Un límite convergente (también conocido como límite destructivo ) es un área de la Tierra donde chocan dos o más placas litosféricas . Con el tiempo, una placa se desliza debajo de la otra, un proceso conocido como subducción . La zona de subducción puede definirse por un plano donde ocurren muchos terremotos, llamado zona de Wadati-Benioff . [1] Estas colisiones ocurren en escalas de millones a decenas de millones de años y pueden provocar vulcanismo, terremotos, orogénesis , destrucción de la litosfera y deformación . Se producen límites convergentes entre la litosfera oceánica-oceánica, la litosfera oceánica-continental y la litosfera continental-continental. Las características geológicas relacionadas con los límites convergentes varían según los tipos de corteza.
La tectónica de placas es impulsada por células de convección en el manto. Las células de convección son el resultado del calor generado por la desintegración radiactiva de elementos del manto que se escapan a la superficie y el regreso de materiales fríos desde la superficie al manto. [2] Estas células de convección llevan material caliente del manto a la superficie a lo largo de centros de expansión creando nueva corteza. A medida que esta nueva corteza se aleja del centro de expansión mediante la formación de una corteza más nueva, se enfría, se adelgaza y se vuelve más densa. La subducción comienza cuando esta corteza densa converge con una corteza menos densa. La fuerza de la gravedad ayuda a impulsar la losa en subducción hacia el manto. [3] A medida que la losa en subducción relativamente fría se hunde más profundamente en el manto, se calienta, lo que provoca la descomposición de los minerales hidratados. Esto libera agua en la astenosfera más caliente, lo que conduce al derretimiento parcial de la astenosfera y al vulcanismo. Tanto la deshidratación como la fusión parcial ocurren a lo largo de la isoterma de 1000 °C (1830 °F), generalmente a profundidades de 65 a 130 km (40 a 81 millas). [4] [5]
Algunas placas litosféricas constan de litosfera tanto continental como oceánica . En algunos casos, la convergencia inicial con otra placa destruirá la litosfera oceánica, lo que provocará la convergencia de dos placas continentales. Ninguna placa continental se subducirá. Es probable que la placa se rompa a lo largo del límite de la corteza continental y oceánica. La tomografía sísmica revela trozos de litosfera que se han desprendido durante la convergencia.
Las zonas de subducción son áreas donde una placa litosférica se desliza debajo de otra en un límite convergente debido a diferencias de densidad litosférica. Estas placas se hunden en un promedio de 45° pero pueden variar. Las zonas de subducción suelen estar marcadas por una gran cantidad de terremotos, resultado de la deformación interna de la placa, la convergencia con la placa opuesta y la flexión en la fosa oceánica. Se han detectado terremotos a una profundidad de 670 km (416 millas). Las placas subductoras relativamente frías y densas son arrastradas hacia el manto y ayudan a impulsar la convección del manto. [6]
En las colisiones entre dos placas oceánicas, la litosfera oceánica más fría y densa se hunde debajo de la litosfera oceánica más cálida y menos densa. A medida que la losa se hunde más profundamente en el manto, libera agua procedente de la deshidratación de minerales hidratados en la corteza oceánica. Esta agua reduce la temperatura de fusión de las rocas en la astenosfera y provoca una fusión parcial. El derretimiento parcial viajará hacia arriba a través de la astenosfera, eventualmente llegará a la superficie y formará arcos de islas volcánicas . [ cita necesaria ]
Cuando la litosfera oceánica y la litosfera continental chocan, la densa litosfera oceánica se subduce debajo de la litosfera continental menos densa. Se forma una cuña de acreción en la corteza continental a medida que los sedimentos de las profundidades marinas y la corteza oceánica se desprenden de la placa oceánica. Los arcos volcánicos se forman en la litosfera continental como resultado del derretimiento parcial debido a la deshidratación de los minerales hidratados de la losa en subducción. [ cita necesaria ]
Algunas placas litosféricas están formadas por corteza continental y oceánica. La subducción se inicia cuando la litosfera oceánica se desliza debajo de la corteza continental. A medida que la litosfera oceánica se subduce a mayores profundidades, la corteza continental adherida se acerca a la zona de subducción. Una vez que la litosfera continental alcanza la zona de subducción, los procesos de subducción se alteran, ya que la litosfera continental es más flotante y resiste la subducción debajo de otras litosferas continentales. Una pequeña porción de la corteza continental puede subducirse hasta que la losa se rompa, lo que permite que la litosfera oceánica continúe subduciéndose, que la astenosfera caliente se eleve y llene el vacío, y que la litosfera continental rebote. [7] La evidencia de este rebote continental incluye rocas metamórficas de presión ultraalta , que se forman a profundidades de 90 a 125 km (56 a 78 millas), que están expuestas en la superficie. [8] Se han utilizado registros sísmicos para mapear las losas desgarradas debajo de la zona de convergencia continental-continental del Cáucaso , [9] y la tomografía sísmica ha mapeado las losas desprendidas debajo de la zona de sutura de Tethyan (el cinturón montañoso de los Alpes, Zagros y el Himalaya). [10]
La corteza oceánica contiene minerales hidratados como los grupos anfíbol y mica . Durante la subducción, la litosfera oceánica se calienta y se metamorfosea, lo que provoca la descomposición de estos minerales hidratados, lo que libera agua hacia la astenosfera. La liberación de agua hacia la astenosfera conduce a una fusión parcial. El derretimiento parcial permite el ascenso de más material flotante y caliente y puede provocar vulcanismo en la superficie y emplazamiento de plutones en el subsuelo. [11] Estos procesos que generan magma no se comprenden del todo. [12]
Cuando estos magmas llegan a la superficie crean arcos volcánicos. Los arcos volcánicos pueden formarse como cadenas de arcos de islas o como arcos en la corteza continental. Se encuentran tres series de magma de rocas volcánicas asociadas con arcos. La serie de magma toleítico químicamente reducida es más característica de los arcos volcánicos oceánicos, aunque también se encuentra en arcos volcánicos continentales por encima de una subducción rápida (>7 cm/año). Esta serie es relativamente baja en potasio . La serie calco-alcalina más oxidada , moderadamente enriquecida en potasio y elementos incompatibles, es característica de los arcos volcánicos continentales. La serie de magma alcalino (altamente enriquecido en potasio) a veces está presente en el interior continental más profundo. La serie shoshonita , que tiene un contenido extremadamente alto de potasio, es rara pero a veces se encuentra en arcos volcánicos. [5] El miembro andesita de cada serie suele ser el más abundante, [13] y la transición del vulcanismo basáltico de la cuenca profunda del Pacífico al vulcanismo andesítico en los arcos volcánicos circundantes se ha denominado línea de andesita. [14] [15]
Las cuencas de arco posterior se forman detrás de un arco volcánico y están asociadas con tectónica extensional y un alto flujo de calor, y a menudo albergan centros de expansión del fondo marino. Estos centros de expansión son como dorsales en medio del océano , aunque la composición de magma de las cuencas del arco posterior es generalmente más variada y contiene un mayor contenido de agua que los magmas de las dorsales en medio del océano. [16] Las cuencas de arco posterior a menudo se caracterizan por una litosfera delgada y caliente. La apertura de las cuencas del arco posterior puede deberse al movimiento de la astenosfera caliente hacia la litosfera, provocando su extensión. [17]
Las fosas oceánicas son valles topográficos estrechos que marcan límites convergentes o zonas de subducción. Las fosas oceánicas tienen un ancho promedio de 50 a 100 km (31 a 62 millas) y pueden tener varios miles de kilómetros de largo. Las fosas oceánicas se forman como resultado de la flexión de la losa en subducción. La profundidad de las fosas oceánicas parece estar controlada por la edad de la litosfera oceánica que se está subduciendo. [5] El relleno de sedimentos en las fosas oceánicas varía y generalmente depende de la abundancia de aportes de sedimentos de las áreas circundantes. Una fosa oceánica, la Fosa de las Marianas , es el punto más profundo del océano a una profundidad de aproximadamente 11.000 m (36.089 pies). [ cita necesaria ]
Los terremotos son comunes a lo largo de fronteras convergentes. Una región de alta actividad sísmica, la zona Wadati-Benioff , generalmente desciende 45° y marca la placa en subducción. Los terremotos se producirán a una profundidad de 670 km (416 millas) a lo largo del margen Wadati-Benioff. [ cita necesaria ]
Tanto las fuerzas de compresión como las de extensión actúan a lo largo de límites convergentes. En las paredes interiores de las zanjas, se producen fallas por compresión o fallas inversas debido al movimiento relativo de las dos placas. Las fallas inversas raspan los sedimentos del océano y conducen a la formación de una cuña de acreción. Las fallas inversas pueden provocar megaterremotos . Se producen fallas tensionales o normales en la pared exterior de la zanja, probablemente debido a la flexión de la losa descendente. [18]
Un megaterremoto puede producir un desplazamiento vertical repentino de una gran superficie del fondo del océano. Esto a su vez genera un tsunami . [19]
Algunos de los desastres naturales más mortíferos se han producido debido a procesos fronterizos convergentes. El terremoto y tsunami del Océano Índico de 2004 fueron provocados por un megaterremoto a lo largo del límite convergente de la placa Índica y la microplaca de Birmania y mataron a más de 200.000 personas. El tsunami de 2011 frente a la costa de Japón , que causó 16.000 muertes y daños por valor de 360.000 millones de dólares, fue causado por un megaterremoto de magnitud 9 a lo largo del límite convergente de la placa euroasiática y la placa del Pacífico.
Las cuñas de acreción (también llamadas prismas de acreción ) se forman cuando el sedimento se raspa de la litosfera en subducción y se coloca contra la litosfera predominante. Estos sedimentos incluyen corteza ígnea, sedimentos de turbidita y sedimentos pelágicos. Las fallas de cabalgamiento imbricadas a lo largo de una superficie de descolgamiento basal ocurren en cuñas de acreción a medida que las fuerzas continúan comprimiendo y fallando estos sedimentos recién agregados. [5] El fallamiento continuo de la cuña de acreción conduce al engrosamiento general de la cuña. [20] La topografía del fondo marino juega algún papel en la acreción, especialmente en la colocación de corteza ígnea. [21]
.svg/1280px-Tectonic_plates_(2022).svg.png)
Medios relacionados con la subducción en Wikimedia Commons