios de la década de 1970, la idea de Wilson fue retomada por el geofísico estadounidense W. Jason Morgan . Para explicar el suministro de magma de larga duración que algunas regiones volcánicas parecían requerir, Morgan modificó la hipótesis, desplazando la fuente a una capa límite térmica . Debido a la aparente fijeza de algunas fuentes volcánicas con respecto a las placas, propuso que este límite térmico era más profundo que el manto superior en convección sobre el que se deslizan las placas y lo ubicó en el límite núcleo-manto , a 3000  km bajo la superficie. Sugirió que las estrechas corrientes de convección ascienden desde puntos fijos en este límite térmico y forman conductos que transportan material anormalmente caliente a la superficie. [ 54 ] [ 55 ]

Esta, la teoría de la pluma del manto , se convirtió en la explicación dominante para las aparentes anomalías volcánicas durante el resto del siglo XX. [ 56 ] [ 57 ] Sin embargo, poner a prueba la hipótesis está plagado de dificultades. Un principio central de la teoría de la pluma es que la fuente de fusión es significativamente más caliente que el manto circundante, por lo que la prueba más directa es medir la temperatura de la fuente de los magmas. Esto es difícil ya que la petrogénesis de los magmas es extremadamente compleja, lo que hace que las inferencias de la petrología o la geoquímica sobre las temperaturas de la fuente no sean fiables. [ 58 ] Los datos sísmicos utilizados para proporcionar restricciones adicionales sobre las temperaturas de la fuente son muy ambiguos. [ 59 ] Además de esto, varias predicciones de la teoría de la pluma han resultado infructuosas en muchos lugares que supuestamente están subyacidos por plumas del manto, [ 60 ] [ 58 ] y también hay razones teóricas significativas para dudar de la hipótesis. [ 61 ] [ 62 ]

Los problemas mencionados han inspirado a un número creciente de geocientíficos, liderados por el geofísico estadounidense Don L. Anderson y la geofísica británica Gillian R. Foulger , a buscar otras explicaciones para la actividad volcánica que no se explican fácilmente mediante la tectónica de placas. En lugar de introducir otra teoría ajena, estas explicaciones amplían esencialmente el alcance de la tectónica de placas de manera que puedan dar cabida a la actividad volcánica que antes se consideraba fuera de su ámbito. La modificación clave del modelo básico de tectónica de placas consiste en flexibilizar el supuesto de que las placas son rígidas. Esto implica que la extensión litosférica ocurre no solo en los límites de las placas en expansión, sino también en el interior de las placas, un fenómeno que cuenta con un sólido respaldo tanto teórico como empírico. [ 50 ] [ 51 ]

En las últimas dos décadas, la teoría de las placas se ha convertido en un programa de investigación coherente, que ha atraído a numerosos seguidores y ha ocupado a investigadores de diversas subdisciplinas de las ciencias de la Tierra . También ha sido objeto de varias conferencias internacionales y numerosos artículos revisados ​​por pares, y es el tema de dos importantes volúmenes editados por la Sociedad Geológica de América [ 63 ] [ 64 ] y un libro de texto. [ 58 ]

Desde 2003, el debate y el desarrollo de la teoría de las placas se han visto impulsados ​​por el sitio web mantleplumes.org , alojado por la Universidad de Durham (Reino Unido) , un importante foro internacional con contribuciones de geocientíficos que trabajan en una amplia variedad de especialidades.

extensión litosférica

La extensión litosférica a escala global es una consecuencia necesaria de la falta de cierre de los circuitos de movimiento de las placas y equivale a un límite de expansión lenta adicional. La extensión resulta principalmente de los tres procesos siguientes.

  1. Cambios en la configuración de los límites de las placas. Estos pueden ser resultado de diversos procesos, incluyendo la formación o aniquilación de placas y límites, y el retroceso de las placas (hundimiento vertical de las placas subducidas que provoca la migración de las fosas oceánicas hacia el océano).
  2. Movimientos verticales resultantes de la delaminación de la corteza inferior y la litosfera del manto, y del ajuste isostático posterior a la erosión , la orogénesis o el derretimiento de los casquetes polares .
  3. Contracción térmica, que se acumula hasta alcanzar la mayor cantidad en placas grandes como la del Pacífico .

La extensión resultante de estos procesos se manifiesta en una variedad de estructuras que incluyen zonas de rift continental (por ejemplo, el Rift de África Oriental ), límites de placas oceánicas difusas (por ejemplo, Islandia ), [ 65 ] [ 66 ] regiones extensionales de trasarco continental (por ejemplo, la provincia de Basin and Range en el oeste de Estados Unidos ), cuencas de trasarco oceánicas (por ejemplo, la cuenca de Manus en el mar de Bismarck frente a Papúa Nueva Guinea ), regiones de antearco (por ejemplo, el Pacífico occidental), [ 67 ] y regiones continentales que experimentan delaminación litosférica (por ejemplo, Nueva Zelanda ). [ 68 ]

La ruptura continental comienza con la formación de rifts. Cuando la extensión es persistente y se compensa completamente con magma proveniente del ascenso astenosférico, se forma corteza oceánica y el rift se convierte en un límite de placa en expansión. Si la extensión es aislada y efímera, se clasifica como intraplaca. La formación de rifts puede ocurrir tanto en la corteza oceánica como en la continental y varía desde cantidades menores hasta cantidades similares a las observadas en los límites de placa en expansión. Todas ellas pueden dar lugar a magmatismo. [ 52 ]

En el Atlántico nororiental se observan diversos estilos extensionales. La fragmentación continental comenzó a finales del Paleozoico , seguida de una desestabilización catastrófica a finales del Cretácico y principios del Paleoceno . Esta última posiblemente fue causada por el retroceso de la placa alpina, que generó extensión en toda Europa. Una fragmentación más severa ocurrió a lo largo de la sutura caledoniana, una zona de debilidad preexistente donde el océano Iapetus se cerró alrededor de los 420 Ma . A medida que la extensión se localizó, la corteza oceánica comenzó a formarse alrededor de los 54 Ma, persistiendo una extensión difusa alrededor de Islandia. [ 69 ]

Algunas fallas intracontinentales son esencialmente ejes de ruptura continental fallidos, y algunas de ellas forman uniones triples con límites de placas. La Falla de África Oriental, por ejemplo, forma una unión triple con el Mar Rojo y el Golfo de Adén , ambos en la etapa de expansión del fondo oceánico. De igual modo, la Falla Centroamericana constituye dos brazos de una unión triple junto con un tercero que separó el Cratón Amazónico de Laurentia hace aproximadamente 1.1 Ga . [ 70 ]

En el oeste de Estados Unidos se ha producido una actividad volcánica diversa, producto de la extensión litosférica. La cordillera de las Cascadas es una cadena volcánica de trasarco que se extiende desde la Columbia Británica hasta el norte de California . La extensión de trasarco continúa hacia el este en la provincia de Cuencas y Sierras , con vulcanismo a pequeña escala distribuido por toda la región.

La placa del Pacífico es la placa tectónica más grande de la Tierra, cubriendo aproximadamente un tercio de la superficie terrestre. Experimenta una considerable extensión y deformación por cizallamiento debido a la contracción térmica de la litosfera. La deformación por cizallamiento es mayor en el área entre Samoa y la Microplaca del Este , [ 71 ] un área repleta de provincias volcánicas como la cadena Cook - Austral , las Islas Marquesas y Sociedad , el archipiélago de Tuamotu , las dorsales de Fuca y Pukapuka y la isla Pitcairn .

Fuente de magma

El volumen de magma que se intruye o erupciona en una determinada área de extensión litosférica depende de dos variables: (1) la disponibilidad de magma preexistente en la corteza y el manto; y (2) la cantidad de magma adicional aportado por el ascenso por descompresión. Este último depende de tres factores: (a) el espesor litosférico; (b) la magnitud de la extensión; y (c) la fusibilidad y la temperatura de la fuente.

Existe abundante material fundido preexistente tanto en la corteza como en el manto. En la corteza, el material fundido se almacena bajo volcanes activos en depósitos poco profundos que se alimentan de otros más profundos. En la astenosfera, se cree que una pequeña cantidad de material fundido parcial proporciona una capa débil que actúa como lubricante para el movimiento de las placas tectónicas. La presencia de material fundido preexistente significa que el magmatismo puede ocurrir incluso en áreas donde la extensión litosférica es modesta, como las líneas volcánicas de Camerún y Pitcairn - Gambier . [ 52 ]

La tasa de formación de magma por descompresión de la astenosfera depende de la altura que esta pueda alcanzar, lo cual, a su vez, depende del espesor de la litosfera. A partir de modelos numéricos, resulta evidente que la formación de magma fundido en los basaltos de inundación más grandes no puede ser simultánea a su emplazamiento. [ 72 ] Esto significa que el magma fundido se forma durante un período más prolongado, se almacena en reservorios —probablemente ubicados en el límite litosfera-astenosfera— y se libera por extensión litosférica. Que grandes volúmenes de magma se almacenan en la base de la litosfera se evidencia en observaciones de grandes provincias magmáticas como el Gran Dique en Zimbabue y el Complejo Ígneo de Bushveld en Sudáfrica . Allí, la litosfera gruesa permaneció intacta durante el magmatismo de gran volumen, por lo que se puede descartar el ascenso por descompresión a la escala requerida, lo que implica que grandes volúmenes de magma debieron haber preexistido. [ 73 ]

Si la extensión es severa y produce un adelgazamiento significativo de la litosfera, la astenosfera puede ascender a poca profundidad, induciendo la fusión por descompresión y produciendo mayores volúmenes de magma. En las dorsales oceánicas, donde la litosfera es delgada, el ascenso por descompresión produce una tasa moderada de magmatismo. El mismo proceso también puede producir magmatismo de pequeño volumen sobre o cerca de rifts continentales de lenta extensión. Debajo de los continentes, la litosfera tiene hasta 200  km de espesor. Si una litosfera de este espesor experimenta una extensión severa y persistente, puede romperse y la astenosfera puede ascender a la superficie, produciendo decenas de millones de kilómetros cúbicos de magma a lo largo de ejes de cientos de kilómetros de longitud. Esto ocurrió, por ejemplo, durante la apertura del Océano Atlántico Norte, cuando la astenosfera ascendió desde la base de la litosfera pangea hasta la superficie. [ 52 ]

Ejemplos

La gran mayoría de las provincias volcánicas que se consideran anómalas en el contexto de la tectónica de placas rígidas se han explicado ahora mediante la teoría de placas. [ 64 ] [ 63 ] Los ejemplos típicos de este tipo de actividad volcánica son Islandia , Yellowstone y Hawái . Islandia es el ejemplo típico de una anomalía volcánica situada en un límite de placa. Yellowstone, junto con la llanura oriental del río Snake al oeste, es el ejemplo típico de una anomalía volcánica intracontinental. Hawái, junto con la cadena de montes submarinos Hawái-Emperador , es el ejemplo típico de una anomalía volcánica intraoceánica. [ 58 ]

Islandia
Mapa regional del Atlántico Nororiental. Batimetría en color; topografía terrestre en gris. RR: Dorsal de Reykjanes; KR: Dorsal de Kolbeinsey; JMMC: Microcontinente de Jan Mayen; AR: Dorsal de Aegir; FI: Islas Feroe. Líneas rojas: límites del orógeno caledoniano y fallas asociadas, discontinuas donde se extrapolan al océano Atlántico más joven. [ 66 ]

Islandia es un  escudo basáltico de 1 km de altura y 450 x 300 km de extensión, situado en la dorsal oceánica del noreste del océano Atlántico. Comprende más de 100 volcanes, activos o extintos, y ha sido objeto de un extenso estudio por parte de los geocientíficos durante varias décadas.

Islandia debe entenderse en el contexto de la estructura más amplia y la historia tectónica del Atlántico nororiental . El Atlántico nororiental se formó a principios del Cenozoico cuando, tras un extenso período de rifting, Groenlandia se separó de Eurasia al comenzar la fragmentación de Pangea . Al norte de la ubicación actual de Islandia, el eje de ruptura se propagó hacia el sur a lo largo de la Sutura Caledoniana. Al sur, el eje de ruptura se propagó hacia el norte. Los dos ejes estaban separados por unos 100  km de este a oeste y 300  km de norte a sur. Cuando los dos ejes se desarrollaron hasta la expansión completa del fondo oceánico, la región continental de 100 x 300 km entre las dos zonas de rift formó el microcontinente islandés , que experimentó una extensión y cizallamiento difusos a lo largo de varios ejes de rift orientados hacia el norte, y se emplazaron lavas basálticas en y sobre la corteza continental estirada. Este estilo de extensión persiste a través de zonas de rift paralelas que con frecuencia se extinguen y son reemplazadas por otras nuevas. [ 66 ]

Este modelo explica varias características distintivas de la región:

  1. Persistencia de un puente terrestre subaéreo que unía Groenlandia con las Islas Feroe, el cual se fragmentó cuando el Atlántico nororiental tenía unos 1.000  km de ancho, y cuyas partes más antiguas forman ahora una dorsal submarina poco profunda.
  2. La inestabilidad y el desacoplamiento de las dorsales oceánicas hacia el norte y el sur. Hacia el norte, la dorsal de Aegir se extinguió hace aproximadamente 31-28 millones de años y su extensión se transfirió a la dorsal de Kolbeinsey , a unos 400  km al oeste. En la dorsal de Reykjanes, hacia el sur, tras unos 16 millones de años de expansión perpendicular a la dirección de la dorsal, esta cambió de dirección y se convirtió en un sistema de dorsal transformante que posteriormente migró hacia el este.
  3. Propiedades de la corteza bajo la dorsal Groenlandia-Islandia-Feroe. Aquí, la corteza tiene  un espesor de entre 30 y 40 km. Su combinación de baja velocidad de ondas sísmicas y alta densidad desafía la clasificación como corteza oceánica gruesa e indica, en cambio, que se trata de corteza continental inflada por magma. Esto sugiere que Islandia es el resultado de una extensión persistente de la corteza continental, la cual fue estructuralmente resistente a la propagación continua de las nuevas dorsales oceánicas. Como resultado, la extensión continental continuó durante un período excepcionalmente largo y aún no ha dado paso a una verdadera expansión oceánica. La producción de magma es similar a la de las dorsales oceánicas adyacentes, que producen corteza oceánica de alrededor de 10  km de espesor, aunque bajo Islandia, en lugar de formar corteza oceánica, el magma se emplaza dentro y sobre la corteza continental estirada.
  4. La petrología y geoquímica inusuales de Islandia, que es aproximadamente un 10 % silícica e intermedia, con una geoquímica similar a la de basaltos de inundación como Karoo y Deccan que han sufrido asimilación silícica de, o contaminación por, corteza continental. [ 66 ]
Yellowstone
Mapa geológico del noroeste de EE. UU. que muestra fallas de la Cuenca y Cordillera, basaltos y riolitas <17 Ma. Las líneas azules representan contornos de edad aproximados de centros volcánicos silícicos a lo largo de la llanura oriental del río Snake y una tendencia contemporánea de vulcanismo silícico que se propaga en direcciones opuestas a través del centro de Oregón. [ 74 ]

Yellowstone y la llanura oriental del río Snake, al oeste, conforman un cinturón de grandes volcanes de caldera silícicos que se vuelven progresivamente más jóvenes hacia el este, culminando en la caldera de Yellowstone, actualmente activa , en el noroeste de Wyoming . Sin embargo, este cinturón está cubierto de lavas basálticas que no muestran una progresión temporal. Al estar ubicado en el interior de un continente, ha sido objeto de numerosos estudios, aunque la investigación se ha centrado principalmente en la sismología y la geoquímica para localizar fuentes en las profundidades del manto. Estos métodos no son adecuados para desarrollar una teoría de placas, que postula que el vulcanismo está asociado con procesos a poca profundidad.

Al igual que en Islandia, el vulcanismo en la región de Yellowstone-Eastern Snake River Plain debe entenderse en su contexto tectónico más amplio. La historia tectónica del oeste de Estados Unidos está fuertemente influenciada por la subducción de la Dorsal del Pacífico Oriental bajo la Placa Norteamericana, que comenzó hace aproximadamente 17 millones de años. Un cambio en el límite de placas, de subducción a cizallamiento, indujo una extensión a través del oeste de Estados Unidos. Esto provocó un vulcanismo generalizado, que comenzó con el Grupo Basalto del Río Columbia , cuya erupción se produjo a través de una zona de diques de 250 km de longitud que ensanchó la corteza varios kilómetros. Posteriormente, se formó la provincia de Cuencas y Cordilleras mediante fallas normales, lo que produjo un vulcanismo disperso con erupciones especialmente abundantes en tres zonas orientadas de este a oeste: Yellowstone-Eastern Snake River Plain, Valles y St. George. En comparación con las demás, la zona de Yellowstone-Eastern Snake River Plain se considera inusual debido a su cadena volcánica silícica progresiva en el tiempo y sus llamativas características geotérmicas.

La composición silícica de los volcanes indica una fuente en la corteza inferior. Si el vulcanismo fue resultado de la extensión litosférica, entonces la extensión a lo largo de la zona Yellowstone-Eastern Snake River Plain debe haber migrado de oeste a este durante los últimos 17 millones de años. [ 75 ] Hay evidencia de que este es el caso. El movimiento acelerado en fallas normales cercanas, que indica extensión en la provincia de Basin and Range, migra hacia el este coincidentemente con la migración del vulcanismo silícico. Esto se corrobora con mediciones de deformación reciente a partir de estudios GPS, que encuentran las zonas de extensión más intensas en la provincia de Basin and Range en el extremo este y extremo oeste y poca extensión en los 500  km centrales. [ 76 ] La zona Yellowstone-Eastern Snake River Plain, por lo tanto, probablemente refleja un lugar de extensión que ha migrado de oeste a este. [ 75 ] Esto se ve respaldado además por un magmatismo silícico análogo impulsado por extensión en otras partes del oeste de los Estados Unidos, por ejemplo en Coso Hot Springs [ 77 ] y Long Valley Caldera [ 78 ] en California.

Que el vulcanismo basáltico persistente resulta de una extensión simultánea a lo largo de toda la zona de Yellowstone-Eastern Snake River Plain es evidente en las mediciones GPS registradas entre 1987 y 2003, que registran extensión tanto al norte como al sur de la zona. [ 79 ] Se puede encontrar evidencia de extensión histórica en zonas de rift alimentadas por diques orientadas al noroeste responsables de flujos de basalto. [ 80 ] La analogía con actividad volcánica similar en Islandia y en dorsales oceánicas indica que los períodos de extensión son breves y, por lo tanto, que el vulcanismo basáltico a lo largo de la zona de Yellowstone-Eastern Snake River Plain ocurre en breves estallidos de actividad entre largos períodos de inactividad. [ 74 ]

Hawai

El sistema volcánico Hawái-Emperador es notoriamente difícil de estudiar. Se encuentra a miles de kilómetros de cualquier masa continental importante y está rodeado por un océano profundo; muy poca parte sobresale del nivel del mar y está cubierto por una gruesa capa de basalto que oculta su estructura más profunda. Está situado dentro de la Zona de Silencio Magnético del Cretácico , un período relativamente largo de polaridad normal en el campo magnético terrestre , por lo que las variaciones de edad en la litosfera son difíciles de determinar con precisión. Reconstruir la historia tectónica del Océano Pacífico en general es problemático porque las placas y los límites de placas anteriores, incluida la dorsal oceánica donde comenzó la cadena Emperador, han sido subducidos. Debido a estas dificultades, los geocientíficos aún no han desarrollado una teoría completa sobre los orígenes del sistema que pueda ser comprobada de manera concluyente.

Entre las observaciones que debe explicar cualquier teoría de este tipo se incluyen:

  1. La ubicación de Hawái se encuentra casi exactamente en el centro geométrico de la placa del Pacífico, es decir, en el punto medio de una línea que divide el Pacífico occidental, que está rodeado principalmente por zonas de subducción, y el Pacífico oriental, que está rodeado principalmente por dorsales oceánicas.
  2. El volumen de magma en aumento. En los últimos 50 millones de años, la tasa de producción de magma ha pasado de apenas 0,001 km³  por año a 0,25 km³ por año, un incremento de aproximadamente 250 veces. El magmatismo actual, responsable de la formación de la Isla Grande, lleva activo tan solo 2 millones de años. 
  3. El centro volcánico permaneció inmóvil con respecto al polo geomagnético y a la geometría de la placa del Pacífico durante aproximadamente 50 millones de años.
  4. Continuidad de la cadena hawaiana con la cadena del Emperador mediante una curvatura de 60°. Esta última se formó durante un período de 30 millones de años, durante el cual el centro volcánico migró hacia el sur-sureste. La migración cesó al comienzo de la cadena hawaiana. La curvatura de 60° no puede explicarse por un cambio en la dirección de las placas, ya que tal cambio no ocurrió. [ 81 ] [ 82 ]

La ausencia de anomalías regionales en el flujo de calor detectadas alrededor de las islas y montes submarinos extintos indica que los volcanes son características térmicas locales. [ 83 ] Según la teoría de placas, el sistema Hawái-Emperador se formó en una región de extensión de la Placa del Pacífico. La extensión de la placa es consecuencia de la deformación en los límites de las placas, la contracción térmica y el ajuste isostático. La extensión se originó en una dorsal oceánica hace unos 80 millones de años. El campo de esfuerzos de la placa evolucionó durante los siguientes 30 millones de años, lo que provocó que la región de extensión y el vulcanismo resultante migraran hacia el sur-sureste. Hace unos 50 millones de años, el campo de esfuerzos se estabilizó y la región de extensión se volvió casi estacionaria. Al mismo tiempo, el movimiento hacia el noroeste de la Placa del Pacífico aumentó y, durante los siguientes 50 millones de años, se formó la cadena hawaiana a medida que la placa se desplazaba a través de una región de extensión casi estacionaria. [ 52 ]

El aumento de la actividad volcánica en el sistema Hawái-Emperador refleja la disponibilidad de magma en la corteza y el manto. Los volcanes más antiguos de la cadena Emperador se formaron sobre litosfera oceánica joven y, por lo tanto, delgada. El tamaño de los montes submarinos aumenta con la edad del fondo marino, lo que indica que la disponibilidad de magma aumenta con el espesor de la litosfera. Esto sugiere que la fusión por descompresión puede contribuir, ya que también se espera que aumente con el espesor litosférico. El aumento significativo del magmatismo durante los últimos 2 millones de años indica un incremento importante en la disponibilidad de magma, lo que implica que se ha vuelto disponible un reservorio mayor de magma preexistente o una región fuente excepcionalmente fusible. La evidencia petrológica y geoquímica sugiere que esta fuente podría ser corteza oceánica metamorfizada antigua en la astenosfera, un material altamente fusible que produciría volúmenes de magma mucho mayores que las rocas del manto. [ 84 ] [ 85 ]

La hipótesis del impacto

Además de estos procesos, se sabe que eventos de impacto como los que crearon el cráter Addams en Venus y el Complejo Ígneo de Sudbury en Canadá causaron fusión y vulcanismo. En la hipótesis de impacto, se propone que algunas regiones de vulcanismo de punto caliente pueden ser desencadenadas por ciertos impactos oceánicos de gran cuerpo que pueden penetrar la litosfera oceánica más delgada , y el vulcanismo de basalto de inundación puede ser desencadenado por energía sísmica convergente enfocada en el punto antipodal opuesto a los principales sitios de impacto. [ 86 ] El vulcanismo inducido por impacto no ha sido estudiado adecuadamente y comprende una categoría causal separada de vulcanismo terrestre con implicaciones para el estudio de puntos calientes y tectónica de placas.

Comparación de las hipótesis

En 1997 fue posible, mediante tomografía sísmica, obtener imágenes de las placas tectónicas sumergidas que penetran desde la superficie hasta el límite entre el núcleo y el manto. [ 87 ]

Para el punto caliente de Hawái , la tomografía de difracción de ondas sísmicas de cuerpo de largo período proporcionó evidencia de que una pluma del manto es la responsable, como se había propuesto ya en 1971. [ 88 ] Para el punto caliente de Yellowstone , la evidencia sismológica comenzó a converger a partir de 2011 en apoyo del modelo de pluma, como concluyeron James et al., "favorecemos una pluma del manto inferior como origen del punto caliente de Yellowstone". [ 89 ] [ 90 ] Los datos adquiridos a través de Earthscope , un programa que recopila datos sísmicos de alta resolución en todo el territorio contiguo de Estados Unidos, han acelerado la aceptación de una pluma subyacente a Yellowstone. [ 91 ] [ 92 ]

Aunque existen pruebas contundentes de que al menos dos plumas profundas del manto ascienden hasta el límite entre el núcleo y el manto, la confirmación de que otras hipótesis pueden descartarse podría requerir pruebas tomográficas similares para otros puntos calientes.

Véase también

Referencias

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Lecturas adicionales

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  • Imagen de tomografía sísmica de la pluma del manto de Yellowstone.
  • Comisión de Grandes Provincias Ígneas
  • mantleplumes.org - sitio web escéptico sobre las plumas del manto, administrado y mantenido por Gillian R. Foulger.