La teoría de las placas es un modelo de vulcanismo que atribuye toda la actividad volcánica en la Tierra, incluso la que parece superficialmente anómala, al funcionamiento de la tectónica de placas . Según la teoría de las placas, la principal causa del vulcanismo es la extensión de la litosfera . La extensión de la litosfera es una función del campo de tensión de la litosfera . La distribución global de la actividad volcánica en un momento dado refleja el campo de estrés litosférico contemporáneo, y los cambios en la distribución espacial y temporal de los volcanes reflejan cambios en el campo de estrés. Los principales factores que gobiernan la evolución del campo de tensiones son:
- Cambios en la configuración de los límites de las placas .
- Movimientos verticales.
- Contracción térmica.
La extensión litosférica permite que la masa fundida preexistente en la corteza y el manto escape a la superficie. Si la extensión es severa y adelgaza la litosfera en la medida en que la astenosfera se eleva, entonces se produce un derretimiento adicional por el afloramiento de descompresión .
Una de las principales virtudes de la teoría de las placas es que extiende la tectónica de placas a un relato unificador del vulcanismo de la Tierra que prescinde de la necesidad de invocar hipótesis extrañas diseñadas para acomodar casos de actividad volcánica que superficialmente parecen ser excepcionales. [1] [2] [3] [4] [5]
Orígenes de la teoría de las placas
Desarrollada a finales de los sesenta y setenta, la tectónica de placas proporcionó una elegante explicación 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 derrite para formar una nueva corteza oceánica . En las zonas de subducción , las placas de corteza oceánica se hunden en el manto, se deshidratan y liberan volátiles que reducen la temperatura de fusión y dan lugar a arcos volcánicos y extensiones de arco posterior . Varias provincias volcánicas, sin embargo, no se ajustan a esta simple imagen 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 lecho marino sobre puntos calientes relativamente estacionarios en centros estables de células de convección del manto . [6] A principios de la década de 1970, la idea de Wilson fue revivida por el geofísico estadounidense W. Jason Morgan . Para tener en cuenta el suministro de magma de larga duración que algunas regiones volcánicas parecían necesitar, Morgan modificó la hipótesis, cambiando la fuente a una capa límite térmica . Debido a la fijación 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 viajan las placas y lo ubicó en el límite núcleo-manto , 3.000 km por 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. [7] [8]
Esta, la teoría de la pluma del manto , se convirtió en la explicación dominante de las aparentes anomalías volcánicas durante el resto del siglo XX. [9] [10] Sin embargo, probar la hipótesis está plagado de dificultades. Un principio central de la teoría de la pluma 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 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 a las temperaturas de origen no sean confiables. [11] Los datos sísmicos utilizados para proporcionar restricciones adicionales sobre las temperaturas de la fuente son muy ambiguos. [12] Además de esto, varias predicciones de la teoría de la pluma han resultado infructuosas en muchos lugares supuestamente sustentados por plumas del manto, [13] [11] y también hay razones teóricas importantes para dudar de la hipótesis. [14] [15]
Los problemas anteriores han inspirado a un número creciente de geocientíficos, liderados por el geofísico estadounidense Don L. Anderson y el geofísico británico Gillian R. Foulger , a buscar otras explicaciones para la actividad volcánica que no son fácilmente explicables por la tectónica de placas. En lugar de introducir otra teoría extraña, estas explicaciones esencialmente amplían el alcance de la tectónica de placas de manera que pueden adaptarse a la actividad volcánica que antes se pensaba que estaba fuera de su ámbito de competencia. La modificación clave del modelo tectónico de placas básico aquí es una relajación de la suposición de que las placas son rígidas. Esto implica que la extensión litosférica ocurre no solo en los límites de las placas en expansión, sino en todo el interior de las placas, un fenómeno que está bien respaldado tanto teórica como empíricamente. [3] [4]
Durante las últimas dos décadas, la teoría de las placas se ha convertido en un programa de investigación coherente, que atrae a muchos adeptos y ocupa a investigadores en varias subdisciplinas de las ciencias de la Tierra . También ha sido el foco de varias conferencias internacionales y muchos artículos revisados por pares y es el tema de dos importantes volúmenes editados por la Geological Society of America [16] [17] y un libro de texto. [11]
Extensión litosférica
La extensión litosférica a escala global es una consecuencia necesaria del no cierre de los circuitos de movimiento de las placas y es equivalente a un límite adicional de expansión lenta. La extensión resulta principalmente de los siguientes tres procesos.
- Cambios en la configuración de los límites de las placas. Estos pueden ser el resultado de varios procesos, incluida la formación o aniquilación de placas y límites y el retroceso de las losas (hundimiento vertical de las losas subductoras que provocan la migración de trincheras hacia el océano).
- Movimientos verticales resultantes de la deslaminación de la corteza inferior y la litosfera del manto y el ajuste isostático que sigue a la erosión , orogenia o derretimiento de los casquetes polares .
- Contracción térmica, que suma la mayor cantidad en grandes placas como el Pacífico .
La extensión resultante de estos procesos se manifiesta en una variedad de estructuras que incluyen zonas de rift continentales (p. Ej., El Rift de África Oriental ), límites de placas oceánicas difusas (p. Ej., Islandia ), [18] [19] regiones extensionales de arco posterior continental (p. Ej., El Cuenca y provincia de distribución en el oeste de los Estados Unidos ), cuencas oceánicas de arco posterior (por ejemplo, la cuenca de Manus en el mar de Bismarck frente a Papua Nueva Guinea ), regiones de antearco (por ejemplo, el Pacífico occidental), [20] y regiones continentales sufriendo delaminación litosférica (por ejemplo, Nueva Zelanda ). [21]
La ruptura continental comienza con la ruptura. Cuando la extensión es persistente y está totalmente compensada por el magma del afloramiento astenosférico, se forma la corteza oceánica y la grieta se convierte en un límite de placa en expansión. Si la extensión es aislada y efímera se clasifica como intraplaca. La ruptura puede ocurrir tanto en la corteza oceánica como en la continental y varía desde cantidades menores hasta cantidades cercanas a las observadas en los límites extendidos. Todos pueden dar lugar al magmatismo. [5]
En el Atlántico nororiental se ven varios estilos extensionales. La ruptura continental comenzó a finales del Paleozoico y fue seguida por una desestabilización catastrófica en el Cretácico tardío y el Paleoceno temprano . Esto último posiblemente se debió al retroceso de la losa alpina, que generó extensión por toda Europa. Se produjo una ruptura más severa a lo largo de la Sutura Caledonian, una zona de debilidad preexistente donde el Océano Iapetus se cerró alrededor de 420 Ma . A medida que la extensión se localizó, la corteza oceánica comenzó a formarse alrededor de 54 Ma, con una extensión difusa persistiendo alrededor de Islandia. [22]
Algunas fisuras intracontinentales son esencialmente ejes de ruptura continental fallidos, y algunos de ellos forman uniones triples con límites de placas. El Rift de África Oriental, por ejemplo, forma una unión triple con el Mar Rojo y el Golfo de Adén , los cuales han progresado a la etapa de expansión del fondo marino. Asimismo, el Rift Mid-American constituye dos brazos de una unión triple junto con un tercero que separaba el Craton amazónico de Laurentia alrededor de 1.1 Ga . [23]
Se ha producido una diversa actividad volcánica resultante de la extensión litosférica en todo el oeste de los Estados Unidos. Los volcanes en cascada son una cadena volcánica de arco posterior que se extiende desde la Columbia Británica hasta el norte de California . La extensión del arco posterior continúa hacia el este en la provincia de Cuenca y Cordillera , con vulcanismo a 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 de la Tierra. 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 , [24] un área repleta de provincias volcánicas como la cadena Cook - Austral , las Islas Marquesas y Sociedad , el archipiélago Tuamotu , las crestas Fuca y Pukapuka y la isla Pitcairn .
Fuente de magma
El volumen de magma que se intruye y / o hace erupción en un área determinada de extensión litosférica depende de dos variables: (1) la disponibilidad de masa fundida preexistente en la corteza y el manto; y (2) la cantidad de masa fundida adicional suministrada por el afloramiento por descompresión. Esto último depende de tres factores: (a) espesor litosférico; (b) el monto de la extensión; y (c) fusibilidad y temperatura de la fuente.
Hay abundante derretimiento preexistente tanto en la corteza como en el manto. En la corteza, el derretimiento 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 fusión parcial proporciona una capa débil que actúa como lubricante para el movimiento de las placas tectónicas. La presencia de derretimiento 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 . [5]
La tasa de formación de magma a partir de la descompresión de la astenosfera depende de qué tan alto pueda subir la astenosfera, que a su vez depende del grosor de la litosfera. A partir de modelos numéricos, es evidente que la formación de derretimiento en los basaltos de inundación más grandes no puede ser concurrente con su ubicación. [25] Esto significa que la masa fundida se forma durante un período más largo, se almacena en depósitos, muy probablemente ubicados en el límite litosfera-astenosfera , y se libera por extensión litosférica. Que grandes volúmenes de magma se almacenan en la base de la litosfera se evidencia en observaciones de grandes provincias magmáticas como el Gran Dique en Zimbabwe 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 una surgencia de descompresión en la escala requerida, lo que implica que grandes volúmenes de magma deben haber existido previamente. [26]
Si la extensión es severa y da como resultado un adelgazamiento significativo de la litosfera, la astenosfera puede elevarse a profundidades poco profundas, induciendo el derretimiento por descompresión y produciendo mayores volúmenes de derretimiento. En las dorsales oceánicas, donde la litosfera es delgada, la surgencia de descompresión produce una modesta tasa de magmatismo. El mismo proceso también puede producir magmatismo de pequeño volumen en o cerca de las fisuras continentales que se extienden lentamente. Debajo de los continentes, la litosfera tiene hasta 200 km de espesor. Si la litosfera de este espesor sufre una extensión severa y persistente, puede romperse y la astenosfera puede aflorar a la superficie, produciendo decenas de millones de kilómetros cúbicos de fusión a lo largo de ejes de cientos de kilómetros de largo. Esto ocurrió, por ejemplo, durante la apertura del Océano Atlántico Norte cuando la astenosfera se elevó desde la base de la litosfera de Pangae a la superficie. [5]
Ejemplos de
La gran mayoría de las provincias volcánicas que se cree que son anómalas en el contexto de la tectónica de placas rígidas se han explicado ahora utilizando la teoría de las placas. [17] [16] Los ejemplos de tipo de este tipo de actividad volcánica son Islandia , Yellowstone , y Hawaii . Islandia es el ejemplo típico de una anomalía volcánica situada en el límite de una placa. Yellowstone, junto con la llanura oriental del río Snake al oeste, es el ejemplo típico de una anomalía volcánica intracontinental. Hawái, junto con la cadena de montes submarinos Hawaiian-Emperor relacionada , es el ejemplo típico de una anomalía volcánica intraoceánica. [11]
Islandia
Islandia es un escudo basáltico de 1 km de altura y 450 x 300 km en la cresta oceánica en el noreste del Océano Atlántico. Comprende más de 100 volcanes activos o extintos y ha sido ampliamente estudiado por científicos de la Tierra durante varias décadas.
Islandia debe entenderse en el contexto de la estructura más amplia y la historia tectónica del Atlántico nororiental . El Atlántico noreste se formó a principios del Cenozoico cuando, después de un extenso período de ruptura, Groenlandia se separó de Eurasia cuando Pangea comenzó a disolverse. 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. Hacia el sur, el eje de ruptura se propagó hacia el norte. Los dos ejes estaban separados por unos 100 km de este a oeste y 300 km de norte a sur. Cuando los dos ejes se desarrollaron hasta la extensión total del lecho marino, la región continental de 100x300 km entre las dos fisuras formó el microcontinente de Islandia que experimentó una extensión difusa y cizallamiento a lo largo de varios ejes de fisuras orientados al norte, y se colocaron lavas basálticas en y sobre la corteza continental estirada. Este estilo de extensión persiste a través de zonas de rupturas paralelas que con frecuencia se extinguen y son reemplazadas por otras nuevas. [19]
Este modelo explica varias características distintas de la región:
- Persistencia de un puente terrestre subaéreo desde Groenlandia a las Islas Feroe que se rompió cuando el Atlántico nororiental tenía alrededor de 1.000 km de ancho, cuyas partes más antiguas ahora forman una cresta submarina poco profunda.
- La inestabilidad y el desacoplamiento de las crestas en expansión al norte y al sur. Al norte, Aegir Ridge se extinguió alrededor de 31-28 Ma y la extensión se transfirió a Kolbeinsey Ridge a unos 400 km al oeste. En el Reykjanes Ridge para el sur, después de unos 16 millones de años de difusión perpendicular al rumbo canto, la dirección de extensión cambió, y la cresta se convirtió en un Ridge- transformar el sistema que más tarde emigró hacia el este.
- Propiedades de la corteza debajo de Groenlandia-Islandia-Feroe Ridge. Aquí la corteza tiene un grosor mayoritariamente de 30 a 40 km. Su combinación de baja velocidad de onda sísmica y alta densidad desafía la clasificación como corteza oceánica gruesa e indica, en cambio, que es una corteza continental inflada por magma. Esto sugiere que Islandia es el resultado de la extensión persistente de la corteza continental que era estructuralmente resistente a la propagación continua de las nuevas dorsales oceánicas. Como resultado, la extensión continental continuó durante un período excepcionalmente largo y aún no ha dado paso a una verdadera expansión oceánica. La producción de derretimiento es similar a las dorsales oceánicas adyacentes que producen una corteza oceánica de alrededor de 10 km de espesor, aunque debajo de Islandia, en lugar de formar una corteza oceánica, el derretimiento se emplaza dentro y encima de la corteza continental estirada.
- La inusual petrología y geoquímica de Islandia, que es aproximadamente un 10% silícica e intermedia, con una geoquímica similar a los basaltos de inundación como Karoo y Deccan, que han sufrido asimilación silícica o contaminación por la corteza continental. [19]
Yellowstone
Yellowstone y el río del este de la serpiente llanura al oeste comprenden un cinturón de volcanes caldera grandes, silícicos que se van haciendo progresivamente más joven hacia el este, que culminó en el actualmente activo caldera de Yellowstone , en el noroeste de Wyoming . El cinturón, sin embargo, está cubierto de lavas basálticas que no muestran progresión en el tiempo. Al estar ubicado en un interior continental, se ha estudiado ampliamente, aunque la investigación ha consistido principalmente en sismología y geoquímica con el objetivo de 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 poca profundidad.
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 del Levantamiento del Pacífico Este bajo la Placa de América del Norte que comienza alrededor de los 17 Ma. Un cambio en el límite de la placa de subducción a extensión inducida por cizallamiento a través del oeste de los Estados Unidos. Esto provocó un vulcanismo generalizado, comenzando con el Grupo de basalto del río Columbia, que hizo erupción a través de una zona de diques de 250 km de largo que ensanchó la corteza en varios kilómetros. La provincia de Cuenca y Cordillera se formó luego a través de fallas normales, produciendo vulcanismo disperso con erupciones especialmente abundantes en tres zonas este-oeste: las zonas volcánicas Yellowstone-Eastern Snake River Plain, Valles y St. George. En comparación con los demás, la zona de Yellowstone-Eastern Snake River Plain se considera inusual debido a su cadena de volcanes silícicos progresiva en el tiempo y características geotérmicas sorprendentes.
La composición silícica de los volcanes indica una fuente de la corteza inferior. Si el vulcanismo resultó 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. [28] Existe evidencia de que este es el caso. El movimiento acelerado en fallas normales cercanas, que indica extensión en la provincia de Cuenca y Cordillera, migra hacia el este coincidiendo con la migración del vulcanismo silícico. Esto es corroborado por las mediciones de deformación reciente de la topografía GPS, que encuentra las zonas de extensión más intensas en la provincia de Cuenca y Cordillera en el extremo oriente y extremo oeste y poca extensión en los 500 km centrales. [29] La zona de Yellowstone-Eastern Snake River Plain, por lo tanto, probablemente refleja un lugar de extensión que ha migrado de oeste a este. [28] Esto está respaldado por magmatismo silícico análogo impulsado por extensión en otras partes del oeste de los Estados Unidos, por ejemplo en Coso Hot Springs [30] y Long Valley Caldera [31] en California.
Ese vulcanismo basáltico persistente resulta de la extensión simultánea a lo largo de toda la zona de Yellowstone-Eastern Snake River Plain es evidente en las mediciones de GPS registradas entre 1987 y 2003, que registran la extensión tanto al norte como al sur de la zona. [32] Se puede encontrar evidencia de extensión histórica en zonas de rift alimentadas por diques orientadas al noroeste responsables de los flujos de basalto. [33] 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 Yellowstone-Eastern Snake River Plain ocurre en ráfagas cortas de actividad entre largos períodos inactivos. [27]
Hawai
El sistema volcánico Hawaii-Emperor es muy difícil de estudiar. Se encuentra a miles de kilómetros de cualquier masa continental importante y está rodeado por océanos profundos, muy poco de él está sobre el nivel del mar y está cubierto de espeso basalto que oscurece su estructura más profunda. Está situado dentro de la Zona Silenciosa Magnética 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 las placas, incluida la cresta en expansión donde comenzó la cadena Emperador, han sido subducidas. Debido a estos problemas, los geocientíficos aún tienen que producir una teoría completamente desarrollada de los orígenes del sistema que pueda probarse positivamente.
Las observaciones que deben ser tomadas en cuenta por cualquier teoría de este tipo incluyen:
- La posición de Hawái en casi el centro geométrico exacto de la Placa del Pacífico, es decir, en el punto medio de una línea que divide el Pacífico occidental, que está rodeado principalmente por zonas de subducción y el Pacífico oriental, que está rodeado principalmente por crestas extendidas.
- El volumen creciente de masa fundida. En los últimos 50 millones de años, la tasa de producción de masa fundida ha aumentado de un mero 0,001 km³ por año a 0,25 km³ por año, un factor de alrededor de 250. La tasa actual de magmatismo responsable de la formación de la Isla Grande ha estado en funcionamiento. por solo 2 millones de años.
- No movimiento del centro volcánico en relación tanto con el polo geomagnético como con la geometría de la Placa del Pacífico durante unos 50 millones de años.
- Continuidad de la cadena hawaiana con la cadena Emperor a través de una “curva” de 60 °. Este último se formó durante un período de 30 millones de años durante el cual el centro volcánico migró al sur-sureste. La migración cesó al comienzo de la cadena hawaiana. La curvatura de 60 ° no se puede explicar por un cambio en la dirección de la placa porque no ocurrió tal cambio. [34] [35]
La falta de cualquier anomalía de flujo de calor regional detectada alrededor de las islas extintas y los montes submarinos indica que los volcanes son características térmicas locales. [36] Según la teoría de las placas, el sistema Hawaiian-Emperor 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 la placa, la contracción térmica y el ajuste isostático. La extensión se originó en una cresta que se extendía 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 hacia el 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 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. [5]
La creciente tasa de actividad volcánica en el sistema Hawaiian-Emperor refleja la disponibilidad de fusión en la corteza y el manto. Los volcanes más antiguos de la cadena Emperor 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 fusión aumenta con el espesor de la litosfera. Esto sugiere que la fusión por descompresión puede contribuir, ya que también se espera que 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 la masa fundida, lo que implica que se dispone de un depósito más grande de masa fundida preexistente o de una región de origen excepcionalmente fusible. La evidencia petrológica y geoquímica sugiere que esta fuente puede ser una vieja corteza oceánica metamorfoseada en la astenosfera, material altamente fusible que produciría volúmenes de magma mucho mayores que las rocas del manto. [37] [38]
Referencias
- ↑ a b Foulger, GR (2020). "La teoría de las placas del vulcanismo" . MantlePlumes.org . Consultado el 10 de diciembre de 2020 .
- ^ Foulger, GR; Natland, JH (2003). "¿Es el vulcanismo del" punto caliente "una consecuencia de la tectónica de placas?" . Ciencia . 300 (5621): 921–922. doi : 10.1126 / science.1083376 . PMID 12738845 . S2CID 44911298 .
- ^ a b Anderson, DL (2007). "Grandes provincias ígneas, delaminación y manto fértil" . Elementos . 1 (5): 271–275. doi : 10.2113 / gselements.1.5.271 .
- ^ a b Foulger, GR (2007). "El modelo de 'placa' para la génesis de anomalías de fusión". En Foulger, GR; Jurdy, DM (eds.). Placas, penachos y procesos planetarios: Documento especial 430 de la Sociedad Geológica de América . La Sociedad Geológica de América. págs. 1–28. ISBN 978-0-8137-2430-0.
- ^ a b c d e Foulger, GR (2021). "La teoría de las placas para el vulcanismo". En Alderton, D .; Elias, SA (eds.). Enciclopedia de geología (segunda ed.). Prensa académica, Oxford. págs. 879–890. doi : 10.1016 / B978-0-08-102908-4.00105-3 . ISBN 978-0-08-102909-1.
- ^ Wilson, JT (1963). "Un posible origen de las islas hawaianas" . Revista canadiense de física . 41 (6): 863–870. Código Bibliográfico : 1963CaJPh..41..863W . doi : 10.1139 / p63-094 .
- ^ Morgan, WJ (1971). "Penachos de convección en el manto inferior" . Naturaleza . 230 (5288): 42–43. Código Bibliográfico : 1971Natur.230 ... 42M . doi : 10.1038 / 230042a0 . S2CID 4145715 .
- ^ Morgan, WJ (1972). "Penachos de convección del manto profundo y movimientos de placas" . Boletín AAPG . 56 (2): 203–213. doi : 10.1306 / 819A3E50-16C5-11D7-8645000102C1865D .
- ^ Anderson, DL; Natland, JH (2005). "Una breve historia de la hipótesis de la pluma y sus competidores: concepto y controversia". En Foulger, GR; Natland, JH; Presnall, DC; Anderson, DL (eds.). Placas, penachos y paradigmas: documento especial 388 de la Sociedad Geológica de América . Sociedad Geológica de América. págs. 119-145. doi : 10.1130 / 0-8137-2388-4.119 . ISBN 9780813723884.
- ^ Glen, W. (2005). "Los orígenes y la trayectoria temprana del cuasi-paradigma de la pluma del manto". En Foulger, GR; Natland, JH; Presnall, DC; Anderson, DL (eds.). Placas, penachos y paradigmas: documento especial 388 de la Sociedad Geológica de América . Sociedad Geológica de América. págs. 91-117. doi : 10.1130 / 0-8137-2388-4.91 . ISBN 9780813723884.
- ^ a b c d Foulger, GR (2010). Placas vs penachos: una controversia geológica . Oxford: Wiley-Blackwell. ISBN 978-1-4443-3679-5.
- ^ Foulger, GR; Panza, GF; Artemieva, MI; Bastow, IE; Cammarano, F .; Evans, JR; Hamilton, WB; Julian, BR; Lustrino, M .; Thybo, H .; Yanovskaya, TB (2013). "Advertencias sobre imágenes tomográficas" . Terra Nova . 25 (4): 259–281. Código bibliográfico : 2013TeNov..25..259F . doi : 10.1111 / ter.12041 .
- ^ Anderson, DL (2005). "Puntuación de puntos calientes: los paradigmas de la pluma y la placa". En Foulger, GR; Natland, JH; Presnall, DC; Anderson, DL (eds.). Placas, penachos y paradigmas: documento especial 388 de la Sociedad Geológica de América . Sociedad Geológica de América. págs. 31–54. doi : 10.1130 / 0-8137-2388-4.31 . ISBN 9780813723884.
- ^ Tozer, D. (1973). "Plumas térmicas en el manto de la Tierra" . Naturaleza . 244 (5416): 398–400. Código bibliográfico : 1973Natur.244..398T . doi : 10.1038 / 244398a0 . S2CID 45568428 .
- ^ Anderson, DL (2007). Nueva teoría de la Tierra . Cambridge: Cambridge University Press. ISBN 978-1-139-46208-2.
- ^ a b Foulger, GR; Natland, JH; Presnall, DC; Anderson, DL, eds. (2005). Placas, penachos y paradigmas: documento especial 388 de la Sociedad Geológica de América . Sociedad Geológica de América. ISBN 978-0-8137-2388-4.
- ^ a b Foulger, GR; Jurdy, DM, eds. (2007). Placas, penachos y procesos planetarios: Documento especial 430 de la Sociedad Geológica de América . La Sociedad Geológica de América. ISBN 978-0-8137-2430-0.
- ^ Zatman, S .; Gordon, RG; Mutnuri, K. (2005). "Dinámica de los límites de las placas oceánicas difusas: insensibilidad a la reología" . Revista Geofísica Internacional . 162 (1): 239–248. Código bibliográfico : 2005GeoJI.162..239Z . doi : 10.1111 / j.1365-246X.2005.02622.x .
- ^ a b c d Foulger, GR; Doré, T .; Emeleus, CH; Franke, D .; Geoffroy, L .; Gernigon, L .; Oye, R .; Holdsworth, RE; Agujero, M .; Höskuldsson, A .; Julian, B .; Kusznir, N .; Martínez, F .; McCaffrey, KJW; Natland, JH; Paz, AL; Petersen, K .; Schiffer, C .; Stephenson, R .; Stoker, M. (2020). "El microcontinente de Islandia y una cordillera continental Groenlandia-Islandia-Feroe" . Reseñas de Ciencias de la Tierra . 206 : 102926. Bibcode : 2020ESRv..20602926F . doi : 10.1016 / j.earscirev.2019.102926 .
- ^ Hirano, Naoto; Takahashi, Eiichi; Yamamoto, Junji; Abe, Natsue; Ingle, SP; Kaneoka, I .; Hirata, T .; Kimura, JI .; Ishii, T .; Ogawa, Y .; Machida, S .; Suyehiro, K. (2006). "Vulcanismo en respuesta a la flexión de la placa" . Ciencia . 313 (5792): 1426–1428. Código Bibliográfico : 2006Sci ... 313.1426H . doi : 10.1126 / science.1128235 . PMID 16873612 . S2CID 2261015 .
- ^ Stern, T .; Houseman, G .; Salmón, M .; Evans, L. (2013). "Inestabilidad de un paso litosférico debajo del oeste de la Isla Norte, Nueva Zelanda" . Geología . 41 (4): 423–426. Código bibliográfico : 2013Geo .... 41..423S . doi : 10.1130 / G34028.1 .
- ^ Foulger, GR; Schiffer, C .; Paz, AL (2020). "Un nuevo paradigma para el Reino del Atlántico Norte" . Reseñas de Ciencias de la Tierra . 206 : 103038. Código Bibliográfico : 2020ESRv..20603038F . doi : 10.1016 / j.earscirev.2019.103038 .
- ^ Stein, S .; Stein, CA; Elling, R .; Kley, J .; Kellerd, GR; Wysession, M .; Rooney, T .; Frederiksen, A .; Mouchah, R. (2018). "Información de la falla del Mediocontinente fallida de América del Norte sobre la evolución de las divisiones continentales y los márgenes continentales pasivos" . Tectonofísica . 744 : 403–421. Bibcode : 2018Tectp.744..403S . doi : 10.1016 / j.tecto.2018.07.021 .
- ^ Kreemer, C .; Gordon, RG (2014). "Deformación de la placa del Pacífico por contracción térmica horizontal" . Geología . 42 (10): 847–850. Bibcode : 2014Geo .... 42..847K . doi : 10.1130 / G35874.1 . hdl : 1911/77150 .
- ^ Cordery, MJ; Davies, GF; Campbell, IH (1997). "Génesis de los basaltos de inundación de las plumas del manto con eclogita" . Revista de Investigación Geofísica . 102 (B9): 20179–20197. Código Bibliográfico : 1997JGR ... 10220179C . doi : 10.1029 / 97JB00648 .
- ^ Plata, PG; Behn, MD; Kelley, K .; Schmitz, M .; Salvaje, B. (2006). "Comprensión de los basaltos de inundación cratónicos" . Letras de Ciencias de la Tierra y Planetarias . 245 (1–2): 190–210. Bibcode : 2006E y PSL.245..190S . doi : 10.1016 / j.epsl.2006.01.050 .
- ^ a b Christiansen, RL; Foulger, GR; Evans, JR (2002). "Origen del manto superior del hotspot de Yellowstone" . Boletín GSA . 114 (10): 1245-1256. Código Bibliográfico : 2002GSAB..114.1245C . doi : 10.1130 / 0016-7606 (2002) 114 <1245: UMOOTY> 2.0.CO; 2 .
- ^ a b Foulger, GR; Christiansen, RL; Anderson, DL (2015). "La pista del" punto caliente "de Yellowstone resulta de la extensión del rango de la cuenca migratoria". En Foulger, GR; Lustrino, M .; King, SD (eds.). La Tierra interdisciplinaria: un volumen en honor a Don L. Anderson . Sociedad Geológica de América. págs. 215-238. doi : 10.1130 / 2015.2514 (14) . ISBN 978-0-8137-2514-7.
- ^ Thatcher, W .; Foulger, GR; Julian, BR; Svarc, J .; Quilty, E .; Bawden, GW (1999). "Deformación actual en la provincia de Cuenca y Cordillera, oeste de Estados Unidos" . Ciencia . 283 (5408): 1714-1718. Código Bibliográfico : 1999Sci ... 283.1714T . doi : 10.1126 / science.283.5408.1714 . PMID 10073932 .
- ^ Monastero, FC; Katzenstein, AM; Miller, JS; Unruh, JR; Adams, MC; Richards-Dinger, K. (2005). "El campo geotérmico del Coso: un complejo núcleo metamórfico naciente" . Boletín GSA . 117 (11-12): 1534-1553. Código Bibliográfico : 2005GSAB..117.1534M . doi : 10.1130 / B25600.1 .
- ^ Riley, P .; Tikoff, B .; Hildreth, W. (2012). "Deformación transtensional y control estructural de sistemas magmáticos contiguos pero independientes" . Geosfera . 8 (4): 740–751. doi : 10.1130 / GES00662.1 .
- ^ Puskas, CM; Smith, RB (2009). "Deformación intraplaca y tectónica de microplacas del punto caliente de Yellowstone y el interior circundante del oeste de Estados Unidos" . Revista de Investigación Geofísica . 114 (B4): B04410. Código Bibliográfico : 2009JGRB..114.4410P . doi : 10.1029 / 2008JB005940 .
- ^ Kuntz, MA; Covington, HR; Schorr, LJ (1992). "Una descripción general del vulcanismo basáltico de la llanura del río Snake oriental, Idaho". En Link, PK; Kuntz, MA; Piatt, LB (eds.). Geología regional del este de Idaho y oeste de Wyoming . Sociedad Geológica de América. págs. 227–268. doi : 10.1130 / MEM179-p227 . ISBN 978-0-8137-1179-9.
- ^ Raymond, CA; Stock, JM; Cande, Carolina del Sur (2000). "Movimiento rápido del Paleógeno de los puntos calientes del Pacífico a partir de restricciones de circuito de placa global revisadas". En Richards, MA; Gordon, RG; van der Hilst, RD (eds.). Historia y dinámica de los movimientos de las placas: Monografía geofísica de AGU 121 . Unión Geofísica Americana. págs. 359–375. doi : 10.1029 / GM121p0359 . ISBN 978-1-118-66853-5.
- ^ Tarduno, JA; Duncan, RA; Scholl, DW; Cottrell, RD; Steinberger, B .; Thordarson, T .; Kerr, BC; Neal, CR; Frey, FA; Torii, M .; Carvallo, C. (2003). "Los montes submarinos Emperador: movimiento hacia el sur de la pluma del punto de acceso hawaiano en el manto de la Tierra" . Ciencia . 301 (5636): 1064–1069. Código bibliográfico : 2003Sci ... 301.1064T . doi : 10.1126 / science.1086442 . PMID 12881572 . S2CID 15398800 .
- ^ DeLaughter, JE; Stein, CA; Stein, S. (2005). "Hotspots: una vista desde el oleaje". En Foulger, GR; Natland, JH; Presnall, DC; Anderson, DL (eds.). Placas, penachos y paradigmas: documento especial 388 de la Sociedad Geológica de América . Sociedad Geológica de América. págs. 257–278. doi : 10.1130 / 0-8137-2388-4.257 . ISBN 978-0-8137-2388-4.
- ^ Stuart, WD; Foulger, GR; Barall, M. (2007). "Propagación de la cadena de volcanes Hawaiian-Emperor por estrés de enfriamiento de la placa del Pacífico". En Foulger, GR; Jurdy, DM (eds.). Placas, penachos y procesos planetarios: Documento especial 430 de la Sociedad Geológica de América . Sociedad Geológica de América. págs. 497–506. doi : 10.1130 / 2007.2430 (24) . ISBN 978-0-8137-2430-0.
- ^ Norton, IO (2007). "Especulaciones sobre la historia tectónica del Cretácico del Pacífico noroeste y un origen tectónico para el hotspot de Hawaii". En Foulger, GR; Jurdy, DM (eds.). Placas, penachos y procesos planetarios: Documento especial 430 de la Sociedad Geológica de América . 430 . Sociedad Geológica de América. págs. 451–470. doi : 10.1130 / 2007.2430 (22) . ISBN 978-0-8137-2430-0.
Otras lecturas
Anderson, DL (2001). "Tectónica de arriba hacia abajo" . Ciencia . 293 (5537): 2016-2018. doi : 10.1126 / science.1065448 . PMID 11557870 . S2CID 19972709 .
Anderson, DL (2007). Nueva teoría de la Tierra . Cambridge: Cambridge University Press. ISBN 978-1-139-46208-2.
Christiansen, RL; Foulger, GR; Evans, JR (2002). "Origen del manto superior del hotspot de Yellowstone" . Boletín GSA . 114 (10): 1245-1256. Código Bibliográfico : 2002GSAB..114.1245C . doi : 10.1130 / 0016-7606 (2002) 114 <1245: UMOOTY> 2.0.CO; 2 .
Foulger, GR (2007). "El modelo de 'placa' para la génesis de anomalías de fusión". En Foulger, GR; Jurdy, DM (eds.). Placas, penachos y procesos planetarios: Documento especial 430 de la Sociedad Geológica de América . La Sociedad Geológica de América. págs. 1–28. ISBN 978-0-8137-2430-0.
Foulger, GR (2010). Placas vs penachos: una controversia geológica . Oxford: Wiley-Blackwell. ISBN 978-1-4443-3679-5.
Foulger, GR (2020). "La teoría de las placas del vulcanismo" . MantlePlumes.org . Consultado el 10 de diciembre de 2020 .
Foulger, GR (2021). "La teoría de las placas para el vulcanismo". En Alderton, D .; Elias, SA (eds.). Enciclopedia de geología (segunda ed.). Prensa académica, Oxford. págs. 879–890. doi : 10.1016 / B978-0-08-102908-4.00105-3 . ISBN 978-0-08-102909-1.
Foulger, GR; Natland, JH (2003). "¿Es el vulcanismo del" punto caliente "una consecuencia de la tectónica de placas?" . Ciencia . 300 (5621): 921–922. doi : 10.1126 / science.1083376 . PMID 12738845 . S2CID 44911298 .
Hamilton, WB (2011). "La tectónica de placas comenzó en la época del Neoproterozoico, y las plumas del manto profundo nunca han operado" . Lithos . 123 (1–4): 1–20. Bibcode : 2011Litho.123 .... 1H . doi : 10.1016 / j.lithos.2010.12.007 .
Ivanov, A. (2007). "Evaluación de diferentes modelos para el origen de las trampas siberianas". En Foulger, G., GR; Jurdy, DM (eds.). Placas, penachos y procesos planetarios: Documento especial 430 de la Sociedad Geológica de América . 430 . Sociedad Geológica de América. págs. 669–692. doi : 10.1130 / 2007.2430 (31) . ISBN 978-0-8137-2430-0.
Korenaga, J. (2005). "¿Por qué no se formó subaéreamente la meseta de Ontong Java?" . Letras de Ciencias de la Tierra y Planetarias . 234 (3–4): 385–399. doi : 10.1016 / j.epsl.2005.03.011 .
Lustrino, M. (2016). "(Más de) cincuenta sombras de penachos". En Calcaterra, D .; Mazzoli, S .; Petti, FM; Carmina, B .; Zuccari, A. (eds.). Geociencias en un planeta cambiante: aprender del pasado, explorar el futuro. 88º Congreso Nacional de la Sociedad Geológica Italiana . Sociedad Geológica de Italia. pag. 235. doi : 10.13140 / RG.2.2.10244.12165 .
Meibom, A .; Anderson, DL; Sueño, NH; Frei, R .; Chamberlain, CP; Hren, MT; Madera, JL (2003). "¿Son las altas proporciones de 3He / 4He en los basaltos oceánicos un indicador de los componentes de la pluma del manto profundo?" . Letras de Ciencias de la Tierra y Planetarias . 208 (3–4): 197–204. Bibcode : 2003E y PSL.208..197M . doi : 10.1016 / S0012-821X (03) 00038-4 .
Moore, A .; Blenkinsop, T .; Cotterill, F. (2008). "Controles sobre vulcanismo alcalino post-Gondwana en el sur de África" . Letras de Ciencias de la Tierra y Planetarias . 268 (1–2): 151–164. Código bibliográfico : 2008E y PSL.268..151M . doi : 10.1016 / j.epsl.2008.01.007 .
Natland, JH; Winterer, EL (2005). "Control de fisuras por acción volcánica en el Pacífico". En Foulger, GR; Natland, JH; Presnall, DC; Anderson, DL (eds.). Placas, penachos y paradigmas: documento especial 388 de la Sociedad Geológica de América . Sociedad Geológica de América. págs. 687–710. doi : 10.1130 / 0-8137-2388-4.687 . ISBN 978-0-8137-2388-4.
Niu, Y. (2009). "Algunos conceptos y problemas básicos sobre la petrogénesis de los basaltos de islas oceánicas intraplaca" . Boletín de ciencia china . 54 (22): 4148–4160. Código Bibliográfico : 2009ChSBu..54.4148N . doi : 10.1007 / s11434-009-0668-3 . S2CID 55429423 .
Paz, AL; Foulger, GR; Schiffer, C .; McCaffrey, KJW (2017). "Evolución de Labrador Sea-Baffin Bay: ¿Procesos de placa o penacho?" . Geociencia de Canadá . 44 (3): 91-102. doi : 10.12789 / geocanj.2017.44.120 .
Presnall, D .; Gudfinnsson, G. (2011). "Vulcanismo oceánico de la zona de baja velocidad - sin plumas del manto" . Revista de Petrología . 52 (7-8): 1533-1546. doi : 10.1093 / petrology / egq093 .
Sheth, HC (2005). "¿Los basaltos de la inundación de Deccan se derivaron en parte de la corteza oceánica antigua dentro de la litosfera continental de la India?" . Investigación de Gondwana . 8 (2): 109-127. Código bibliográfico : 2005GondR ... 8..109S . doi : 10.1016 / S1342-937X (05) 71112-6 .
Smith, AD; Lewis, C. (1999). "El planeta más allá de la hipótesis de la pluma" . Reseñas de Ciencias de la Tierra . 48 (3): 135–182. Código Bibliográfico : 1999ESRv ... 48..135S . doi : 10.1016 / S0012-8252 (99) 00049-5 .
van Wijk, JW; Humanos, RS; Ter Voorde, M .; Cloetingh, SAPL (2001). "Derretir la generación en los márgenes continentales volcánicos: ¿No se necesita una pluma de manto?" . Cartas de investigación geofísica . 28 (20): 3995–3998. Código Bibliográfico : 2001GeoRL..28.3995V . doi : 10.1029 / 2000GL012848 .
Vogt, PR; Jung, WY. (2007). "Origen de los volcanes de las Bermudas y el ascenso de las Bermudas: historia, observaciones, modelos y rompecabezas". En Foulger, G., GR; Jurdy, DM (eds.). Placas, penachos y procesos planetarios: Documento especial 430 de la Sociedad Geológica de América . Sociedad Geológica de América. págs. 553–592. doi : 10.1130 / 2007.2430 (27) . ISBN 978-0-8137-2430-0.