El punto de acceso de Anahim es un punto de acceso hipotético en el interior central de la Columbia Británica , Canadá. Se ha propuesto como fuente candidata de vulcanismo en el cinturón volcánico de Anahim , una cadena de volcanes de 300 kilómetros (190 millas) de largo y otras características magmáticas que han sufrido erosión. Esta cadena se extiende desde la comunidad de Bella Bella en el oeste hasta cerca de la pequeña ciudad de Quesnel en el este. Si bien la mayoría de los volcanes se crean por actividad geológica en los límites de las placas tectónicas , el punto de acceso de Anahim se encuentra a cientos de kilómetros del límite de las placas más cercanas.
El punto de acceso fue propuesto por primera vez en la década de 1970 por tres científicos que utilizaron la teoría clásica del punto de acceso de John Tuzo Wilson . Esta teoría propone que una única columna de manto fija forma volcanes que luego, aislados de su origen por el movimiento de la Placa de América del Norte , se vuelven cada vez más inactivos y eventualmente se erosionan a lo largo de millones de años. Una teoría más reciente, publicada en 2001 por la Sociedad Geológica de América , sugiere que el punto caliente de Anahim podría ser abastecido por una pluma del manto superior en lugar de una pluma profunda propuesta por Wilson. Desde entonces, las imágenes tomográficas han identificado una anomalía de baja velocidad , indicativa de una columna de surgencia, que mide aproximadamente 400 kilómetros (250 millas) de profundidad. Sin embargo, esta medida podría estar subestimada, ya que la anomalía podría originarse en las profundidades del interior de la Tierra.
El vulcanismo de hace 14,5 millones de años se ha relacionado con el hotspot de Anahim, y la última erupción tuvo lugar en los últimos 8.000 años. Esta actividad volcánica ha producido rocas que muestran una distribución bimodal en su composición. Mientras se depositaban estas rocas, el punto caliente coincidió con períodos de extensión y elevación de la corteza terrestre . La actividad en los tiempos modernos se ha limitado a terremotos y emisiones de gases volcánicos .
Las placas tectónicas generalmente concentran la deformación y el vulcanismo en los límites de las placas. Sin embargo, el punto de acceso de Anahim está a unos 500 kilómetros (310 millas) del límite de placa más cercano. Mientras estudiaban el cinturón volcánico de Anahim en 1979, los geólogos canadienses Mary Bevier, Richard Armstrong y Jack Souther utilizaron la teoría del punto caliente para explicar esta zona de vulcanismo tan alejada de las condiciones normales. La teoría fue inventada por primera vez por el geofísico canadiense John Tuzo Wilson en 1963 para explicar la formación de las islas hawaianas . [1]
En 1963, Wilson propuso que bajo la superficie de la Tierra existen áreas de magma pequeñas, duraderas y excepcionalmente calientes; Estos centros de calor crean columnas de manto térmicamente activas, que a su vez sustentan una actividad volcánica duradera. Este vulcanismo intraplaca construye picos que se elevan por encima del paisaje circundante. La tectónica de placas hace que la placa tectónica local (en el caso del punto de acceso de Anahim, la Placa de América del Norte) se deslice lentamente sobre el punto de acceso, arrastrando consigo sus volcanes sin afectar la columna. Durante cientos de miles de años, el suministro de magma al volcán se va cortando lentamente y finalmente se extingue. Al no estar lo suficientemente activo como para dominar la erosión, el volcán se erosiona lentamente. A medida que continúa el ciclo, se manifiesta un nuevo centro volcánico y surge de nuevo un pico volcánico. El proceso continúa hasta que la propia columna del manto colapsa. [2]
Este ciclo de crecimiento y latencia une volcanes durante millones de años, dejando un rastro de montañas volcánicas e intrusiones que se extienden desde la costa de Columbia Británica a través de las Montañas Costeras hasta la Meseta Interior . [3] Según la teoría de Wilson, los volcanes Anahim deberían ser progresivamente más viejos y cada vez más erosionados cuanto más se alejan del hotspot y esto es fácilmente observable; la roca más antigua de la costa de Columbia Británica, la del enjambre de diques Gale Passage , tiene aproximadamente 14,5 millones de años y está profundamente erosionada, mientras que la roca en Nazko Cone , el centro actual del hotspot, tiene una edad comparativamente joven de 0,34 millones de años o menos. [3] [4] La datación por radiocarbono de la turba directamente encima y debajo de una capa de tefra que se extiende 4 kilómetros (2,5 millas) desde el cono de Nazko sugiere que la última erupción ocurrió hace aproximadamente 7.200 años. [3]
Los geofísicos creen que los puntos calientes se originan en uno o dos límites principales en las profundidades de la Tierra, ya sea una interfaz poco profunda en el manto inferior entre una capa convectiva superior y una capa inferior no convección, o una D″ más profunda ("D doble prima") capa , de aproximadamente 200 kilómetros (120 millas) de espesor e inmediatamente por encima del límite núcleo-manto . Una pluma del manto se iniciaría en la interfaz cuando la capa inferior más cálida calienta una porción de la capa superior más fría. Esta porción calentada, flotante y menos viscosa de la capa superior se volvería menos densa debido a la expansión térmica y ascendería hacia la superficie como una inestabilidad de Rayleigh-Taylor . [5] Cuando la columna del manto llega a la base de la litosfera , la columna la calienta y produce derretimiento. Este magma luego sube a la superficie, donde entra en erupción en forma de lava . [6]
Los argumentos a favor de la validez de la teoría del punto caliente generalmente se centran en la progresión constante de la edad de los volcanes Anahim y las características cercanas: existe una tendencia espaciotemporal joven hacia el este similar para la trayectoria del punto caliente de Yellowstone , 1.400 kilómetros (870 millas) al sureste. La presencia de dos puntos de acceso en el mismo continente y su acuerdo general entre sí proporciona una herramienta única para evaluar y probar el movimiento de América del Norte. [7]
Otra hipótesis es que el punto de acceso de Anahim está abastecido por una minipluma. [8] Estas plumas del manto tienen sus raíces en el manto superior, pero luego pueden originarse en el manto inferior. [9] Los argumentos a favor de una minipluma de Anahim se centran en la existencia de dos pequeños enjambres de diques en el extremo occidental (por lo tanto, el más antiguo) del cinturón volcánico de Anahim. Esta suposición, a su vez, se basa en la noción de que los enjambres de diques gigantes marcan la llegada de columnas de manto profundamente arraigadas. [8]
En 1977, Jack Souther produjo una síntesis del vulcanismo en la Cordillera canadiense y delineó varios cinturones volcánicos del Neógeno al Cuaternario en toda la Columbia Británica. Uno de ellos era el cinturón volcánico lineal de Anahim, que incluía el campo volcánico Wells Gray-Clearwater en su extremo oriental. [10] Sin embargo, su origen aún no se había entendido. [11] En 1979, Jack Souther, Mary Bevier y Richard Armstrong propusieron dos modelos tectónicos de volcanes. Esto incluía un punto caliente y una grieta en propagación controlada por campos de tensión relacionados con la tectónica de placas a gran escala del oeste de América del Norte. [7]
En 1981, Garry C. Rogers, del Servicio Geológico de Canadá, especuló que los enjambres de terremotos en el lago McNaughton (ahora llamado lago Kinbasket ) pueden estar relacionados con el punto crítico de Anahim. Rogers señaló que si la sismicidad está relacionada con un punto crítico, la expresión de la superficie debe estar retrasada 100 kilómetros (62 millas) con respecto al paso del punto crítico. Una teoría alternativa propuesta por Rogers es que si el punto de acceso de Anahim está ubicado debajo del área de Wells Gray-Clearwater, el campo de tensión que rodea el punto de acceso debe precederlo en aproximadamente 100 kilómetros (62 millas) . [12]
En 1987, la vulcanóloga canadiense Catherine Hickson reveló que el campo volcánico Wells Gray-Clearwater no es parte del cinturón volcánico de Anahim, sino más bien un centro separado que muy probablemente representa un área de derretimiento por descompresión litosférica causada por el rifting a lo largo de fracturas de la corteza preexistentes . Desde entonces, el campo volcánico Wells Gray-Clearwater no se ha considerado parte del cinturón volcánico de Anahim y ahora se cree que el punto crítico de Anahim está en el área del cono de Nazko. [10]
La existencia de un punto crítico de Anahim fue respaldada en un informe detallado del Boletín de Vulcanología realizado por Kuehn et al. (2015). Esto incluyó nuevos datos geoquímicos y geocronométricos para los campos volcánicos de Baldface Mountain y Satah Mountain , así como para Nazko Cone. Los datos obtenidos indicaron que el vulcanismo en los dos campos era contemporáneo del volcán en escudo adyacente Itcha Range y que ambos campos volcánicos concuerdan con el vector del movimiento de la placa norteamericana sobre un punto caliente en el interior de la Columbia Británica. También se observó que los patrones de trazas y elementos de tierras raras de las lavas máficas en el cinturón volcánico de Anahim son similares a los basaltos de las islas oceánicas , lo que proporciona más evidencia de un punto caliente. [7]
La tomografía local de alta resolución indica una posible columna del manto inferior y un estanque de material de la columna se evidencia por una gran zona de baja velocidad en el manto superior. Estas zonas de baja velocidad sísmica a menudo indican material del manto más caliente y más flotante. La zona de baja velocidad está flanqueada a ambos lados por anomalías de alta velocidad de amplitud variable. En el norte, las altas velocidades pueden reflejar restos de raíces batolíticas que se formaron como resultado de una subducción continua a lo largo del margen continental norte hace 150 a 50 millones de años. Las altas velocidades en el sur representan la losa de Juan de Fuca en subducción . Centrada cerca del Cono Nazko, la zona de baja velocidad se extiende hasta una profundidad de aproximadamente 400 kilómetros (250 millas) . Sin embargo, puede extenderse más hacia el sur debajo de la losa de Juan de Fuca a través de la zona de transición hacia el manto inferior. Esto ha llevado a la conclusión de que el punto crítico de Anahim es abastecido por una pluma del manto sobre el flujo del borde de la losa. [13] Los estudios isotópicos de plomo y estroncio en lavas de Anahim indican la presencia de un manto suboceánico bajo el centro de la Columbia Británica, lo que a su vez corrobora la falta de una losa en subducción bajo el cinturón volcánico de Anahim desde el Mioceno . [7]
Los volcanes individuales se desplazan hacia el suroeste desde el punto de acceso a un ritmo de aproximadamente 2 a 3 centímetros (0,79 a 1,18 pulgadas) por año y cada centro volcánico sucesivo pasa aproximadamente dos millones de años adherido activamente a la columna. [7] El volcán Anahim más antiguo, situado en la costa central de la Columbia Británica, se formó hace 14,5 millones de años. [4] Si existiera algún registro anterior en forma de montes submarinos frente a la costa de Columbia Británica, este registro probablemente habría sido subducido bajo América del Norte con las placas Farallón /Juan de Fuca y se habría perdido. Por lo tanto, aún se desconoce si el punto de acceso existió en el Océano Pacífico antes de ubicarse en el continente norteamericano debido al movimiento actual de las placas. [7] Sin embargo, estudios geoquímicos y de mapeo de campos geológicos anteriores sugieren que podrían estar presentes plutones masivos en la plataforma continental costa afuera. Estos cuerpos sospechosos están alineados con el cinturón volcánico de Anahim, con tendencia noreste, cuya progresión de edad sugiere que estos plutones sospechosos en alta mar podrían ser de la edad del Mioceno. Una porción desplazada anteriormente de la trayectoria del hotspot podría existir en Haida Gwaii como parte de la Formación Masset . Sin embargo, aún se requieren más análisis de las rocas volcánicas de Masset para determinar si son compositivamente e istópicamente similares a las lavas alcalinas encontradas en el continente. [14]
La composición del magma de los volcanes ha cambiado significativamente con el tiempo a medida que crecen sobre el punto caliente y migran. La actividad volcánica hace 14,5 a 3,0 millones de años fue predominantemente félsica y produjo grandes volúmenes de lava de riolita y traquita . [3] [4] Esto puede explicarse por la presencia de gruesas estructuras graníticas debajo de estos volcanes, que han sido comprimidas tectónicamente por estar cerca del margen de la Placa de América del Norte. Una característica única de los flujos de lava félsica es que, aunque tenían un alto contenido de sílice , los flujos eran de naturaleza demasiado fluida. Esto se debe a que el contenido peralcalino de estas lavas félsicas disminuyó la viscosidad de los flujos un mínimo de 10 a 30 veces más que la de los flujos félsicos calco-alcalinos . [3] Existe evidencia de vulcanismo explosivo en forma de flujos de piedra pómez , tobas estratificadas , rocas de basamento intensamente destrozadas y el alto contenido de clastos de basamento gruesos en brechas de riolita . [4] [15]
La producción de magma del hotspot de Anahim ha pasado de composiciones más félsicas a composiciones más máficas en los últimos 3,0 millones de años. Por ejemplo, gran parte del magma creado hace entre 3,0 y 0,33 millones de años era fonolita , traquita, traquiandesita , basalto y basanita ígneas ; Los volcanes construidos durante este período están formados casi en su totalidad por este tipo de rocas. Otras rocas ígneas como la fonotefrita están presentes en menores cantidades; estos ocurren en el campo volcánico de la montaña Satah. Las erupciones volcánicas de los últimos 0,33 millones de años han sido principalmente basaníticas y se han producido en el centro eruptivo más joven, el Cono de Nazko. [7] Las basanitas producidas por estas erupciones están significativamente más subsaturadas que los basaltos de los volcanes Anahim más antiguos en el oeste y pueden indicar un desplazamiento hacia el este hacia una fuente de manto más profunda o menos agotada. [16] La química y mineralogía generales de los magmas de Anahim son análogas a las regiones de incipiente rifting continental sobre una columna de manto. [4]
Durante los últimos 14,5 millones de años, el hotspot de Anahim ha creado al menos 40 volcanes. [4] [8] Estos centros comprenden el cinturón volcánico de Anahim, una de las seis provincias volcánicas neógenas-cuaternarias de la Columbia Británica. [7] El Cinturón Volcánico de Anahim se puede organizar en tres grupos: la sección occidental, que ha sido reducida a restos de brechas eruptivas, plutones de alto nivel y enjambres de diques; la sección central, que consta predominantemente de volcanes en escudo; y la sección oriental, que comprende varios conos de ceniza pequeños y es el lugar de toda la actividad volcánica moderna. [4] [15]
Los volcanes Anahim se agrupan en tres tipos: conos volcánicos , volcanes en escudo y domos de lava . [7] Los escudos se caracterizan por su gran tamaño (cientos de kilómetros de volumen) y su forma simétrica. Son los más destacados de los tres tipos de volcanes, siendo el Rainbow Range el más alto, a unos 2.500 metros (8.200 pies) sobre el nivel del mar. Sus laderas exteriores se fusionan con flujos basálticos planos más antiguos del Grupo Chilcotin , que cubre un gran porcentaje de la Meseta Interior. [3] Los domos de lava y conos volcánicos más abundantes son mucho más pequeños (menos de un kilómetro de volumen). Estos comprenden dos extensos campos volcánicos en las cercanías de la Cordillera Itcha. [7]
Aunque muchos volcanes Anahim están rodeados por flujos de basalto del Grupo Chilcotin, se desconoce la naturaleza exacta de su relación. [3] Es poco probable que los volcanes Anahim hayan sido alguna vez un área de origen de los basaltos de Chilcotin, ya que tienen geoquímicas de transición distintas. Se interpreta que el Grupo Chilcotin está relacionado con la extensión del arco posterior detrás de la zona de subducción de Cascadia . [7]
Cada tipo de volcán producido por el hotspot de Anahim tiene su propio ciclo de vida único de crecimiento y erosión. Los conos volcánicos tienen su origen en la tefra que se acumula alrededor de los respiraderos durante las erupciones estrombolianas . Están compuestos por traquita, traquiandesita, basalto, fonolita, basanita y en menor medida fonotefrita. Por el contrario, los domos de lava están formados principalmente por magma traquítico viscoso que estalla efusivamente en la superficie y luego se acumula alrededor de los respiraderos. Considerando las dimensiones generalmente pequeñas de estos dos tipos de volcanes, es probable que sean producto de una actividad episódica y de corta duración. Las estructuras más grandes, como la montaña Satah , la montaña Baldface y el monte Punkutlaenkut, son excepciones. Una vez que la actividad ha terminado, la erosión eventualmente reduce los conos y cúpulas a restos volcánicos como tapones de lava . [7]
Los volcanes en escudo pasan por al menos dos etapas de actividad volcánica. La etapa de escudo inicial es la más productiva desde el punto de vista volcánico y presenta erupciones repetidas de grandes volúmenes de magmas félsicos peralcalinos predominantemente fluidos que se vuelven progresivamente más evolucionados. [7] Durante esta etapa se puede formar una pequeña caldera en la cumbre , como es el caso de la Cordillera de Ilgachuz . [3] Una vez completada la etapa de escudo, la etapa posterior al escudo tiene éxito. Esta etapa de actividad se caracteriza por pequeños volúmenes de lavas máficas expresadas como pequeños conos de ceniza y flujos de cobertura. [7] La disección del escudo por la erosión de la corriente también es evidente, lo que resulta en la creación de valles radiales profundamente incisos . [17]
La erosión prolongada eventualmente elimina la mayoría, si no todos, los rastros de los volcanes para exponer sus sistemas de magma solidificado subyacentes. Dichos sistemas pueden estar de 1 a 4 kilómetros (0,62 a 2,49 millas) debajo de la superficie con rocas que van desde hipobisales hasta plutónicas. La exposición de los enjambres de diques de King Island Pluton y Bella Bella y Gale Passage son excelentes ejemplos de esta fase de erosión. [4]
El rift y la extensión de la corteza en Queen Charlotte Sound hasta hace unos 17 millones de años se han relacionado con el paso del hotspot de Anahim al Mioceno temprano . Yorath y Chase (1981) propusieron que el derretimiento subcortal por encima de la columna de Anahim provocaba un debilitamiento de la corteza regional, preparando el terreno para el desarrollo del rift. Posteriormente, el vulcanismo generalizado produjo flujos subaéreos de basalto y riolita en la región del rift y a lo largo de fallas transcurrentes que se extienden hacia el noroeste. Haida Gwaii fue desplazada aproximadamente 70 kilómetros (43 millas) al norte a lo largo de una serie de fallas que se extienden a través de Sandspit y Louscoone Islet. Este período de rifting y extensión de la corteza terrestre contribuyó a la formación de la Cuenca Queen Charlotte . [18]
Mientras la grieta estaba en desarrollo, un límite de placa conservador se habría extendido hacia el norte desde el extremo terrestre de la grieta. Tal límite de placa podría haber sido similar al sistema de fallas del Golfo de California y San Andrés en el estado estadounidense de California . Este tipo de configuración necesita haber existido desde hace sólo unos pocos millones de años para generar los 70 kilómetros (43 millas) de abertura en la grieta. Alternativamente, el bloque Haida Gwaii puede haber estado sólo parcialmente acoplado a la placa marina durante un período más largo de convergencia oblicua. [18] Sedimentos batiales , quizás tan jóvenes como 15 millones de años, se depositaron dentro de la zona de rift durante y después de que tuvo lugar el rift a medida que pasaba el hotspot de Anahim. [18] [19]
Hace unos 10 millones de años, el hotspot de Anahim comenzó a pasar bajo la región de Bella Coola – Ocean Falls . [20] Esto coincidió con un aumento regional del levantamiento de las montañas costeras del centro-sur. [7] Después de que el punto de acceso alcanzó la meseta de Chilcotin hace 8 millones de años, la elevación había disminuido. [20] Esto sugiere que el levantamiento podría haber sido impulsado térmicamente por el punto de acceso de Anahim, que adelgazó la litosfera y provocó cambios en el flujo de calor subcortal y superficial . [7] [21] Aproximadamente 1 kilómetro (0,62 millas) de elevación se logró durante la época del punto de acceso en las montañas costeras del centro-sur durante un período de unos pocos millones de años. [20]
El hotspot de Anahim estuvo estacionado en una región tectónicamente compleja de la meseta de Chilcotin hace entre 3,9 y 1,4 millones de años. Esta complejidad puede haber dado lugar a interacciones del punto caliente con sistemas de fracturas preexistentes, de modo que el magma se elevó a lo largo de fallas normales para crear una cadena de volcanes con tendencia norte-sur de 50 kilómetros (31 millas) de largo . La Cordillera Itcha se desarrolló directamente sobre la intersección, mientras que el campo volcánico de la Montaña Satah se desarrolló a lo largo de las porciones más distales del sistema de fracturas y lejos de la Cordillera Itcha. La falta de extensos campos volcánicos adyacentes a las vecinas cordilleras Ilgachuz y Rainbow podría indicar una ausencia de sistemas de fracturas asociados con esos volcanes. [7]
No se sabe que hayan ocurrido erupciones volcánicas en el punto crítico de Anahim en tiempos históricos. Sin embargo, desde 2007 se han registrado terremotos tectónicos volcánicos y emisiones de dióxido de carbono en las proximidades del Cono de Nazko. [7] La falta de evidencia de sismicidad histórica antes de 2007 sugiere que el área es tectónicamente estable, lo que convierte a la cuenca de Nechako en una de las áreas sísmicamente más inactivas de la Columbia Británica. [7] [22]
Del 9 de octubre de 2007 al 15 de mayo de 2008, se produjo una serie de terremotos de magnitud 2,9 en la cuenca de Nechako, a unos 20 kilómetros (12 millas) al oeste del cono de Nazko. La mayoría de ellos ocurrieron entre 25 y 31 kilómetros (16 a 19 millas) debajo de la superficie, lo que indica que se originaron dentro de la corteza más baja. El análisis de las ondas sísmicas sugiere que el enjambre de terremotos fue causado por fallas frágiles y fracturas de rocas en profundidad debido a la intrusión de magma. No era probable que se produjera una erupción volcánica ya que el número y la magnitud de los temblores eran demasiado pequeños. [22] Sin embargo, estos terremotos sugieren que el punto crítico de Anahim es sísmicamente activo y que todavía son posibles pequeños movimientos de magma. [23] Aunque estos terremotos fueron demasiado pequeños para sentirse, generaron un interés local sustancial ya que representaban una concentración significativa de actividad sísmica dentro del cinturón volcánico de Anahim. [22]
Se produce una vigorosa desgasificación de dióxido de carbono en varios respiraderos en dos pantanos cerca de Nazko Cone. [24] Estos respiraderos tienen la forma de pequeños montículos de travertino aislados en la superficie del pantano. En 2013 se identificó un montículo con un respiradero parcialmente sumergido con un flujo constante de dióxido de carbono. Varios respiraderos nuevos sin montículos de travertino liberaron activamente gas dióxido de carbono en 2015. [25] El análisis del isótopo carbono-13 en las emisiones de gas dióxido de carbono sugiere un origen magmático. [24] Esto ha llevado a la posibilidad de un sistema geotérmico volcánico , cuya existencia ha sido investigada por Geoscience BC como parte de su proyecto Targeting Resources for Exploration and Knowledge. [26] [27] La falta de fuentes termales y evidencia geotérmica en la superficie sugiere que la fuente de calor de tal sistema estaría muy profunda bajo tierra. [27]
El punto crítico de Anahim está ubicado en una ubicación remota a la que se accede por una red de caminos forestales desde Quesnel en la autopista 97 . [3] Debido a esto, el peligro más inmediato relacionado con futuras erupciones es sólo de preocupación local. [28] Aunque no está muy poblada, el área alberga operaciones forestales y la pequeña comunidad de Nazko . [22] La presencia de madera quemada dentro de la tefra de Nazko sugiere que esta zona es propensa a incendios forestales causados por erupciones volcánicas. Además, si se produjera una columna de erupción , perturbaría el tráfico aéreo local. [28] Las cenizas volcánicas reducen la visibilidad y pueden causar fallas en los motores a reacción, así como daños a otros sistemas de aeronaves. [29] Es probable que un renovado vulcanismo dé como resultado la creación de conos de ceniza máfica; el último evento de este tipo ocurrió con la erupción del Cono de Nazko hace 7.200 años. [2] [16] Sin embargo, no se pueden descartar erupciones de magma menos máfico, típicas de la actividad anterior del punto de acceso de Anahim. [2]
