Los arcos de islas son largas cadenas de volcanes activos con intensa actividad sísmica que se encuentran a lo largo de los límites de las placas tectónicas convergentes . La mayoría de los arcos de islas se originan en la corteza oceánica y son el resultado del descenso de la litosfera hacia el manto a lo largo de la zona de subducción . Son la principal vía para lograr el crecimiento continental. [1]
Los arcos de islas pueden estar activos o inactivos según su sismicidad y presencia de volcanes. Los arcos activos son crestas de volcanes recientes con una zona sísmica profunda asociada. También poseen una forma curva distintiva, una cadena de volcanes activos o recientemente extintos, una fosa de aguas profundas y una gran anomalía de Bouguer negativa en el lado convexo del arco volcánico. Muchos autores han interpretado que la pequeña anomalía de gravedad positiva asociada con los arcos volcánicos se debe a la presencia de densas rocas volcánicas debajo del arco. Los arcos inactivos son una cadena de islas que contienen rocas volcánicas y volcánicas más antiguas . [2]
La forma curva de muchas cadenas volcánicas y el ángulo de descenso de la litosfera están relacionados. [3] Si la parte oceánica de la placa está representada por el fondo del océano en el lado convexo del arco, y si la zona de flexión ocurre debajo de la fosa submarina , entonces la parte desviada de la placa coincide aproximadamente con la zona de Benioff debajo. la mayoría de los arcos.
La mayoría de los arcos de islas modernos están cerca de los márgenes continentales (particularmente en los márgenes norte y oeste del Océano Pacífico). Sin embargo, ninguna evidencia directa dentro de los arcos muestra que siempre hayan existido en su posición actual con respecto a los continentes, aunque la evidencia de algunos márgenes continentales sugiere que algunos arcos pueden haber migrado hacia los continentes durante el Mesozoico tardío o el Cenozoico temprano . [2] También se encuentran en zonas de convergencia oceánica-oceánica, en cuyo caso la placa más antigua se subducirá debajo de la más joven.
El movimiento de los arcos de islas hacia el continente podría ser posible si, en algún momento, las antiguas zonas de Benioff se sumergieran hacia el océano actual en lugar de hacia el continente, como ocurre en la mayoría de los arcos actuales. Esto habrá provocado la pérdida del fondo oceánico entre el arco y el continente y, en consecuencia, la migración del arco durante los episodios de expansión. [2]
Las zonas de fractura en las que terminan algunos arcos de islas activos pueden interpretarse en términos de tectónica de placas como resultado del movimiento a lo largo de fallas transformantes , [4] [5] que son márgenes de placas donde la corteza no se consume ni se genera. Por tanto, la ubicación actual de estas cadenas de islas inactivas se debe al patrón actual de placas litosféricas. Sin embargo, su historia volcánica, que indica que son fragmentos de arcos de islas más antiguos, no está necesariamente relacionada con el patrón de placas actual y puede deberse a diferencias en la posición de los márgenes de las placas en el pasado.
Comprender la fuente de calor que provoca el derretimiento del manto fue un problema polémico. Los investigadores creían que el calor se producía por fricción en la parte superior de la losa. Sin embargo, esto es poco probable porque la viscosidad de la astenosfera disminuye al aumentar la temperatura y, a las temperaturas requeridas para la fusión parcial, la astenosfera tendría una viscosidad tan baja que no podría ocurrir una fusión por cizallamiento. [6]
Ahora se cree que el agua actúa como el agente principal que impulsa el derretimiento parcial debajo de los arcos. Se ha demostrado que la cantidad de agua presente en la losa que desciende está relacionada con la temperatura de fusión del manto. [7] Cuanto mayor es la cantidad de agua presente, más se reduce la temperatura de fusión del manto. Esta agua se libera durante la transformación de los minerales a medida que aumenta la presión, siendo el mineral que más agua transporta la serpentinita .
Estas reacciones minerales metamórficas provocan la deshidratación de la parte superior de la losa a medida que la losa hidratada se hunde. También se le transfiere calor desde la astenosfera circundante. A medida que se transfiere calor a la losa, se establecen gradientes de temperatura tales que la astenosfera en las proximidades de la losa se vuelve más fría y más viscosa que las áreas circundantes, particularmente cerca de la parte superior de la losa. Esta astenosfera más viscosa luego es arrastrada hacia abajo con la losa, lo que provoca que un manto menos viscoso fluya detrás de ella. Se cree que es la interacción de este manto que desciende con los fluidos acuosos que se elevan desde la losa que se hunde lo que produce la fusión parcial del manto cuando cruza su sólido húmedo . [8] Además, algunos derretimientos pueden resultar del afloramiento de material caliente del manto dentro de la cuña del manto. [9] Si el material caliente se eleva lo suficientemente rápido como para que se pierda poco calor, la reducción de la presión puede provocar una liberación de presión o una fusión parcial por descompresión .
En el lado en subducción del arco de la isla hay una profunda y estrecha fosa oceánica, que es el rastro en la superficie de la Tierra del límite entre las placas descendente y superior. Esta trinchera se crea por la atracción gravitacional hacia abajo de la placa subductora relativamente densa en el borde anterior de la placa. Se producen múltiples terremotos a lo largo de este límite de subducción con los hipocentros sísmicos ubicados a una profundidad cada vez mayor debajo del arco de la isla: estos terremotos definen la zona de Benioff . [10] [11]
Los arcos de islas pueden formarse en entornos intraoceánicos, o a partir de fragmentos de corteza continental que han migrado lejos de una masa de tierra continental adyacente o en volcanes relacionados con la subducción activos en los márgenes de los continentes.
A continuación se muestran algunas de las características generalizadas presentes en la mayoría de los arcos de islas.
Antearco : Esta región comprende la trinchera, el prisma de acreción y la cuenca del antearco. Hay una protuberancia de la fosa en el lado del sistema que da al océano (Barbados en las Antillas Menores es un ejemplo). La cuenca del antearco se forma entre la cresta del antearco y el arco de la isla; es una región de sedimentación de lecho plano no perturbada.
Trincheras : Son las características más profundas de las cuencas oceánicas; la más profunda es la fosa de las Marianas (aproximadamente 11.000 mo 36.000 pies). Se forman por flexión de la litosfera oceánica, desarrollándose en el lado oceánico de los arcos de islas.
Cuenca de arco posterior : También se les conoce como mares marginales y se forman en el lado cóncavo interior de arcos de islas delimitados por crestas de arco posterior. Se desarrollan en respuesta a la tectónica tensional debida a la ruptura de un arco de islas existente.
Zona de Benioff o zona de Wadati-Benioff : se trata de un plano que se sumerge bajo la placa suprayacente donde se produce una intensa actividad volcánica, que se define por la ubicación de los eventos sísmicos debajo del arco. Los terremotos ocurren desde cerca de la superficie hasta ~660 km de profundidad. La inclinación de las zonas de Benioff varía desde 30 ° hasta casi vertical. [12]
Se puede formar una cuenca oceánica entre el margen continental y los arcos de islas en el lado cóncavo del arco. Estas cuencas tienen una corteza oceánica o intermedia entre la corteza oceánica normal y la típica de los continentes; El flujo de calor en las cuencas es mayor que en las zonas continentales u oceánicas normales. [2]
Algunos arcos, como el de las Aleutianas, pasan lateralmente hacia la plataforma continental en el lado cóncavo del arco, [13] mientras que la mayoría de los arcos están separados de la corteza continental.
El movimiento entre dos placas litosféricas explica las características principales de los arcos de islas activos. El arco de islas y la pequeña cuenca oceánica están situados en la placa suprayacente que se encuentra con la placa descendente que contiene la corteza oceánica normal a lo largo de la zona de Benioff. La fuerte curvatura de la placa oceánica hacia abajo produce una fosa. [14]
Generalmente existen tres series volcánicas a partir de las cuales se forman los tipos de roca volcánica que se encuentran en los arcos de islas: [15] [16]
Esta serie volcánica está relacionada con la edad de la zona de subducción y la profundidad. La serie de magma toleítico está bien representada sobre zonas de subducción jóvenes formadas por magma desde una profundidad relativamente baja. Las series calco-alcalinas y alcalinas se observan en zonas de subducción maduras, y están relacionadas con magmas de mayores profundidades. La andesita y la andesita basáltica son las rocas volcánicas más abundantes en el arco de islas, lo que es indicativo de magmas calco-alcalinos. Algunos arcos de islas tienen series volcánicas distribuidas, como se puede ver en el sistema de arcos de islas japonés, donde las rocas volcánicas cambian de toleita (calco-alcalina) a alcalina a medida que aumenta la distancia desde la trinchera. [15]
En el magmatismo de arco intervienen varios procesos que dan lugar al gran espectro de composición de las rocas encontradas. Estos procesos son, entre otros, mezcla de magma, fraccionamiento, variaciones en la profundidad y grado de fusión parcial y asimilación. Por lo tanto, las tres series volcánicas dan como resultado una amplia gama de composición de rocas y no corresponden a tipos absolutos de magma ni a regiones fuente. [6]
En algunos lugares se han identificado restos de antiguos arcos de islas. La siguiente tabla menciona una selección de estos.
