Los arcos insulares 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 insulares 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 por la que se logra el crecimiento continental. [1]
Los arcos insulares pueden ser activos o inactivos en función de su sismicidad y la 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 marina profunda y una gran anomalía negativa de Bouguer 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 rocas volcánicas densas debajo del arco. Los arcos inactivos son una cadena de islas que contiene rocas volcánicas y volcaniclásticas más antiguas . [2]
La forma curva de muchas cadenas volcánicas y el ángulo de la litosfera descendente 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 de la mayoría de los arcos.
La mayoría de los arcos insulares modernos se encuentran cerca de los márgenes continentales (particularmente en los márgenes norte y oeste del océano Pacífico). Sin embargo, no hay evidencia directa desde dentro de los arcos que muestre 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 insulares hacia el continente podría ser posible si, en algún momento, las antiguas zonas de Benioff se inclinaron hacia el océano actual en lugar de hacia el continente, como ocurre en la mayoría de los arcos actuales. Esto habría provocado la pérdida de 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 placa donde la corteza no se consume ni se genera. Por lo 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 placa en el pasado.
Comprender la fuente de calor que provoca la fusión del manto fue un problema polémico. Los investigadores creían que el calor se producía a través de la fricción en la parte superior de la placa. Sin embargo, esto es poco probable porque la viscosidad de la astenosfera disminuye con el aumento de la temperatura y, a las temperaturas requeridas para la fusión parcial, la astenosfera tendría una viscosidad tan baja que no podría producirse la fusión por cizallamiento. [6]
Actualmente se cree que el agua actúa como el agente principal que impulsa la fusión parcial debajo de los arcos. Se ha demostrado que la cantidad de agua presente en la placa descendente está relacionada con la temperatura de fusión del manto. [7] Cuanto mayor sea 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 la serpentinita el mineral que más agua transporta .
Estas reacciones minerales metamórficas provocan la deshidratación de la parte superior de la placa a medida que la placa hidratada se hunde. También se le transfiere calor desde la astenosfera circundante. A medida que se transfiere calor a la placa, se establecen gradientes de temperatura de modo que la astenosfera en las proximidades de la placa se vuelve más fría y más viscosa que las áreas circundantes, particularmente cerca de la parte superior de la placa. Esta astenosfera más viscosa luego es arrastrada hacia abajo con la placa, lo que hace que fluya un manto menos viscoso detrás de ella. Se cree que la interacción de este manto descendente con los fluidos acuosos que se elevan desde la placa que se hunde es lo que produce la fusión parcial del manto a medida que cruza su solidus húmedo . [8] Además, algunas fusiones pueden resultar de la elevación 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 la liberación de presión o la fusión parcial por descompresión .
En el lado de subducción del arco insular hay una fosa oceánica estrecha y profunda, que es el trazo en la superficie de la Tierra del límite entre las placas descendente y superior. Esta fosa se crea por la atracción gravitatoria descendente de la placa subductora relativamente densa en el borde delantero de la placa. Múltiples terremotos ocurren a lo largo de este límite de subducción con los hipocentros sísmicos ubicados a profundidad creciente debajo del arco insular: 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 desde una masa de tierra continental adyacente o en volcanes relacionados con la subducción activos en los márgenes de los continentes.
A continuación se presentan algunas de las características generalizadas presentes en la mayoría de los arcos de islas.
Antearco : Esta región comprende la fosa, el prisma de acreción y la cuenca del antearco. Existe una protuberancia que se forma a partir 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 dorsal del antearco y el arco insular; es una región de sedimentación plana no perturbada.
Fosas : son las formaciones más profundas de las cuencas oceánicas, siendo la más profunda la fosa de las Marianas (aproximadamente 11.000 m o 36.000 pies). Se forman por flexión de la litosfera oceánica y se desarrollan en el lado oceánico de los arcos de islas.
Cuenca de trasarco : también se las conoce como mares marginales y se forman en el lado cóncavo interno de los arcos insulares delimitados por dorsales de trasarco. Se desarrollan en respuesta a la tectónica tensional debido al rifting de un arco insular existente.
Zona de Benioff o zona de Wadati-Benioff : es un plano que se inclina bajo la placa superior donde se produce una intensa actividad volcánica, que se define por la ubicación de los eventos sísmicos por debajo del arco. Los terremotos se producen desde cerca de la superficie hasta una profundidad de ~660 km. La inclinación de las zonas de Benioff varía de 30° a casi vertical. [12]
Entre el margen continental y los arcos de islas en el lado cóncavo del arco se puede formar una cuenca oceánica. Estas cuencas tienen una corteza que es 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 áreas continentales u oceánicas normales. [2]
Algunos arcos, como las islas Aleutianas, pasan lateralmente a la plataforma continental por 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 insulares activos. El arco insular y la pequeña cuenca oceánica están situados sobre la placa suprayacente que se encuentra con la placa descendente que contiene corteza oceánica normal a lo largo de la zona de Benioff. La pronunciada curvatura de la placa oceánica hacia abajo produce una fosa. [14]
En general, 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 por encima de las zonas de subducción jóvenes formadas por magma de profundidad relativamente baja. Las series calcoalcalinas y alcalinas se ven en zonas de subducción maduras y están relacionadas con magma de mayores profundidades. La andesita y la andesita basáltica son las rocas volcánicas más abundantes en el arco insular, lo que es indicativo de los magmas calcoalcalinos. Algunos arcos insulares tienen series volcánicas distribuidas como se puede ver en el sistema de arco insular japonés, donde las rocas volcánicas cambian de toleíta (calcoalcalina) a alcalina a medida que aumenta la distancia desde la fosa. [15]
En el magmatismo de arco intervienen varios procesos que dan lugar al gran espectro de composición de las rocas que se encuentran. Estos procesos son, entre otros, la mezcla de magma, el fraccionamiento, las variaciones en la profundidad y el grado de fusión parcial y la asimilación. Por lo tanto, las tres series volcánicas dan lugar a una amplia gama de composiciones de rocas y no corresponden a tipos absolutos de magma ni a regiones de origen. [6]
En algunos lugares se han identificado restos de antiguos arcos insulares. En la siguiente tabla se menciona una selección de ellos.
