Punto de acceso de Galápagos

Punto de acceso volcánico del Pacífico

El hotspot de Galápagos es un punto volcánico en el Océano Pacífico Oriental responsable de la creación de las Islas Galápagos , así como de tres importantes sistemas de crestas sísmicas, Carnegie , Cocos y Malpelo, que se encuentran sobre dos placas tectónicas. El punto de acceso está ubicado cerca del ecuador en la Placa de Nazca, no lejos del límite de la placa divergente con la Placa de Cocos . La configuración tectónica del hotspot se complica por la triple unión de las placas de Nazca y Cocos en Galápagos con la placa del Pacífico . El movimiento de las placas sobre el punto caliente está determinado no sólo por la expansión a lo largo de la cresta sino también por el movimiento relativo entre la Placa del Pacífico y las Placas de Cocos y Nazca.

Se cree que el punto de acceso tiene más de 20 millones de años y en ese tiempo ha habido interacción entre el punto de acceso, ambas placas, y el límite de la placa divergente, en el Centro de Expansión de Galápagos. Las lavas del hotspot no exhiben la naturaleza homogénea de muchos hotspots; en cambio, hay evidencia de cuatro embalses principales que alimentan el hotspot. Estos se mezclan en diversos grados en diferentes lugares del archipiélago y también dentro del Centro de Extensión de Galápagos.

Teoría del punto caliente

En 1963, el geofísico canadiense J. Tuzo Wilson propuso la teoría del "punto caliente" para explicar por qué, aunque la mayor parte de la actividad sísmica y volcánica ocurre en los límites de las placas, algunos ocurren lejos de los límites de las placas. La teoría afirmaba que debajo de ciertos puntos de la Tierra se encuentran áreas de magma pequeñas, duraderas y excepcionalmente "calientes". Estos lugares, denominados "puntos calientes", proporcionan sistemas localizados de calor y energía (penachos térmicos) que sustentan una actividad volcánica duradera en la superficie. Este vulcanismo forma montes submarinos que eventualmente se elevan por encima de la corriente oceánica, formando islas volcánicas. A medida que las islas se alejan lentamente del punto de acceso, por el movimiento de las placas deslizantes como lo describe la teoría de la tectónica de placas , el suministro de magma se corta y el volcán queda inactivo. Mientras tanto, el proceso se repite nuevamente, esta vez formando una nueva isla, una y otra vez hasta que el punto de acceso colapsa. La teoría se desarrolló para explicar la cadena de montes submarinos del Emperador Hawaiano , donde se podrían rastrear islas históricas hacia el noroeste en la dirección en que se mueve la Placa del Pacífico. La teoría inicial situaba estas fuentes fijas de calor para las columnas en las profundidades de la Tierra; sin embargo, investigaciones recientes han llevado a los científicos a creer que los puntos críticos son en realidad dinámicos y capaces de moverse por sí solos. ^{[1] [2]}

entorno tectónico

El hotspot de Galápagos tiene un entorno tectónico muy complicado. Se encuentra muy cerca de la cresta que se extiende entre las placas de Cocos y Nazca ; el punto de acceso interactúa con ambas placas y la cresta en expansión durante los últimos veinte millones de años, ya que la ubicación relativa del punto de acceso en relación con las placas ha variado. Basado en gradientes de velocidad sísmica similares de las lavas de las crestas Carnegie, Cocos y Malpelos, hay evidencia de que la actividad del punto caliente ha sido el resultado de un único derretimiento del manto largo en lugar de múltiples períodos de actividad y latencia. ^[3]

En Hawái, la evidencia sugiere que cada volcán tiene un período distinto de actividad a medida que el punto caliente se mueve bajo esa porción de la placa del Pacífico antes de quedar inactivo y luego extinguirse y erosionarse bajo el océano. Este no parece ser el caso en Galápagos, sino que hay evidencia de vulcanismo concurrente en una amplia zona. ^[4] Casi todas las Islas Galápagos muestran vulcanismo en el pasado geológico reciente, no sólo en la ubicación actual del punto crítico en Fernandina. ^[5] La siguiente lista proporciona las últimas fechas de erupción de los volcanes de Galápagos, ordenadas de oeste a este.

Se ha rastreado el movimiento de las placas de Nazca y Cocos. La placa de Nazca se mueve a 90 grados a un ritmo de 58 ± 2 km por millón de años. La Placa de Cocos se mueve a 41 grados a un ritmo de 83±3 km por millón de años. ^[3] La ubicación del punto de acceso a lo largo del tiempo se registra en la placa oceánica como Carnegie y Cocos Ridges.

La Cordillera Carnegie está en la placa de Nazca y tiene 600 km (373 millas) de largo y hasta 300 km (186 millas) de ancho. Está orientado paralelo al movimiento de las placas y su extremo oriental tiene aproximadamente 20 millones de años. Hay una silla prominente en la cresta a 86 grados oeste, donde la altura desciende mucho más cerca del fondo del océano circundante. Alguna vez se creyó que Malpelo Ridge, que tiene 300 km (186 millas) de largo, era parte de Carnegie Ridge. ^[6]

La Cordillera de Cocos es una característica de 1000 km de largo ubicada en la placa de Cocos y está orientada paralela al movimiento de las placas desde la falla transformante de 91 grados oeste en el Centro de Expansión de Galápagos hacia la costa panameña. El extremo noreste de la cresta data de hace entre 13 y 14,5 millones de años. ^[6] Sin embargo, la Isla del Coco en el extremo norte de la cresta tiene solo 2 millones de años y, por lo tanto, se creó en un momento mucho después de que la cresta se hubiera alejado del punto de acceso. ^[7] La ​​presencia de una pronunciada hiato sedimentaria en los sedimentos de Cocos Ridge indica que Cocos Ridge probablemente se combó en su subducción superficial inicial a lo largo de la Fosa Mesoamericana. ^[8]

El modelo actual para la interacción del hotspot y el centro de expansión entre las placas de Cocos y Nazca intenta explicar las crestas de ambas placas; la división entre Carnegie y Malpelo Ridge y la posterior actividad volcánica lejos del hotspot. Ha habido ocho fases principales en los últimos 20 millones de años. ^[6]

1. 19,5 millones de años – hace 14,5 millones de años: el punto caliente estaba ubicado en la placa de Nazca, formando una combinación de Cordilleras Carnegie y Malpelo. El tipo de lava que hizo erupción fue una mezcla de material de pluma y manto superior agotado , similar al tipo de lava que se encuentra en las islas centrales de Galápagos en el momento actual.
2. Desde hace 14,5 millones de años hasta hace 12,5 millones de años: el Centro de Expansión de Galápagos se desplazó hacia el sur y la cresta se superpuso al borde sur del hotspot. Se produjo menos material en erupción sobre la placa de Nazca, lo que provocó que se formara la silla de montar en Carnegie Ridge. El movimiento de la ubicación del Centro de Extensión de Galápagos comienza a separar la Cordillera Malpelo de la Cordillera Carnegie. La mayoría de las lavas de los puntos calientes se crean en la placa de Cocos, lo que da como resultado la formación de Cocos Ridge. Las lavas que se forman aquí son similares a los tipos que hacen erupción en los volcanes en escudo occidentales de Galápagos, que son predominantemente columnas.
3. 12 millones de años a 11 millones de años: El hotspot de Galápagos está centrado debajo del Centro de Expansión de Galápagos. Las lavas tipo penacho ahora abundan en Cocos Ridge.
4. Hace 9,5 millones de años: termina la ruptura entre las crestas Carnegie y Malpelo.
5. Hace 5,2 millones de años a hace 3,5 millones de años: el Centro de Expansión de Galápagos tiene otro salto de cresta, moviéndose hacia el norte con la columna ahora en erupción en la placa de Nazca, similar a la orientación actual.
6. Hace 3,5 millones a 2 millones de años: se forma un centro de expansión de corta duración con tendencia este-oeste al norte del Centro de Expansión de Galápagos. Esta nueva grieta falla pero conduce a una actividad volcánica posterior al abandono y a la posterior formación de la Isla del Coco y los montes submarinos circundantes. Alrededor del punto crítico predominan las plumas de lava.
7. Hace 2,6 millones de años: se produce una importante falla transformante al norte del punto caliente de Galápagos. Esto da como resultado un vulcanismo generalizado en el norte de Galápagos a lo largo del Lineamiento Wolf Darwin y alrededor de la Isla Genovesa . ^[9]
8. Presente: El punto crítico de Galápagos está al sur del centro de expansión y hay una zonación geoquímica de la pluma.

química de lava

El análisis de los isótopos radiactivos de las lavas en las islas del archipiélago de Galápagos y en la Cordillera Carnegie muestra que hay cuatro reservorios principales de magma que se mezclan en diversas combinaciones para formar la provincia volcánica. ^{[5] [10]}

Los cuatro tipos son:

• PLUMA: es magma asociado con la pluma misma y es similar a los magmas de otras islas oceánicas dentro del Pacífico. Tiene las características de proporciones intermedias de Estroncio (Sr), Neodimio (Nd) y Plomo (Pb). Las lavas PLUME se encuentran predominantemente en el oeste de las islas, alrededor de las islas Ferdinandina e Isabela , que están cerca de la posición actual del hotspot. Las lavas PLUME que estallaron en Fernandina e Isabela están relativamente frías. Los análisis muestran que son hasta 100 grados centígrados más fríos que los de Hawaii. La causa de esto no se comprende completamente, pero puede deberse al enfriamiento de la litosfera o al hecho de que el manto estaba relativamente frío en el momento de la formación. ^[7] Luego se encuentran en cantidades más bajas en un patrón de herradura al norte y al sur de las islas centrales mezclándose con los otros embalses a medida que avanza hacia el este. Las lavas PLUME también se encuentran en las lavas del Centro de Extensión de Galápagos debido a la convección y mezcla de todas estas lavas. En el manto superior, las corrientes de convección traen material del manto en ángulos poco profundos desde el sur del Centro de Expansión de Galápagos. Estas corrientes de convección atraerán algo de magma tipo PLUME hacia el centro de expansión donde luego hará erupción. ^{[5] [6]}

• DGM – (Manto Empobrecido de Galápagos), tiene características similares a los basaltos de las dorsales oceánicas en todo el Pacífico y el Centro de Extensión de Galápagos. La fusión parcial del manto superior como resultado del centro de expansión dejará el material del manto empobrecido en algunos compuestos. Tiene bajas proporciones de isótopos de Sr y Pb y altas proporciones de Nd. El DGM se encuentra en las islas centrales de Galápagos como Santiago , Santa Cruz , San Cristóbal y Santa Fe . Rellena el centro de la herradura formada por las lavas PLUME al oeste, norte y sur. ^{[5] [10] [11]}

• FLO – ( Floreana ), característico de las lavas de esa isla. Se cree que este depósito provino de una corteza oceánica subducida que ha sido arrastrada por la pluma del manto. Tiene ratios enriquecidos de Sr y Pb y está enriquecido con oligoelementos. ^{[10] [11]} FLO está asociado principalmente con la isla de Floreana y aparece en la mezcla de lavas dentro de las Galápagos a lo largo del lado sur del archipiélago y se diluye hacia el este y el norte de allí. ^[10]

• WD – (Wolf Darwin) es único en el Pacífico y se parece al material de un sistema de dorsales del Océano Índico. Se encuentra en las islas Wolf y Darwin y los montes submarinos que las conectan a lo largo del Lineamiento Wolf Darwin. Tiene una relación de Pb única. ^[10] WD se encuentra a lo largo del lado norte del archipiélago y se diluye hacia el este y el sur. ^[5]

Ver también

• Volcanes de las Islas Galápagos

Referencias

1. Watson, Jim (5 de mayo de 1999). ""Hotspots": penachos térmicos del manto". USGS . Consultado el 21 de noviembre de 2009 .
2. Uhlik, Caroline (8 de enero de 2003). "El punto de acceso 'fijo' que formó Hawái puede no ser estacionario, concluyen los científicos". Informe Stanford . Consultado el 3 de abril de 2009 .
3. Sallarès, Vallenti (2005). "La sismología de la corteza terrestre ayuda a limitar la naturaleza de las anomalías del derretimiento del manto: la provincia volcánica de Galápagos". Mantleplumes.org . Consultado el 21 de noviembre de 2009 .
4. O'Connor, John M. (8 de enero de 2008). "Migración de vulcanismo generalizado de larga duración a través de la provincia volcánica de Galápagos: ¿evidencia de una anomalía de fusión en un punto crítico amplio?". mantleplumes.org . Consultado el 21 de noviembre de 2009 .
5. Mantleplumes.org
6. Harpp, Karen S.; Wanless, Virginia D.; Otto, Robert H.; Hoernle, Kaj; Werner, Reinhard (2005). "Las crestas asísmicas de Cocos y Carnegie: un registro de oligoelementos de interacción a largo plazo entre el centro de expansión de la pluma". Revista de Petrología . 46 (1): 109-133. doi : 10.1093/petrología/egh064 .
7. Mantleplumes.org
8. Li, Yong-Xiang; Zhao, Xixi; Jovane, Luigi; Petronotis, Katerina E.; Gong, Zheng; Xie, Siyi (1 de diciembre de 2015). "Limitaciones paleomagnéticas en la evolución tectónica de la zona de subducción de Costa Rica: nuevos resultados de sucesiones sedimentarias de sitios de perforación IODP de Cocos Ridge". Geoquímica, Geofísica, Geosistemas . 16 (12): 4479–4493. doi : 10.1002/2015GC006058 . ISSN  1525-2027.
9. Harpp, punto de acceso de la provincia del norte de Galápagos cerca del vulcanismo de Ridge
10. Harpp, Karen; Geist, Dennis (2006). "Plumología de Galápagos". Fundación Charles Darwin. Archivado desde el original el 10 de junio de 2007.
11. Harpp, Karen (2001). "Seguimiento de una pluma del manto: variaciones isotópicas y de oligoelementos de los montes submarinos de Galápagos" (PDF) . Geoquímica, Geofísica, Geosistemas. Archivado desde el original (PDF) el 20 de julio de 2011 . Consultado el 6 de abril de 2011 .