El vulcanismo intraplaca es el que se produce fuera de los márgenes de las placas tectónicas . La mayor parte de la actividad volcánica se produce en los márgenes de las placas y existe un amplio consenso entre los geólogos en cuanto a que esta actividad se explica bien mediante la teoría de la tectónica de placas . Sin embargo, los orígenes de la actividad volcánica dentro de las placas siguen siendo controvertidos.
Entre los mecanismos que se han propuesto para explicar el vulcanismo intraplaca se encuentran las columnas del manto, el movimiento no rígido dentro de las placas tectónicas (el modelo de placas) y los eventos de impacto . Es probable que diferentes mecanismos expliquen los distintos casos de vulcanismo intraplaca. [1]
Una columna de manto es un mecanismo propuesto de convección de rocas anormalmente calientes dentro del manto de la Tierra . Debido a que la cabeza de la columna se derrite parcialmente al alcanzar profundidades poco profundas, a menudo se invoca una columna como la causa de puntos calientes volcánicos , como Hawái o Islandia , y grandes provincias ígneas como las trampas del Decán y 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 los límites de las placas.
La hipótesis de las columnas del manto ha requerido una elaboración progresiva de hipótesis que condujo a propuestas variantes como las columnas mini y las columnas pulsantes. [3]
Las columnas del manto fueron propuestas por primera vez por J. Tuzo Wilson en 1963 [4] [ se necesita una fuente no primaria ] y desarrolladas por W. Jason Morgan en 1971. Se postula que una columna del manto existe donde la roca caliente se nuclea [ se necesita una aclaración ] en el límite entre el núcleo y el manto y se eleva a través del manto de la Tierra convirtiéndose en un diapiro en la corteza terrestre . [5] En particular, el concepto de que las columnas del manto están fijas entre sí y ancladas en el límite entre el núcleo y el manto, proporcionaría una explicación natural para las cadenas progresivas en el tiempo de volcanes más antiguos que se ven extendiéndose desde algunos de esos puntos calientes, como la cadena de montes submarinos Hawaiian-Emperor . Sin embargo, los datos paleomagnéticos muestran que las columnas del manto pueden estar asociadas con Grandes Provincias de Baja Velocidad de Corte (LLSVP) [6] y se mueven. [7]
Se proponen dos procesos convectivos en gran medida independientes:
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. [8] Las plumas térmicas o fluidodinámicas compositivas 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 en tamaño a medida que la pluma se eleva. 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 de lo que la propia pluma se eleva a través de sus alrededores. A fines de la década de 1980 y principios de la de 1990, los 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 penachos de manto en forma de hongo se pueden predecir fácilmente mediante la teoría de inestabilidad transitoria desarrollada por Tan y Thorpe. [9] [10] La teoría predice penachos de manto en forma de hongo con cabezas de aproximadamente 2000 km de diámetro que tienen un tiempo crítico [ aclaración necesaria ] de aproximadamente 830 Myr para un flujo de calor del manto central de 20 mW/m 2 , mientras que el tiempo de ciclo [ aclaración necesaria ] es de aproximadamente 2 Gyr. [11] Se predice que el número de penachos de manto será de aproximadamente 17.
Cuando una columna de lava se topa con la base de la litosfera, se espera que se aplane contra esta barrera y sufra una fusión generalizada por descompresión para formar grandes volúmenes de magma basáltico. Luego puede entrar en erupción en la superficie. El modelado numérico predice que la fusión y la erupción se producirán a lo largo de varios millones de años. [12] Estas erupciones se han relacionado con basaltos de inundación , aunque muchos de ellos erupcionan en escalas de tiempo mucho más cortas (menos de 1 millón de años). Los ejemplos incluyen las trampas del Decán en la India, las trampas siberianas de 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 de América del Norte. Los basaltos de inundación en los océanos se conocen como mesetas oceánicas e incluyen la meseta de Ontong Java del Océano Pacífico occidental y la meseta de Kerguelen del Océano Índico.
Se cree que el estrecho conducto vertical, o tubo, que se postula que conecta la cabeza de la columna con el límite entre el núcleo y el manto, 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 que sigue el movimiento de las placas. [13] La cadena de islas hawaianas en el océano Pacífico es el ejemplo tipo. Recientemente se ha descubierto que el lugar volcánico de esta cadena no se ha fijado a lo largo del tiempo, por lo que se unió al club de los muchos ejemplos tipo que no muestran la característica clave propuesta originalmente. [14]
La erupción de basaltos de inundación continentales suele estar asociada a la ruptura y desintegración continental . Esto ha llevado a la hipótesis de que las columnas del manto contribuyen a la ruptura continental y a la formación de cuencas oceánicas. En el contexto del "modelo de placas" alternativo, la desintegración continental es un proceso integral a la tectónica de placas, y el vulcanismo masivo se produce como consecuencia natural cuando comienza. [15]
La teoría actual de la pluma del manto es que el material y la energía del interior de la Tierra se intercambian con la corteza superficial en dos modos distintos: el régimen tectónico de placas predominante y de estado estable impulsado por la convección del manto superior , y un régimen puntuado e intermitentemente dominante de vuelco del manto impulsado por la convección de la pluma. [5] Este segundo régimen, aunque a menudo discontinuo, es periódicamente significativo en la formación de montañas [16] y la ruptura continental. [17]
La composición química e isotópica de los basaltos encontrados en puntos calientes difiere sutilmente de los basaltos de las dorsales oceánicas. [19] Estos basaltos, también llamados basaltos de islas oceánicas (OIB), se analizan en sus composiciones radiogénicas e isotópicas estables. En los sistemas de isótopos radiogénicos, el material originalmente subducido crea tendencias divergentes, denominadas componentes del manto. [20] Los componentes del manto identificados son DMM (manto de basalto de dorsal oceánica empobrecido [MORB]), HIMU (manto de alta relación U/Pb), EM1 (manto enriquecido 1), EM2 (manto enriquecido 2) y FOZO (zona de enfoque). [21] [22] Esta firma geoquímica surge de la mezcla de materiales cercanos a la superficie, como losas subducidas y sedimentos continentales, en la fuente del manto. Hay dos interpretaciones en competencia para esto. En el contexto de las columnas del manto, se postula que el material cercano a la superficie fue transportado hasta el límite entre el núcleo y el manto por placas en subducción, y que fue transportado de regreso a la superficie por columnas. En el contexto de la hipótesis de la placa, el material subducido es recirculado principalmente en el manto superficial y extraído de allí por volcanes.
Los isótopos estables como el Fe se utilizan para rastrear los procesos que experimenta el material ascendente durante la fusión. [23]
El procesamiento de la corteza oceánica, la litosfera y los sedimentos a través de una zona de subducción desacopla los oligoelementos solubles en agua (por ejemplo, K, Rb, Th) de los oligoelementos inmóviles (por ejemplo, Ti, Nb, Ta), concentrando los elementos inmóviles en la placa oceánica (los elementos solubles en agua se agregan 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 hay evidencia de que pueden hundirse hasta profundidades medias-inferiores del manto a unos 1.500 km de profundidad.
Se postula que la fuente de las columnas del manto es el límite entre el núcleo y el manto, a 3000 km de profundidad. [24] Debido a que hay poco transporte de material a través del límite entre el núcleo y el manto, la transferencia de calor debe ocurrir por conducción, con gradientes adiabáticos por encima y por debajo de este límite. El límite entre el núcleo y el manto es una fuerte discontinuidad térmica (temperatura). La temperatura del núcleo es aproximadamente 1000 grados Celsius más alta que la del manto suprayacente. Se postula que las columnas se elevan a medida que la base del manto se vuelve más caliente y más flotante.
Se postula que las columnas ascienden a través del manto y comienzan a fundirse parcialmente al llegar a profundidades poco profundas en la astenosfera por fusión por descompresión . Esto crearía grandes volúmenes de magma. La hipótesis de la columna postula que este derretimiento asciende a la superficie y entra en erupción para formar "puntos calientes".
El contraste térmico más prominente conocido que existe en el manto profundo (1000 km) se encuentra en el límite entre el núcleo y el manto, a 2900 km. Originalmente se postuló que las columnas del manto se elevaban desde esta capa porque se pensaba que los "puntos calientes" que se supone que son su expresión superficial estaban fijos entre sí. Esto requería que las columnas se originaran debajo de la astenosfera superficial, que se cree que fluye rápidamente en respuesta al movimiento de las placas tectónicas suprayacentes. No se conoce otra capa límite térmica importante en las profundidades de la Tierra, por lo que el límite entre el núcleo y el manto era el único candidato.
La base del manto se conoce como capa D″ , una subdivisión sismológica de la Tierra. Parece tener una composición distinta a la del manto suprayacente y puede contener material parcialmente fundido.
Existen dos provincias muy amplias y de baja velocidad de cizallamiento en el manto inferior, bajo África y bajo el Pacífico central. Se postula que las columnas se elevan desde su superficie o sus bordes. [26] Se pensaba 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. [27] [28]
Se han citado varias líneas de evidencia en apoyo de las plumas del manto. Existe cierta confusión sobre qué constituye una prueba, ya que ha habido una tendencia a redefinir las características postuladas de las plumas del manto después de que se han realizado las observaciones. [3]
Algunas líneas de evidencia comunes y básicas citadas en apoyo de la teoría son las cadenas volcánicas lineales, los gases nobles , las anomalías geofísicas y la geoquímica .
La distribución progresiva en el tiempo de la cadena de montes submarinos Hawaianos-Emperadores se ha explicado como resultado de una columna fija del manto profundo que se eleva hasta el manto superior, se derrite parcialmente y provoca la formación de una cadena volcánica a medida que la placa se mueve por encima en relación con la fuente de la columna fija. [24] 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 , Tristán y Yellowstone .
Un aspecto intrínseco de la hipótesis de las columnas volcánicas es que los "puntos calientes" y sus rastros volcánicos han estado fijos entre sí a lo largo del tiempo geológico. Si bien hay evidencia de que las cadenas mencionadas anteriormente son progresivas en el tiempo, se ha demostrado, sin embargo, que no están fijas entre sí. El ejemplo más notable de esto es la cadena Emperor, la parte más antigua del sistema de Hawaii, que se formó por la migración de la actividad volcánica a través de una placa geoestacionaria. [14]
Muchos de los supuestos "puntos calientes" también carecen de rastros volcánicos progresivos en el tiempo, por ejemplo, Islandia, las Galápagos y las Azores. Las discrepancias entre las predicciones de la hipótesis y las observaciones se explican comúnmente por procesos auxiliares como el "viento del manto", la "captura de las dorsales", el "escape de las dorsales" y el flujo lateral del material de la columna.
El helio-3 es un isótopo primordial que se formó en el Big Bang . Desde entonces, se produce muy poco y otros procesos han añadido poco a la Tierra. [29] 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 quedado progresivamente sin helio y el 3He no se reemplaza como el 4He . Como resultado, la relación 3He / 4He en la Tierra ha disminuido con el tiempo.
Se han observado concentraciones de 3 He/ 4 He inusualmente altas en algunos "puntos calientes", pero no en todos. En la teoría de las columnas del manto, esto se explica por las columnas que se encuentran en un depósito profundo y primordial en el manto inferior, donde las proporciones originales altas de 3 He/ 4 He se han conservado a lo largo del tiempo geológico. [30] En el contexto de la hipótesis de la placa, las proporciones altas se explican por la conservación de material antiguo en el manto superficial. Las proporciones antiguas altas de 3 He/ 4 He se conservarían con especial facilidad en materiales que carecen de U o Th, por lo que no se añadió 4 He con el tiempo. El olivino y la dunita , ambos encontrados en la corteza subducida, son materiales de este tipo. [29]
Se ha sugerido que otros elementos, como el osmio , son trazadores de material que surge cerca del núcleo de la Tierra, en basaltos de islas oceánicas. Sin embargo, hasta ahora faltan pruebas concluyentes de esto. [31]
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La hipótesis de las columnas se ha puesto a prueba buscando anomalías geofísicas que se prevé que estén asociadas a ellas, entre ellas anomalías térmicas, sísmicas y de elevación. Las anomalías térmicas son inherentes al término "punto caliente". Se pueden medir de muchas maneras diferentes, entre ellas el flujo de calor superficial, la petrología y la sismología. Las anomalías térmicas producen anomalías en las velocidades de las ondas sísmicas, pero, lamentablemente, también las producen la composición y el derretimiento parcial. Como resultado, las velocidades de las ondas no se pueden utilizar de forma sencilla y directa para medir la temperatura, sino que se deben adoptar métodos más sofisticados.
Las anomalías sísmicas se identifican mediante el mapeo de las variaciones en la velocidad de las ondas a medida que éstas viajan a través de la Tierra. Se predice que una columna de manto caliente tendrá velocidades de onda sísmica más bajas en comparación con un material similar a una temperatura más baja. El material del manto que contiene un rastro 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 onda sísmica más baja y esos efectos son más fuertes que la temperatura. Por lo tanto, aunque se ha tomado que las velocidades de onda inusualmente bajas indican un manto anómalamente caliente debajo de "puntos calientes", esta interpretación es ambigua. [3] Las imágenes de velocidad de onda sísmica citadas con más frecuencia que se utilizan para buscar variaciones en regiones donde se han propuesto columnas 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 onda sísmica a lo largo del manto. [32]
Las ondas sísmicas generadas por grandes terremotos permiten determinar la estructura que se encuentra debajo de la superficie de la Tierra a lo largo de la trayectoria de los rayos. Las ondas sísmicas que han viajado mil kilómetros o más (también llamadas ondas telesísmicas ) se pueden utilizar para obtener imágenes de grandes regiones del manto terrestre. Sin embargo, también tienen una resolución limitada y solo se pueden detectar estructuras de al menos varios cientos de kilómetros de diámetro.
Las imágenes de tomografía sísmica se han citado como evidencia de una serie de columnas de manto en el manto de la Tierra. [33] Sin embargo, existe un intenso debate en curso sobre si las estructuras fotografiadas se resuelven de manera confiable y si corresponden a columnas de roca caliente y ascendente. [34]
La hipótesis de la pluma del manto predice que se producirán elevaciones topográficas en forma de domo cuando las cabezas de las plumas impacten contra la base de la litosfera. Una elevación de este tipo se produjo cuando se abrió el océano Atlántico norte hace unos 54 millones de años. Algunos científicos han vinculado esto con una pluma del manto que se postula que causó la ruptura de Eurasia y la apertura del Atlántico norte, que ahora se sugiere que se encuentra debajo de 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 apoya la hipótesis de la pluma del manto.
Los basaltos que se encuentran en las islas oceánicas son geoquímicamente distintos de los que se encuentran en las dorsales oceánicas y los volcanes asociados con las zonas de subducción (basaltos de arcos insulares). El " basalto de las islas oceánicas " 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 se elevaron por encima de la superficie del océano). También son similares en composición a algunos basaltos que se encuentran en el interior de los continentes (por ejemplo, la llanura del río Snake ).
En cuanto a los elementos principales, los basaltos de las islas oceánicas suelen tener un contenido más alto de hierro (Fe) y titanio (Ti) que los basaltos de las dorsales oceánicas, con contenidos similares de magnesio (Mg). En cuanto a los elementos traza , suelen estar más enriquecidos en los elementos ligeros de tierras raras que los basaltos de las dorsales oceánicas. En comparación con los basaltos de los arcos insulares, los basaltos de las islas oceánicas tienen un contenido más bajo de alúmina ( Al2O3 ) y un contenido más alto de elementos traza inmóviles (p. ej., Ti, Nb , Ta ) .
Estas diferencias son el resultado 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) normalmente se hidrata en diversos grados en el fondo marino, en parte como resultado de la erosión del fondo marino y en parte como 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 se subducen, el agua se libera por reacciones de deshidratación, junto con elementos solubles en agua y oligoelementos. Este fluido enriquecido se eleva para metasomatizar la cuña del manto suprayacente y conduce a la formación de basaltos de arco insular. La losa en subducción se agota en estos elementos móviles en el agua (p. ej., K , Rb , Th , Pb ) y, por lo tanto, se enriquece relativamente en elementos que no son móviles en el agua (p. ej., Ti, Nb, Ta) en comparación con los basaltos de la dorsal oceánica y del arco insular.
Los basaltos de las islas oceánicas también están relativamente enriquecidos en elementos inmóviles en relación con los elementos móviles en el agua. Esta y otras observaciones se han interpretado como una indicación de que la firma geoquímica distintiva de los basaltos de las islas oceánicas resulta de la inclusión de un componente de material de losa subducida. Este debe haber sido reciclado en el manto, luego vuelto a fundir e incorporado a las lavas erupcionadas. En el contexto de la hipótesis de la pluma, se postula que las losas subducidas se han subducido hasta el límite entre el núcleo y el manto, y se han transportado de regreso a la superficie en columnas ascendentes. En la hipótesis de la placa, se postula que las losas se han reciclado a profundidades menores, en los primeros cientos de kilómetros que conforman el manto superior . Sin embargo, la hipótesis de la placa es incompatible tanto con la geoquímica de los fundidos de la astenosfera poco profundos (es decir, los basaltos de las dorsales oceánicas) como con las composiciones isotópicas de los basaltos de las islas oceánicas.
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. [35] Debido a limitaciones computacionales, los datos de alta frecuencia aún no se podían usar, y los datos sísmicos seguían sin estar disponibles de gran parte del fondo marino. [35] No obstante, se visualizaron columnas 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 . [36] Se extendieron casi verticalmente desde el límite núcleo-manto (2900 km de profundidad) hasta una posible capa de cizallamiento y flexión a 1000 km. [35] Eran detectables porque tenían entre 600 y 800 km de ancho, más de tres veces el ancho esperado de los modelos contemporáneos. [35] Muchas de estas columnas se encuentran en las grandes provincias de baja velocidad de corte bajo África y el Pacífico, mientras que otros puntos críticos como Yellowstone estaban menos claramente relacionados con las características del manto en el modelo. [37]
El tamaño inesperado de las columnas deja abierta la posibilidad de que puedan conducir la mayor parte de los 44 teravatios de flujo de calor interno de la Tierra desde el núcleo hasta la superficie, y significa que el manto inferior convecta menos de lo esperado, si es que lo hace. Es posible que exista una diferencia de composición entre las columnas y el manto circundante que las frene y las ensanche. [35]
Se ha sugerido que hay muchas localidades diferentes que están debajo de las plumas del manto, y los científicos no se ponen de acuerdo sobre una lista definitiva. Algunos científicos sugieren que existen varias decenas de plumas, [38] mientras que otros sugieren que no hay ninguna. [3] La teoría se inspiró realmente en el sistema volcánico de Hawái. Hawái es un gran edificio volcánico en el centro del océano Pacífico, lejos de cualquier límite de placas. Su cadena regular y progresiva de islas y montes submarinos se ajusta superficialmente bien a la teoría de la pluma. 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 la pluma se cita a menudo como Islandia, pero según los oponentes de la hipótesis de la pluma, su naturaleza masiva se puede explicar por las fuerzas tectónicas de placas a lo largo del centro de expansión del Atlántico medio.
Se ha sugerido que las columnas del manto son la fuente de basaltos de inundación . [39] [40] Estas erupciones extremadamente rápidas y a gran escala de magmas basálticos han formado periódicamente provincias de basalto de inundación continental en mesetas terrestres y oceánicas en las cuencas oceánicas, como las Trampas del Decán , [41] las Trampas Siberianas [42] los basaltos de inundación Karoo-Ferrar de Gondwana , [43] y el basalto de inundación continental más grande conocido, la provincia magmática del Atlántico Central (CAMP). [44]
Muchos eventos de inundación continental de basalto coinciden con el rifting continental. [45] Esto es consistente con un sistema que tiende al equilibrio: a medida que la materia se eleva en una columna del manto, otro material es arrastrado hacia el manto, lo que causa rifting. [45]
La hipótesis de las columnas de lava del manto que se forman en las profundidades no es aceptada universalmente como explicación de todo este vulcanismo. Ha sido necesario elaborar hipótesis progresivamente que han dado lugar a propuestas variantes, como las columnas de lava en miniatura y las columnas pulsantes. Otra hipótesis para las regiones volcánicas inusuales es la teoría de las placas . Esta propone una fuga pasiva y menos profunda de magma desde el manto hacia la superficie de la Tierra, allí donde la extensión de la litosfera lo permite, y atribuye la mayor parte del vulcanismo a procesos tectónicos de placas, y que los volcanes que se encuentran lejos de los límites de las placas son resultado de la extensión intraplaca. [3]
La teoría de placas atribuye toda la actividad volcánica en la Tierra, incluso aquella que superficialmente parece anómala, al funcionamiento de la tectónica de placas . Según la teoría de placas, la principal causa del vulcanismo es la extensión de la litosfera . La extensión de la litosfera es una función del campo de tensión litosférico . La distribución global de la actividad volcánica en un momento dado refleja el campo de tensión litosférico contemporáneo, y los cambios en la distribución espacial y temporal de los volcanes reflejan cambios en el campo de tensión. Los principales factores que rigen la evolución del campo de tensión son:
A principios de la década de 2000, la insatisfacción con el estado de la evidencia de las plumas del manto y la proliferación de hipótesis ad hoc llevaron 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, con énfasis en la tectónica de placas como fuerza impulsora del magmatismo. [47]
La hipótesis de las placas sugiere que el vulcanismo "anómalo" es resultado de la extensión litosférica que permite que el material fundido ascienda pasivamente desde la astenosfera que se encuentra debajo. Por lo tanto, es la inversa conceptual de la hipótesis de la columna, ya que la hipótesis de las placas atribuye el vulcanismo a procesos superficiales, cercanos a la superficie, asociados con la tectónica de placas, en lugar de a procesos activos que surgen en el límite entre el núcleo y el manto.
La extensión litosférica se atribuye a procesos relacionados con la tectónica de placas. Estos procesos son bien conocidos en las dorsales oceánicas, donde se produce la mayor parte del vulcanismo de la Tierra. Es menos conocido que las propias placas se deforman internamente y pueden 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 los EE. UU., 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 que se funde más fácilmente) en lugar de a diferencias de temperatura.
Si bien no niega la presencia de convección y afloramiento del manto profundo en general, la hipótesis de las placas sostiene que estos procesos no dan lugar a columnas de manto, en el sentido de características verticales en forma de columna que abarcan la mayor parte del manto de la Tierra, transportan grandes cantidades de calor y contribuyen al vulcanismo superficial. [3] : 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: [3]
La extensión litosférica permite que el material fundido preexistente en la corteza y el manto escape a la superficie. Si la extensión es grave y adelgaza la litosfera hasta el punto de que la astenosfera se eleva, se produce más material fundido por surgencia de descompresión .
Una de las principales virtudes de la teoría de placas es que extiende la tectónica de placas hasta convertirla en una explicación unificadora del vulcanismo de la Tierra que evita la necesidad de invocar hipótesis ajenas diseñadas para dar cabida a casos de actividad volcánica que superficialmente parecen ser excepcionales. [46] [48] [49] [50] [51]
La tectónica de placas, desarrollada a finales de los años 1960 y 1970, 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 sustancias volátiles que reducen la temperatura de fusión y dan lugar a arcos volcánicos y extensiones de arco posterior . Sin embargo, varias provincias volcánicas no encajan en este cuadro 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 los años 1960, el geofísico canadiense John Tuzo Wilson sugirió que las cadenas de islas volcánicas se forman a partir del movimiento del fondo marino sobre puntos calientes relativamente estacionarios en centros estables de células de convección del manto. [52] A principios de los años 1970, la idea de Wilson fue revivida 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 fijeza percibida de algunas fuentes volcánicas en relación con las placas, propuso que este límite térmico era más profundo que el manto superior convectivo sobre el que se desplazan las placas y lo ubicó en el límite núcleo-manto , 3.000 km debajo de la superficie. Sugirió que las corrientes de convección estrechas se elevan desde puntos fijos en este límite térmico y forman conductos que transportan material anormalmente caliente a la superficie. [53] [54]
Esta teoría, la de las columnas del manto , se convirtió en la explicación dominante de las aparentes anomalías volcánicas durante el resto del siglo XX. [55] [56] Sin embargo, poner a prueba esta hipótesis está plagado de dificultades. Un principio central de la teoría de las columnas 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. [57] Los datos sísmicos utilizados para proporcionar restricciones adicionales sobre las temperaturas de la fuente son muy ambiguos. [58] Además de esto, varias predicciones de la teoría de las columnas han resultado infructuosas en muchos lugares que supuestamente están sustentados por columnas del manto, [59] [57] y también hay razones teóricas significativas para dudar de la hipótesis. [60] [61]
Las cuestiones antes mencionadas han inspirado a un número cada vez mayor de geocientíficos, encabezados 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 esencialmente amplían el alcance de la tectónica de placas de manera que puedan dar cabida a la actividad volcánica que anteriormente se creía que estaba fuera de su ámbito de competencia. La modificación clave del modelo básico de tectónica de placas aquí es una relajación del supuesto de que las placas son rígidas. Esto implica que la extensión litosférica se produce no solo en los límites de las placas que se extienden sino en todo el interior de las placas, un fenómeno que está bien respaldado tanto teórica como empíricamente. [49] [50]
En las últimas dos décadas, la teoría de las placas se ha convertido en un programa de investigación cohesivo, que ha atraído a muchos adeptos y ha ocupado a investigadores de varias subdisciplinas de las ciencias de la Tierra . También ha sido el foco de atención de varias conferencias internacionales y de muchos artículos revisados por pares, y es el tema de dos importantes volúmenes editados por la Sociedad Geológica de Estados Unidos [62] [63] y de un libro de texto. [57]
Desde 2003, el debate y el desarrollo de la teoría de placas han sido fomentados por el sitio web mantleplumes.org, alojado en la Universidad de Durham (Reino Unido), un importante foro internacional con contribuciones de geocientíficos que trabajan en una amplia variedad de especialidades.
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 adicional de expansión lenta. La extensión es resultado principalmente de los tres procesos siguientes:
La extensión resultante de estos procesos se manifiesta en una variedad de estructuras, incluyendo zonas de rift continental (por ejemplo, el Rift de África Oriental ), límites difusos de placas oceánicas (por ejemplo, Islandia ), [64] [65] regiones extensionales de arco posterior continental (por ejemplo, la provincia de Basin and Range en el oeste de los Estados Unidos ), cuencas de arco posterior oceánicas (por ejemplo, la cuenca de Manus en el mar de Bismarck frente a Papúa Nueva Guinea ), regiones de arco anterior (por ejemplo, el Pacífico occidental), [66] y regiones continentales que experimentan delaminación litosférica (por ejemplo, Nueva Zelanda ). [67]
La ruptura continental comienza con el rifting. Cuando la extensión es persistente y está totalmente compensada por el magma proveniente de la surgencia astenosférica, se forma la corteza oceánica y el rift se convierte en un límite de expansión de placas. Si la extensión es aislada y efímera, se clasifica como intraplaca. El rifting puede ocurrir tanto en la corteza oceánica como en la continental y varía desde niveles menores hasta cantidades cercanas a las observadas en los límites de expansión. Todos pueden dar lugar al magmatismo. [51]
En el Atlántico nororiental se observan varios estilos extensionales. El rifting continental comenzó a finales del Paleozoico y fue seguido por una desestabilización catastrófica a finales del Cretácico y principios del Paleoceno . Esta última fue posiblemente causada por el retroceso de la placa alpina, que generó extensión en toda Europa. Un rifting más severo ocurrió a lo largo de la Sutura de Caledonia, una zona de debilidad preexistente donde el Océano de Jápeto se cerró alrededor de 420 Ma . A medida que la extensión se volvió localizada, la corteza oceánica comenzó a formarse alrededor de 54 Ma, con una extensión difusa que persistió alrededor de Islandia. [68]
Algunas grietas intracontinentales son esencialmente ejes de ruptura continental fallidos, y algunas de ellas forman uniones triples con los límites de las placas. La grieta de África Oriental, por ejemplo, forma una unión triple con el Mar Rojo y el Golfo de Adén , los cuales han progresado hasta la etapa de expansión del fondo marino. Del mismo modo, la grieta mesoamericana constituye dos brazos de una unión triple junto con un tercero que separó el Cratón Amazónico de Laurentia alrededor de 1,1 Ga . [69]
En todo el oeste de los Estados Unidos se ha producido una actividad volcánica diversa como resultado de la extensión litosférica. Los volcanes de las Cascadas son una cadena volcánica de arco posterior que se extiende desde la Columbia Británica hasta el norte de California . La extensión de arco posterior continúa hacia el este en la provincia de Basin and Range , con volcanismo de pequeña escala distribuido por toda la región.
La placa del Pacífico es la placa tectónica más grande de la Tierra y cubre aproximadamente un tercio de la superficie terrestre. Sufre 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 de Pascua , [70] un área repleta de provincias volcánicas como la cadena Cook - Austral , las islas Marquesas y de la Sociedad , el archipiélago de Tuamotu , las cordilleras Fuca y Pukapuka y la isla Pitcairn .
El volumen de magma que se introduce y/o erupciona en una zona determinada de extensión litosférica depende de dos variables: (1) la disponibilidad de material fundido preexistente en la corteza y el manto; y (2) la cantidad de material fundido adicional aportado por la surgencia de descompresión. Esta última depende de tres factores: (a) el espesor de la litosfera; (b) la cantidad de extensión; y (c) la fusibilidad y la temperatura de la fuente.
Tanto en la corteza como en el manto hay abundante material fundido preexistente. En la corteza, el material fundido se almacena bajo volcanes activos en depósitos poco profundos que son alimentados por otros más profundos. En la astenosfera, se cree que una pequeña cantidad de material fundido parcial proporciona una capa débil que actúa como lubricación 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 . [51]
La tasa de formación de magma a partir de la descompresión de la astenosfera depende de la altura a la que pueda elevarse la astenosfera, lo que a su vez depende del espesor de la litosfera. A partir de modelos numéricos, es evidente que la formación de material fundido en los basaltos de inundación más grandes no puede ser concurrente con su emplazamiento. [71] Esto significa que el material fundido se forma durante un período más largo, se almacena en depósitos, probablemente ubicados en el límite litosfera-astenosfera , y se libera por extensión litosférica. El hecho de que grandes volúmenes de magma se almacenen en la base de la litosfera se evidencia en observaciones de grandes provincias magmáticas como el Gran Dique en Zimbabue y el Complejo Ígneo Bushveld en Sudáfrica . Allí, la litosfera gruesa permaneció intacta durante el magmatismo de gran volumen, por lo que se puede descartar un afloramiento por descompresión en la escala requerida, lo que implica que deben haber existido previamente grandes volúmenes de magma. [72]
Si la extensión es severa y da como resultado un adelgazamiento significativo de la litosfera, la astenosfera puede ascender a profundidades superficiales, induciendo la fusión por descompresión y produciendo mayores volúmenes de material fundido. En las dorsales oceánicas, donde la litosfera es delgada, la surgencia por descompresión produce una tasa modesta de magmatismo. El mismo proceso también puede producir magmatismo de pequeño volumen en o cerca de las grietas continentales que se extienden lentamente. Debajo de los continentes, la litosfera tiene hasta 200 km de espesor. Si la litosfera de este espesor sufre una extensión severa y persistente, puede romperse y la astenosfera puede ascender a la superficie, produciendo decenas de millones de kilómetros cúbicos de material fundido 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 se elevó desde la base de la litosfera de Pangea hasta la superficie. [51]
La gran mayoría de las provincias volcánicas que se consideran anómalas en el contexto de la tectónica de placas rígidas se han explicado ahora utilizando la teoría de placas. [63] [62] Los ejemplos tipo de este tipo de actividad volcánica son Islandia , Yellowstone y Hawái . Islandia es el ejemplo tipo de una anomalía volcánica situada en un límite de placa. Yellowstone, junto con la llanura oriental del río Snake al oeste, es el ejemplo tipo de una anomalía volcánica intracontinental. Hawái, junto con la cadena de montes submarinos Hawái-Emperador relacionada , es el ejemplo tipo de una anomalía volcánica intraoceánica. [57]
Islandia es un escudo basáltico de 1 km de altura y 450 x 300 km de superficie situado en la dorsal mesooceánica del noreste del océano Atlántico. Está formado por más de 100 volcanes activos o extintos y ha sido objeto de numerosos estudios 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, después de un extenso período de ruptura, Groenlandia se separó de Eurasia cuando Pangea comenzó a romperse. Al norte de la ubicación actual de Islandia, el eje de ruptura se propagó hacia el sur a lo largo de la sutura de Caledonia. Al sur, el eje de ruptura se propagó hacia el norte. Los dos ejes estaban separados por alrededor de 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 marino, la región continental de 100x300 km entre las dos grietas formó el microcontinente de Islandia , que experimentó una extensión difusa y cizallamiento a lo largo de varios ejes de grietas orientados al norte, y las lavas basálticas se emplazaron dentro y sobre la corteza continental estirada. Este estilo de extensión persiste a través de zonas de grietas paralelas que con frecuencia se extinguen y son reemplazadas por otras nuevas. [65]
Este modelo explica varias características distintivas de la región:
Yellowstone y la llanura oriental del río Snake al oeste comprenden un cinturón de grandes volcanes de caldera silícica que se vuelven cada vez más jóvenes hacia el este, culminando en la caldera de Yellowstone actualmente activa en el noroeste de Wyoming . El cinturón, sin embargo, está cubierto de lavas basálticas que no muestran progresión temporal. Al estar ubicado en un interior continental, se ha estudiado ampliamente, aunque la investigación ha consistido principalmente en sismología y geoquímica destinadas a localizar fuentes en las profundidades del manto. Estos métodos no son adecuados para desarrollar una teoría de placas, que sostiene que el vulcanismo está asociado con procesos a profundidades poco profundas.
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 los Estados Unidos está fuertemente influenciada por la subducción de la Dorsal del Pacífico Oriental bajo la Placa Norteamericana que comenzó alrededor de 17 Ma. Un cambio en el límite de la placa de subducción a cizallamiento indujo la extensión a través del oeste de los Estados Unidos. Esto provocó un vulcanismo generalizado, comenzando con el Grupo Basalto del Río Columbia que entró en erupción a través de una zona de diques de 250 km de largo que ensanchó la corteza varios kilómetros. Luego, la provincia de Cuenca y Cordillera se formó a través de fallas normales, produciendo vulcanismo disperso con erupciones especialmente abundantes en tres zonas este-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 de volcanes silícicos progresivos en el tiempo y sorprendentes características geotérmicas.
La composición silícica de los volcanes indica una fuente cortical inferior. Si el vulcanismo fue resultado de la extensión litosférica, entonces la extensión a lo largo de la zona de Yellowstone-Eastern Snake River Plain debe haber migrado de oeste a este durante los últimos 17 millones de años. [74] 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 al este coincidentemente con la migración del vulcanismo silícico. Esto es corroborado por mediciones de deformación reciente de prospección GPS, que encuentra las zonas de extensión más intensas en la provincia de Basin and Range en el extremo este y el extremo oeste y poca extensión en los 500 km centrales. [75] La zona de Yellowstone-Eastern Snake River Plain, por lo tanto, probablemente refleja un lugar de extensión que ha migrado de oeste a este. [74] Esto se ve respaldado además por un magmatismo silícico impulsado por extensión análogo en otras partes del oeste de los Estados Unidos, por ejemplo en Coso Hot Springs [76] y Long Valley Caldera [77] en California.
El hecho de que el vulcanismo basáltico persistente sea resultado de una extensión simultánea a lo largo de toda la zona de la llanura del río Snake oriental y Yellowstone es evidente en las mediciones GPS registradas entre 1987 y 2003, que registran la extensión tanto al norte como al sur de la zona. [78] Se puede encontrar evidencia de extensión histórica en las zonas de rift alimentadas por diques orientadas al noroeste responsables de los flujos de basalto. [79] La analogía con una actividad volcánica similar en Islandia y en las 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 la llanura del río Snake oriental y Yellowstone ocurre en breves ráfagas de actividad entre largos períodos de inactividad. [73]
El sistema volcánico Hawaii-Emperor es notoriamente difícil de estudiar. Se encuentra a miles de kilómetros de cualquier masa continental importante y está rodeado por un océano profundo, muy poco de él está sobre el nivel del mar y está cubierto de basalto grueso que oculta su estructura más profunda. Está situado dentro de la Zona Magnética Silenciosa del Cretácico , un período relativamente largo de polaridad normal en el campo magnético de la Tierra , por lo que las variaciones de edad en la litosfera son difíciles de determinar con precisión. Reconstruir la historia tectónica del Océano Pacífico de manera más general es problemático porque las placas anteriores y los límites de placas, incluida la dorsal en expansión donde comenzó la cadena Emperor, han sido subducidas. Debido a estos problemas, los geocientíficos aún deben producir una teoría completamente desarrollada de los orígenes del sistema que pueda probarse positivamente.
Las observaciones que debe tener en cuenta cualquier teoría de este tipo incluyen:
La falta de anomalías regionales de flujo de calor detectadas alrededor de las islas y montes submarinos extintos indica que los volcanes son características térmicas locales. [82] Según la teoría de placas, el sistema Hawái-Emperador se formó en una región de extensión en la placa del Pacífico. La extensión en la placa es una consecuencia de la deformación en los límites de las placas, la contracción térmica y el ajuste isostático. La extensión se originó en una cresta en expansión alrededor de 80 Ma. El campo de tensión de la placa evolucionó durante los siguientes 30 millones de años, lo que provocó que la región de extensión y el consiguiente vulcanismo migraran al sur-sureste. Alrededor de 50 Ma, el campo de tensión 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, la cadena hawaiana se formó a medida que la placa se movía a través de una región de extensión casi estacionaria. [51]
El aumento de la actividad volcánica en el sistema Hawái-Emperador refleja la disponibilidad de material fundido en la corteza y el manto. Los volcanes más antiguos de la cadena Emperador se formaron en 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 material fundido aumenta con el espesor de la litosfera. Esto sugiere que la fusión por descompresión puede contribuir, ya que también se espera que esto aumente con el espesor de la litosfera. El aumento significativo del magmatismo durante los últimos 2 millones de años indica un aumento importante en la disponibilidad de material fundido, lo que implica que se ha vuelto disponible un reservorio más grande de material fundido preexistente o una región de fuente excepcionalmente fusible. La evidencia petrológica y geoquímica sugiere que esta fuente puede ser una corteza oceánica metamorfoseada antigua en la astenosfera, material altamente fusible que produciría volúmenes de magma mucho mayores que las rocas del manto. [83] [84]
Además de estos procesos, se sabe que los eventos de impacto como los que crearon el cráter Addams en Venus y el Complejo Ígneo Sudbury en Canadá han causado derretimiento y vulcanismo. En la hipótesis del impacto, se propone que algunas regiones de vulcanismo de puntos calientes pueden ser desencadenadas por ciertos impactos oceánicos de gran tamaño que son capaces de penetrar la litosfera oceánica más delgada , y el vulcanismo de basalto de inundación puede ser desencadenado por energía sísmica convergente enfocada en el punto antípoda opuesto a los principales sitios de impacto. [85] El vulcanismo inducido por impacto no se ha estudiado adecuadamente y comprende una categoría causal separada de vulcanismo terrestre con implicaciones para el estudio de puntos calientes y tectónica de placas.
En 1997 se hizo posible utilizar la tomografía sísmica para obtener imágenes de placas tectónicas sumergidas que penetran desde la superficie hasta el límite entre el núcleo y el manto. [86]
En el caso del punto caliente de Hawái , la tomografía por difracción de ondas corporales sísmicas de período largo proporcionó evidencia de que una columna del manto es responsable, como se había propuesto ya en 1971. [87] En el caso del punto caliente de Yellowstone , la evidencia sismológica comenzó a converger a partir de 2011 en apoyo del modelo de columna, como concluyeron James et al., "favorecemos una columna del manto inferior como el origen del punto caliente de Yellowstone". [88] [89] Los datos adquiridos a través de Earthscope , un programa que recopila datos sísmicos de alta resolución en todo Estados Unidos contiguos , han acelerado la aceptación de una columna subyacente a Yellowstone. [90] [91]
Aunque hay evidencia sólida [ aclaración necesaria ] de que al menos dos columnas de manto profundo [¿ cuáles? ] se elevan hasta el límite entre el núcleo y el manto, la confirmación de que se pueden descartar otras hipótesis puede requerir evidencia tomográfica similar para otros puntos calientes.
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