VOLCANES: AMBIENTES GEOTECTÓNICOS.
Traducción y resúmen del capítulo 2 de Volcanoes.
A planetary perspective. P. Francis
(Remitido por MM de No. 25-5-2000)
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Geología>
Contenido:
1-UN VIAJE COMPLETO A LOS VOLCANES DE LA TIERRA:
- 1.1 Los diferentes ambientes en que se encuentran
los volcanes.
- 1.2 Márgenes continentales y volcanes de arco de
isla.
- 1.3 Volcanes en medio de los océanos: el
Atlántico.
- 1.4 Volcanes de rift continental.
- 1.5 Volcanes en medio de ningún sitio.
2-SÍNTESIS DE LA TEORÍA DE LA TECTÓNICA DE PLACAS:
- 2.1 Resúmen de la teoría de la Tectónica de
Placas y sus mecanismos.
- 2.2 El manto.
-
2.3.Litosfera.
3-VULCANISMO DE DORSAL OCEÁNICA:
- 3.1 Las dorsales oceánicas y la extensión y
adelgazamiento de la corteza.
- 3.2.Ofiolitas: fósiles de la corteza oceánica.
-
3.3.Cámaras magmáticas MORB.
- 3.4. Extensión en superficie: Islandia.
- 3.5. Litosfera oceánica lejos del eje de la dorsal.
4-VULCANISMO EN MÁRGENES DE PLACA DESTRUCTIVOS:
- 4.1 La corteza nace crece y muere.
-
4.2.Arcos de Isla.
- 4.3.Procesos de márgen continental.
5-VOLCANES DE INTRAPLACA,PUNTOS CALIENTES Y PLUMAS
MANTÉLICAS:
-
5.1 Puntos calientes y plumas.
- 5.2.Puntos calientes continentales.
- 5.3.Basaltos de coladas continentales.
-
5.4.Rifts continentales.
- 5.5. Relaciones entre los rifts y los basaltos de
coladas continentales.
6-BIBLIOGRAFÍA.
1-UN VIAJE COMPLETO A LOS VOLCANES DE LA
TIERRA:
1.1 Los diferentes ambientes en que se encuentran los
volcanes:
Los volcanes se encuentran en tres
ambientes distintos.El primero comprende los márgenes
continentales y una serie de islas dispersas lejos de éstos. El
segundo ambiente se situa en medio de los océanos, y el tercero,
en lugares aislados en medio de los continentes. Hay pocos en
este último grupo.
En el siglo XIX, los oceanógrafos
vieron que las islas volcánicas situadas a lo largo del océano
Atlántico eran pináculos emergidos de una cordillera submarina
que se extiende miles de Km, del Ártico hasta el Antártico,
trazando una línea que curiosamente reflejaba las líneas de
costa de África y Suramérica. A esta dorsal se la denominó
dorsal Medio-Atlántica. Otros estudios mostraron dorsales
similares bajo otros océanos, y muestras de roca recogidas allí
mostraron que todas estas islas se habian originado a partir de
lavas basálticas. Estudios posteriores, mostraron que las
dorsales oceánicas no son algo simple y continuo, sino que
están interrumpidas y contrarestadas por grandes fallas
transformantes curvadas, y por fracturas. En los años 60, la
interpretación de los datos del magnetismo de las rocas del
suelo oceánico, confirmó que en las dorsales oceánicas se
está formando nueva corteza oceánica produciendo una extensión
de los oceanos y una "deriva continental". Esto es la
base de la revoluciónaria teoria de la Tectónica de Placas.
Veremos a continuación los diferentes
ambientes donde aparecen volcanes.
1.2 Márgenes continentales y volcanes de arco de
isla:
Los volcanes más destacados de este
grupo, son los del llamado Anillo de fuego. El Anillo de Fuego se
caracteriza por los volcanes altos y cónicos que aparecen en los
márgenes continentales o en islas oceánicas que erupcionan con
poca frecuencia, pero que han causado muchas de las mayores
catástrofes provocadas por volcanes.
1.3 Volcanes en medio de los océanos: el Atlántico:
A este grupo pertenece el volcan Jan
Mayen que da lugar a una isla en el océano Ártico a medio
camino entre Groendlandia y el norte de Noruega.
En la misma latitud que el estrecho de Gibraltar y a 1300 Km de
la costa portuguesa están la Azores, un grupo de islas
volcánicas donde la erupción más reciente fue en 1957. Al sur
de las Azores pero cerca de la costa africana, están las Isla
Canarias, escenario también de recientes erupciones.
1.4
Volcanes de rift continental:
Un vistazo a un mapa de Africa muestra
que la topografía es distinta a la de otros continentes: no
tiene grandes cordilleras como los Alpes o los Andes. Casi todos
los picos más altos son volcanes. Estos parecen en dos ambientes
distintos: a lo largo del Rift Valley del este africano, y el
más destacado de todos, como macizos aislados en el corazón de
África. En un mapa las características más obvias del rift son
los largos y angostos lagos que yacen dentro de las fallas que lo
delimitan. África no es el único continente que posee volcanes
de rift valley, aunque allí están mejor desarrollados. En
Europa, la región de Eifel en Alemania es un lugar de vulcanismo
reciente en el rift del Rhin.
En Asia el vulcanismo está asociado al
rift que ahora esta ocupado por el lago Baikal. En Norte
América, el Rio Grande fluye a través de un magnífico rift
valley durante cientos de kilómetros en su viaje hacia el Golfo
de México. Los rifts de Baikal y Rio Grande ocupan las crestas
de un ancho oleaje topográfico constituido por domos suavemente
edificados que se desarrollan antes y durante la formación del
rift.
1.5 Volcanes en medio de ningún sitio:
En el desierto del Sahara algunos
macizos montañosos se levantan miles de metros hacia aires más
fríos. Destacan tres macizos : Jebel Marra en Sudán, Tibesti en
Chad y Ahoggar en Algeria. A este tipo pertenecen también las
islas Hawaii. Allí hay dos volcanes activos Mauna Loa y Kilauea
(el más activo de la Tierra).
2-SÍNTESIS DE LA TEORÍA DE LA TECTÓNICA DE
PLACAS:
2.1 Resúmen de la teoría de la Tectónica de Placas
y sus mecanismos:
De acuerdo con la teoría de la
Tectónica de Placas, la corteza terrestre está formada por 7
grandes y rígidas placas y por algunas otras placas más
pequeñas. Estas no estan fijas, sino que se desplazan entre
ellas. Tres tipos de márgenes de placa las separan: márgenes de
placa constructivos donde se forma corteza oceánica; márgenes
destructivos donde ésta estas se funden de nuevo, y márgenes
transformantes donde las placas se deslizan pasivamente sin
destruir o crear corteza. La fragmentación de la corteza
terrestre en placas no estáticas que se empujan unas a otras, es
debida básicamente a algo más profundo: los fenómenos de
transmision de calor del interior de la Tierra. Un planeta tan
grande como la Tierra contiene tremendas cantidades de calor que
proviene del calor primordial que queda de su formación, y del
calor generado por la desintegración de isótopos radioactivos
en el interior. Hay tres caminos distintos por donde el calor
puede escapar y los diferentes planetas que estudiaremos expresan
diferentes combinaciones de estos tres caminos.
La conducción a través de la roca
sólida es el más simple y común y el menos interesante ,
vulcanológicamente hablando, de los mecanismos de pérdida de
calor. Es el único mecanismo que hay en cuerpos pequeños como
la Luna.
Un segundo mecanismo podría darse en
planetas lo suficientemente grandes para contener suficiente
calor para fundir grandes cantidades de peridotitas mantélicas y
desplazarlo por un mecanismo parecido a la adveccion. El
vulcanismo de puntos calientes de esta clase ha sido importante
en varios cuerpos del sistema solar y juega un papel que no puede
ignorarse en la Tierra.
No obstante, la Tierra transporta la
mayor parte de su calor hacia la superficie por un tercer
mecanismo: el reciclaje de placas o tectónica de placas. Los
magmas basálticos que aparecen en las dorsales oceánicas,
forman la corteza oceánica que se enfría a medida que el calor
de este se transmite al agua del mar. Millones de años después,
la corteza oceánica es reabsorvida por el manto en un ciclo
continuo. En este sentido, los magmas basálticos y la corteza
que generan forman un fluido que transfiere calor del centro de
la Tierra hacia afuera.
2.2 El manto:
La convección en el manto tiene lugar
en estado sólido. Aunque las temperaturas en el manto son
superiores al punto de fusión de los materiales mantélicos en
superficie, la presión es tan grande que el material permanece
sólido.
Los materiales del manto convecten con
más facilidad mediante una deformación de tipo creep (
distorsión progresiva de la estructura cristalina), que no
fluyendo en forma de fluido. Estos materiales se mueven unos
pocos centímetros por año. Casi todo lo que conocemos del
manto, es gracias a las evidencias sísmicas que demuestran que
el manto se comporta como un sólido. En 1909, el 
sismólogo croata
Andrija Mohorovicic identificó el límite entre la corteza
terrestre y el manto, limite hoy en dia denominado discontinuidad
de Mohorovicic, o Moho, que se define por un incremento de la
densidad y de la velocidad sísmica.
Técnicas de computación sofisticadas
como la tomografía sísmica permiten a los sismólogos construir
imágenes en 3-D del manto y de sus celdas de convección, más o
menos del modo en que los radiólogos usan scanners CAT para
estudiar el interior del cráneo de un paciente. En un principio
se creía que la convección afectaba al manto superior, pero
ahora sabemos que en el manto interno también tienen lugar
fenómenos de convección. Lo que falta es determinar cómo
interactuan el manto inferior y superior.
2.3 Litosfera:
Una placa está compuesta por corteza y
por material de la parte superior del manto movible de la Tierra.
Este conjunto de corteza y parte superior del manto también se
denomina litosfera, y por debajo de esta queda la astenosfera.
Formalmente la litosfera se define en
términos de gradientes térmicos. En la superficie terrestre,
las rocas están frías y rígidas, y esto implica un
comportamiento mecánico determinado: elastico - fragil. Más
importante es el hecho de que el calor puede ser transportado a
través de rocas rígidas sólo por conducción. De este modo, la
temperatura aumenta regularmente con la profundidad y los
gradientes térmicos son lineales. Debido al gradiente térmico,
a partir de una profundidad determinada las temperaturas son tan
altas que las rocas se aproximan a su punto de fusión, lo que
provoca que estas se comporten de un modo dúctil y que las ondas
sísmicas se propaguen a menor velocidad. Aquí es donde empieza
la astenosfera. Ésta es fácilmente deformable y por este motivo
la convección es el tipo dominante de transmision de calor en
esta. Debido a que la convección tiende a remover y homogeneizar
las masas de magma, la temperatura en la astenosfera se
incrementa mucho menos a medida que aumenta la profundidad. Por
eso un modo útil de definir la base de la litosfera es el punto
de inflexión en un gráfico de temperatura/profundidad, donde el
gradiente conductivo lineal da paso al gradiente convectivo. Por
encima del punto de inflexión está la litosfera y por debajo la
astenosfera. Bajo los continentes la litosfera se extiende a una
profundidad de 100 y 150 Km, mientras que bajo los océanos la
profundiad de la litosfera depende de la edad de esta, de forma
que una litosfera joven puede tener un grosor de 10 Km y una
litosfera antigua un grosor de 120 Km.
Es el contraste en propiedades
mecánicas a largo plazo entre la litosfera rígida y la
astenosfera dúctil lo que permite a las placas litosféricas
moverse por la superficie terrestre. Los datos sísmicos también
revelan otros límites importantes dentro del manto. El más
importante para la tectónica de placas es la zona de baja
velocidad (LVZ), más o menos entre 50-150 Km de profundidad. La
LVZ es una zona de bajas velocidades de las ondas sísmicas que
indica que allí los materiales mantélicos son mucho menos
rígidos que los materiales que hay por encima y por debajo, y
que probablemente esta zona contiene material del manto
parcialmente fundido. A causa de esto, el término LVZ se usa a
menudo como sinónimo del término astenosfera (aunque esto es
erróneo). Bajo la LVZ hay un cambio brusco de las velocidades de
las ondas sísmicas a unos 400 Km, que probablemente corresponde
con un cambio mineralógico importante: el omnipresente Olivino
del manto superior cambia a densa Espinela. Por debajo de los 670
Km, la Espinela da paso a la Perovskita.
3-VULCANISMO
DE DORSAL OCEÁNICA :
3.1 Las dorsales oceánicas y la extensión y
adelgazamiento de la corteza:
Las dorsales oceánicas son la esencia
de la tectónica de placas. Se suele pensar que se sitúan justo
encima de las celdas de convección del manto las cuales se
suponían la causa inmediata de la extensión del suelo marino.
El trabajo hecho en los años 80 muestra que es más probable que
las dorsales sean el resultado de una extensión pasiva ( la
litosfera oceánica se va adelgazando debido a fuerzas
tectónicas hasta que se parte y se separa en dos fragmentos que
se alejan a velocidades de unos pocos centímetros por año). El
adelgazamiento de la litosfera oceánica debido a la extensión,
hace ascender las isotermas del manto, permitiendo que el
material mantélico que era estable a temperaturas y presiones
propias de profunidades de más de 100 Km, lo sea a profundidades
de 50 Km o menos.
La interpretación de las dorsales
oceánicas como fenómenos pasivos ayuda a explicar un número de
características enigmáticas, como la ausencia de anomalías
gravitatorias y el conjunto de fracturas que desplazan los ejes
de las dorsales, a veces en cientos de Km.
El Askja se encuentra en Islandia, isla que está
atravesada
por la dorsal Atlántica. (foto: Volcano World)
3.2 Ofiolitas: fósiles de la corteza oceánica:
Las ofiolitas son trozos de antigua
corteza oceánica que han sido empujados hacia la corteza
continental. Nos dan una visión única de los procesos que
tienen lugar bajo el nivel del mar en las dorsales de extensión.
La corteza oceánica es consistentemente delgada (6-7 Km). En la
parte inferior de una secuencia ofiolítica, se encuentran rocas
ígneas plutónicas de grano grueso (peridotitas), que una vez
estuvieron situadas en el manto, bajo el Moho. Idealmente éstas
forman una secuencia de 3 capas.
Por debajo de las 3 capas hay rocas
plutónicas de composición gabroica, a veces llamadas secuencia
de acumulados. Éstas representan las "cámaras
magmáticas" que abastecían los volcanes que las recubrían
a través de una segunda unidad, llamada "complejo de
diques". Recubriendo estos diques está el material
verdaderamente volcánico: un montón de pillow lavas, que
salieron en erupción de los diques y se acumularon para formar
una capa de varios cientos de metros de grosor.
Los diques son componentes cruciales del
vulcanismo en las dorsales oceánicas . La incorporación de
material a la corteza oceánica en forma de diques es el
mecanismo mediante el cual se da la extensión del suelo
oceánico. El complejo de diques consiste en conjuntos de diques
delgados i diques en forma de láminas paralelas, introducidos
unos dentro de otros. Estos son tan abundantes que a menudo es
difícil marcar los límites de un dique concreto. Toda esta
intrusión de diques en el eje de la dorsal es la consecuencia de
la extensión: nuevo material está siendo introducido para
llenar lo que de otro modo sería un vació, la herida que nunca
sana. Un dique individual puede tener sólo un metro de espesor
pero mil diques de este tipo representan una extensión de 1 Km.
3.3
Cámaras magmáticas MORB:
Los MORB son de lejos el tipo de roca
volcánica más común en la Tierra. Las técnicas tomográficas
nos han proporcionado algunos detalles sobre la anatomía de las
cámaras magmáticas que hay debajo de una dorsal activa, como la
del Pacífico Este donde los MORB se están formando actualmente
.
Estos estudios sugieren que las cámaras
magmáticas , constituidas por más de un 50% de fundido, son
bastante pequeñas pero están rodeadas por un reservorio más
grande de roca caliente, a una temperatura de más de 1000 ºC
conteniendo un % pequeño de fundido.
Este halo de calor de roca parcialmente
fundida , es mayor de 6 Km, y soporta isostáticamente una
elevación topográfica de 200-400 m de alto a lo largo del eje
de la dorsal del Pacífico Este. Una delgada charca con
aproximadamente un 100% de fundido, 4 Km de largo y sólo unos
pocos cientos de metros de grosor corona la parte más ancha del
reservorio de roca caliente. Por ese motivo la cámara magmática
axial que abastece los complejos de diques puede parecer un
champiñón en una sección transversal, con un estrecho tallo de
material parcialmente fundido que alimenta una delgada lente de
fundido puro de 4 Km de ancho.
3.4 Extensión en superficie: Islandia:
Para ver vulcanismo de dorsal oceánica
en activo, necesitamos echar un vistazo a Islandia, situada
encima de la dorsal medio-atlántica. Debido a que está por
encima del nivel del mar, Islandia no es un eje de dorsal
submarina típico, pero nos es muy util para estudiar estas. La
actividad volcánica en Islandia ha sido tan prolífica que le ha
sido posible mantenerse por encima del nivel del mar. Gran parte
de esta desierta y hermosa isla está cubierta de lavas
basálticas tan recientes que convencen a cualquiera de que
Islandia es una masa de tierra joven, de nueva creación a partir
de la zona de extensión que la recorre de suroeste a norte.
Aquí, la tierra está rota por innumerables fisuras y aberturas
largas que recorren varios kilómetros. Éstas son las
expresiones superficiales de los diques. Es fácil relacionar
mentalmente esta tierra tan fisurada con los complejos de diques
de terrenos ofiolíticos.
Cada poco tiempo (unos pocos años), un
nuevo dique rompe la superficie en forma de volcanes como el
Kafla. La lava sale a chorro a lo largo de una fisura estrecha de
cientos de metros de largo, formando una verdadera pared de fuego
antes de que la actividad se centre en un punto concreto y los
fuegos artificiales se desvanezcan del resto de la fisura. La
isla se está expandiendo cada año entre uno i dos centímetros,
pero en el centro de la zona activa la velocidad es mucho mayor.
Aunque los volcanes de Islandia sean muy
activos ninguno es tan alto como el monte Fuji o el Mauna Loa. La
razón de esto es precisamente que Islandia se extiende muy
rápidamente: un volcán iniciado encima de una zona activa en el
centro de la isla rápidamente (en tiempo geológico) será
empujado hasta que esté lejos de la zona activa, siendo apartado
del magma que lo abastece y por tanto sin más material para
seguit creciendo.
3.5 Litosfera oceánica lejos del eje de la dorsal:
La litosfera oceánica no sólo consiste
en unos pocos km de grosor de diques y pillows de lavas que
forman la corteza, sino que incorpora también bastante material
mantélico.
Cerca del eje de la dorsal la placa
oceánica es delgada y la isoterma de 1350 ºC está cerca de la
superficie. A medida que la placa se mueve y se aparta del eje de
la dorsal, pierde calor el cual va a parar a las aguas
oceánicas, la mayoría a través de la circulación de fluidos
del agua marina por las fisuras y roturas en el primer Km de
arriba o quizás en el segundo. El enfriamiento hidrotermal tiene
efectos profundos: en el momento de formarse , las rocas de la
litosfera oceánica están calientes y con tendencia a ascender a
medida que se enfrían. Cuando se enfría, la placa litosférica
se espesa y se hunde en el manto para mantener el equilibrio
isostático. Como resultado del enfriamiento, la profundidad de
los océanos se incrementa suavemente y progresivamente lejos del
eje de la dorsal. Una medida del enfriamiento del flujo de calor
a través de la placa es la siguiente, decrece con la raíz
cuadrada de la edad de la placa. Además la profundidad varía ,
a una distancia dada, con la raíz cuadrada de la edad de la
placa en ese punto.
4-VULCANISMO EN MÁRGENES DE PLACA
DESTRUCTIVOS:
4.1 La corteza nace crece y muere:
Aunque la Tierra es grande, su
superficie no es lo suficientemente grande para acomodar toda la
corteza oceánica generada en los últimos 4600 Ma, lo que hace
que la litosfera oceánica deba consumirse tan deprisa como se
crea.
4.2 Arcos
de Isla:
Diferentes fenómenos suceden cuando un
bloque de litosfera desciende hasta el manto. Más obvias son las
interacciones mecánicas, entre el bloque que desciende y el
manto contra el que se oprime, manifestadas en los terremotos.
Muchas de las áreas de sismicidad más peligrosas están
localizadas encima de zonas de subducción, donde los terremotos
definen claramente las zonas de contacto, llamadas zonas de
Benioff.
El bloque que desciende está frío y es
denso y por eso enfría al manto caliente dentro de su
hundimiento ( las isotermas del manto se empujan para abajo).Por
el otro lado, el bloque frío se calienta.
A profundidades de más de 600 Km los
terremotos de la zona de Benioff se desvanecen a medida que los
contrastes mecánicos entre bloques y manto, desaparecen, aunque
las diferencias composicionales se extienden a más profundidad.
A unos 50 o 150 Km de profunidad, tienen lugar algunos cambios,
con implicaciones volcánicas en el bloque litosférico que baja.
Primero recordaremos de qué está hecho cada bloque. La parte
más profunda de éste, el Moho, está hecha de materiales
mantélicos(peridotitas) mientras que la parte superior, que es
la corteza, está hecha de acumulaciones gabroicas, diques
conjugados y pillow lavas, más una cantidad de material
sedimentario que se ha acumulado durante su viaje por la cinta
transportadora que es el suelo oceánico. Este material
sedimentario consiste en su mayoría en arcillas viscosas de
grano fino y cieno depositado en las profundidades abisales del
océano.
Las primeras hipótesis para el
vulcanismo en arcos de isla se acogían a la fusión de la
corteza basáltica que estaba siendo subducida a lo largo del
arco. La formación de basalto a partir de corteza basáltica
requeriría una fusión casi completa y los datos geoquímicos no
parcen favorecer mucho esta idea. Se sabe, además que el bloque
que baja está calentado debido a su descenso hacia el manto y a
que la mayoría del agua que contiene se escapa subiendo hacia el
manto que tiene encima en forma de cuña. La introducción de
agua dentro de ésta cuña de manto, facilita la fusión dando
paso finalmente a la erupción de lavas similares a las que
erupcionan en las dorsales oceánicas. Son aún basaltos, pero
difieren bastante en su composición química así que se
denominan basaltos de arco de isla o IAB.
Los arcos de isla raramente están
formados por un solo tipo de basalto. Aunque las diferencias
geoquímicas entre IAB y MORB pueden parecer nimias, son
acumulativas. Por este motivo a medida que un arco de islas
madura, o más fundido es extraído del bloque descendente y que
está sobre la cuña de manto antes mencionada, la composición
global del arco de isla se aleja de un basalto. Si el arco de
isla consigue hacerse lo suficientemente viejo y grueso las rocas
de nueva formación de su base pueden fundirse parcialmente,
dejando ascender a magmas de composiciones más evolucionadas.
Cada vez que se da un proceso de
fundido, los elementos incompatibles de la composición de la
roca madre se movilizan y escapan. Esto ocurre principalmente con
los elementos de radio iónico grande (K). Otros elementos como
el hierro y el magnesio forman minerales estables a altas
temperaturas y reacios a fundirse (olivino o piroxeno). Éstos
tienden a permanecer en la roca sólida. Ésta tiene el efecto de
concentrar componentes como el SiO2 en el fundido formado. Si las
rocas se fundieran totalmente, entonces el fundido obviamente
tendría la misma composición que la roca original. En la
práctica, cuanto menos extendida es la fusión parcial, se da
más fraccionamiento entre elementos compatibles e incompatibles.
Un segundo proceso, la cristalización
fraccionada, nos da resultados similares. Cuando empieza la
cristalización de grandes intrusiones ígneas, minerales como el
olivino que son estables a altas temperaturas cristalizan
primero, formando rocas "acumuladas". Sacando el hierro
y el magnesio del magma, la cristalización de olivino y piroxeno
tiene el efecto de enriquecer el líquido residual en sílice y
en iones grandes de elementos incompatibles. Este proceso de
cristalización fraccionada, que raramente ocurre en un solo
estadio, llevado a los extremos puede producir rocas de
composición riolítica (granítica).
Estos procesos ígneos nos llevan a la
formación de corteza continental, la corteza sobre la que
vivimos. Esto no tiene lugar en un solo estadio: durante la
historia de la Tierra, los arcos de isla se han ido juntando,
formando primero mini continentes y después continentes a gran
escala.
Desde un punto de vista volcánico, la
madurez de un arco de isla se puede apreciar en que el vulcanismo
basáltico relativamente no espectacular da paso a un vulcanismo
andesítico y riolítico, con consecuencias explosivas. Es decir,
pasa de un vulcanismo efusivo a un vulcanismo más explosivo.
4.3 Procesos de márgen continental:
La subducción de la litosfera oceánica
tiene lugar bajo los márgenes continentales igual que en los
arcos de isla. A pesar de todo, el proceso es el mismo y empieza
con nuevos magmas basálticos formados a partir del descenso de
la placa oceánica y con la intervención de la cuña del manto.
Recuérdese que estos magmas parten enriquecidos en elementos
incompatibles. La diferencia ahora es que hay un gran grosor de
corteza continental entre donde está el magma y la superficie, y
es difícil para los magmas llegar a la superficie si no tienen
lugar en la litosfera una serie de modificaciones. Muchas de
estas modificaciones tienen lugar mediante procesos complejos
llamados cristalización asimilación-fraccional.
A medida que la
corteza continental es más gruesa, hay menos oportunidad de que
basaltos de verdad lleguen a la superficie. En el centro de los
Andes donde la corteza continental tiene más de 60 Km de espesor
no hay basaltos.
Los volcanes andesíticos son
comparables casi en todo a los de los arcos de isla. La principal
diferencia entre los de arcos de isla y los de margen continental
está en las proporciones variables de rocas altamente
evolucionadas de composicioes dacíticas y riolíticas.
En un margen continental como en del
centro de los Andes, la subducción de la litosfera oceánica y
la generación de magmas basálticos ha sido continua durante
muchos millones de años. Esta ha llevado a tener grandes
cantidades de material basáltico en la base de la corteza y a la
introducción de grandes cantidades de calor hacia la parte más
profunda de la corteza. A medida que este calor continua el
material de la corteza continental de encima empieza a fundirse.
5-VOLCANES DE INTRAPLACA , PUNTOS CALIENTES Y
PLUMAS MANTÉLICAS:
5.1
Puntos calientes y plumas:
Los volcanes de punto caliente son la
expresión en superficie de "plumas " térmicas del
manto que se inician a una profundidad proxima al límite
manto-núcleo. Donde una pluma mantélica ha persistido durante
largos periodos (geológicamente hablando) la placa litosférica
puede moverse, como ocurre en las isla Hawaii.
5.2 Puntos calientes continentales:
Los volcanes de placa medio-oceánica
son casi exclusivamente basálticos, Y. por supuesto, sus lavas
no pueden distinguirse de basaltos oceánicos ordinarios. Los
puntos calientes del manto también operan bajo la litosfera
continental, produciendo muchos tipos de rocas, como ocurre en
los macizos volcánicos del Sahara central. Debido a que este
vulcanismo tiene lugar en la corteza continental ( lo que implica
la fusión parcial y la asimilación de rocas continentales a
distintos niveles), en las erupciones de este tipo se generan
rocas con mucho contenido en SiO2 y alcalinos.
Donde una placa continental se mueve por
encima del punto caliente, dejará una huella, una marca en el
continente, como sucede con la cadena de islas de Hawaii.
5.3 Basaltos de coladas continentales:
Estos basaltos de coladas continentales
dominan el paisaje en lugares como Decan (India).
Más sobre plumas mantélicas:
¿Cómo entendemos las repentinas y
extraordinarias salidas de coladas basálticas que forman coladas
de basaltos continentales y mesetas submarinas?
Éste es un desafiante problema para
petrólogos y geofísicos. Los lectores suficientemente mayores
para recordar las vulgares lámparas de lava que estuvieron de
moda en los 60 , estarán bien situados para comprender la
hipótesis. En estas lámparas , dos líquidos inmiscibles de
diferente color y densidades cuidadosamente seleccionadas están
contenidos en un cilindro transparente. Se aplica calor en la
base del cilindro, calentando el líquido más denso que está al
fondo y reduciendo su densidad hasta que es capaz de flotar. Una
primera inestabilidad se forma en la interfase entre los dos
líquidos, cuando una gota esférica glutinosa se forma y empieza
a ascender, tirando tras ella una cola como un hilo. Finalmente
se despega de la interfase, su cola se rompe en una serie de
gotas más pequeñas, y flota en la parte más alta de la
lámpara. Después de enfriarse, la gota se hunde de nuevo
completando el ciclo convectivo.
Un proceso similar puede operar en el
manto a una escala cientos de veces mayor. Se concibe todo el
manto como una enorme lámpara de lava. Se desarrolla una
inestabilidad térmica en el límite manto-núcleo provocando una
pluma de cientos de kilómetros de diámetro que asciende hacia
la superficie de la Tierra. Cuando ésta llega a la base de la
litosfera, el material del manto profundo que forma la pluma
será 250-300ºC más caliente que el manto superior que la
envuelve, así que se dará una fusión de un 10-20%. Es ésta
fusión la que abastece las lavas basálticas que se derraman
bruscamente por la superficie terrestre para formar provincias de
CFB como en Decan y la provincia del río Columbia.
Sin embargo hay más. Las plumas
mantélicas actúan del mismo modo que las gotas de la cola que
ascienden en las lámparas de lava. Después de la gran erupción
de las lavas de Decan, la cola de la pluma responsable de ésta,
no estaba extinguida completamente sino que se mantuvo activa
mientras el subcontinente indio era empujado hacia abajo.
Actualmente aún está activo, alimentando uno de los volcanes
más activos del mundo: el Pitón de la Fournaise en las islas
reunión del océano índico. Una implicación importante de este
modelo es que las velocidades de erupción de la cabeza de la
plumas y de la cola son bastante diferentes.
5.4
Rifts continentales:
Estudios oceanográficos en el mar Rojo
muestran que hay una dorsal de extensión a lo largo del eje de
este. De hecho, en esta area hay tres rifts que se encuentran en
un punto triple que dan lugar en esa zona a un abrupto recodo
(como la pata de un perro). Estos tres rifts son:el del mar Rojo
en si, el del gofo de Aden y el de la depresión de Darakil en
del este de Kenya . Los 3 forman una progresión evolutiva. En
Darakil, la ruptura de la litosfera continental justo está
empezando; en el mar Rojo la extensión empezó hace 20-23 Ma y
se ha ido haciendo más lenta. La dorsal de extensión activa en
el Golfo es una prolongación de la dorsal del océano índico,
que es mayor. Para que se de un rift , material mantélico debe
ascender hacia la superficie y la fuerza ascensional de este
material caliente puede dar lugar a una considerable
protuberancia en la superficie de más de 2 Km. Esto explica
porqué los rifts a menudo ocupan elevaciones topográficas
extensas como los rifts de Rio Grande y Baikal. Pero el problema
es : ¿se da primero la extensión en la litosfera iniciando el
vulcanismo, o es una anomalía térmica en el manto lo que
promueve el vulcanismo y la extensión?. Hay argumentos a favor
de ambas hipótesis pero está claro que algunos rifts están
sobre grandes puntos calientes y de efusiones extraordinariamente
rápidas de lava; otros no. El vulcanismo voluminoso en rifts
activos está asociado con una extensión considerable. En estos
casos, el punto caliente del manto podría conducir a la
extensión. Los rifts pasivos o no volcánicos, están asociados
a extensiones suaves o moderadas, con un manto por debajo
equitativamente normal (algunas partes del sistema rift africano
son así). Éstas pueden ser el resultado de fuerzas
extensionales que actúan en la litosfera a lo largo de grandes
distancias.
5.5 Relaciones entre los rifts y los basaltos de
coladas continentales:
Un hecho característico del vulcanismo
asociado con un rift es que tiene lugar rápidamente, a menudo en
menos de un millón de años. Las erupciones de coladas
basálticas están a menudo íntimamente relacionadas con los
rifts. Según Robert White y Dan McKenzie de la universidad de
Cambridge hay sólo una explicación a este rápido vulcanismo.
Ellos argumentan que cuando se da un rift, la litosfera se
adelgaza y el material mantélico asciende des de las
profundidades hasta regiones de presión más baja.
A niveles más someros y de menor
presión, el punto de fusión de materiales del manto es menor, y
el material caliente que asciende a la superficie no puede perder
el suficiente calor por conducción para permanecer sólido así
que empieza la fusión de descompresión a profundidades de unos
50 Km. La rápida fusión por descompresión puede actuar como
una boca de incendios volcánica, sacando volúmenes colosales de
lava. Según White y McKenzie, la diferencia entre el vulcanismo
de rift y las coladas de basaltos continentales, es meramente una
diferencia de escala y es el resultado de un manto anormalmente
caliente bajo las regiones de los CFB. Un punto débil del
argumento de White y McKenzie es que el adelgazamiento y
extensión de la litosfera debe preceder a una erupción de CFB.
Pero claramente esto no siempre es asi. Hay más; cuando el rift
está asociado a CFB, a menudo éste se da luego y no precede a
los basaltos de coladas continentales. Hay también una marcada
diferencia en la naturaleza del vulcanismo: los CFB son grandes
emanaciones monótonas de basaltos toleíticos, mientras que las
lavas asociadas a un rift son menos voluminosas y químicamente
más diversas incluyendo basaltos alcalinos y de composiciones
más intermedias (traquíticas).
6-BIBLIOGRAFÍA:
Francis, P ?. Volcanoes. A planetary
perspective. Cap 2. Clarendon Press.
Volcano World. Web dedicado a la
vulcanología. http://www.?
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DE GEOLOGÍA>
Geo_Info. J.B.R.