La teoría de placas es un modelo de vulcanismo que 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:
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 .
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 la década de 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. [2] A principios de la década de 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 , 3000 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. [3] [4]
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. [5] [6] 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. [7] Los datos sísmicos utilizados para proporcionar restricciones adicionales sobre las temperaturas de la fuente son muy ambiguos. [8] Además de esto, varias predicciones de la teoría de las columnas han resultado infructuosas en muchos lugares que supuestamente están cubiertos por columnas del manto, [9] [7] y también hay razones teóricas significativas para dudar de la hipótesis. [10] [11]
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. [12] [13]
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 [14] [15] y de un libro de texto. [7]
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, incluidas las zonas de rift continental (por ejemplo, el Rift de África Oriental ), límites difusos de placas oceánicas (por ejemplo, Islandia ), [16] [17] 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 antearco (por ejemplo, el Pacífico occidental), [18] y regiones continentales que experimentan delaminación litosférica (por ejemplo, Nueva Zelanda ). [19]
La ruptura continental comienza con un rift. 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 rift 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. [20]
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. [21]
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 . [22]
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 , [23] 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 . [20]
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 simultánea con su emplazamiento. [24] 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. [25]
Si la extensión es grave y da como resultado un adelgazamiento significativo de la litosfera, la astenosfera puede ascender a profundidades poco profundas, lo que induce la fusión por descompresión y produce 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 las grietas continentales que se extienden lentamente o cerca de ellas. Debajo de los continentes, la litosfera tiene un espesor de hasta 200 km. Si una litosfera de este espesor sufre una extensión grave 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. [20]
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. [15] [14] 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. [7]
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. [17]
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 progresivamente 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, ha sido estudiado extensamente, 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. [27] 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. [28] La zona de Yellowstone-Eastern Snake River Plain, por lo tanto, probablemente refleja un lugar de extensión que ha migrado de oeste a este. [27] 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 [29] y Long Valley Caldera [30] 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. [31] Se pueden encontrar pruebas de la extensión histórica en las zonas de rift alimentadas por diques orientadas al noroeste responsables de los flujos de basalto. [32] 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 se produce en breves ráfagas de actividad entre largos períodos de inactividad. [26]
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. [35] 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. [20]
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. [36] [37]
Los representantes de esta teoría consideran que la principal virtud de la teoría de placas es que extiende la tectónica de placas a una explicación unificadora del vulcanismo de la Tierra que elimina la necesidad de invocar hipótesis extrañas diseñadas para dar cabida a casos de actividad volcánica que superficialmente parecen ser excepcionales. [1] [38] [12] [13] [20]
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