En geología , la colisión continental es un fenómeno de placas tectónicas que se produce en límites convergentes . La colisión continental es una variación del proceso fundamental de subducción , mediante el cual se destruye la zona de subducción, se producen montañas y dos continentes se suturan. Se sabe que la colisión continental sólo ocurre en la Tierra.
La colisión continental no es un evento instantáneo, pero pueden pasar varias decenas de millones de años antes de que cesen las fallas y los plegamientos causados por las colisiones. La colisión entre India y Asia se produce desde hace unos 50 millones de años y no da señales de amainar. La colisión entre el este y el oeste de Gondwana para formar el Orógeno de África Oriental tardó unos 100 millones de años desde el principio (610 Ma) hasta el final (510 Ma). La colisión entre Gondwana y Laurasia para formar Pangea se produjo en un intervalo relativamente breve, de unos 50 millones de años.
El proceso comienza cuando dos continentes (diferentes trozos de corteza continental ), separados a través de una zona de océano (y corteza oceánica ), se acercan entre sí, mientras la corteza oceánica se consume lentamente en una zona de subducción . La zona de subducción corre a lo largo del borde de uno de los continentes y se hunde debajo de él, levantando a cierta distancia detrás de él cadenas montañosas volcánicas, como los Andes de América del Sur en la actualidad. La subducción involucra a toda la litosfera , cuya densidad está controlada en gran medida por la naturaleza de la corteza que porta. La corteza oceánica es delgada (~6 km de espesor) y densa (alrededor de 3,3 g/cm 3 ), y está compuesta de basalto , gabro y peridotita . En consecuencia, la mayor parte de la corteza oceánica se subduce fácilmente en una fosa oceánica . Por el contrario, la corteza continental es gruesa (~45 km de espesor) y flotante, y está compuesta principalmente de rocas graníticas (densidad promedio de aproximadamente 2,5 g/cm 3 ). La corteza continental se subduce con dificultad, pero lo hace a profundidades de 90 a 150 km o más, como lo demuestran las suites metamórficas de presión ultraalta (UHP) . La subducción normal continúa mientras exista el océano, pero el sistema de subducción se interrumpe cuando el continente transportado por la placa descendente entra en la fosa. Debido a que contiene una gruesa corteza continental, esta litosfera es menos densa que el manto astenosférico subyacente y la subducción normal se ve alterada. El arco volcánico de la placa superior se va extinguiendo lentamente. Al resistir la subducción, la corteza se dobla hacia arriba y hacia abajo, levantando montañas donde solía haber una trinchera. La posición de la trinchera se convierte en una zona que marca la sutura entre los dos terrenos continentales . Las zonas de sutura suelen estar marcadas por fragmentos de la corteza oceánica preexistente y de rocas del manto, conocidas como ofiolitas .
La corteza continental en la placa descendente está profundamente subducida como parte de la placa descendente durante la colisión, lo que se define como una corteza flotante que ingresa a una zona de subducción. Una proporción desconocida de la corteza continental subducida regresa a la superficie como terrenos metamórficos de presión ultra alta (UHP), que contienen coesita metamórfica y/o diamante más o menos granates inusuales ricos en silicio y/o piroxenos que contienen potasio . La presencia de estos minerales demuestra la subducción de la corteza continental al menos a 90-140 km de profundidad. Se conocen ejemplos de terrenos UHP en el cinturón Dabie-Sulu del centro-este de China , los Alpes occidentales , el Himalaya de la India , el macizo Kokchetav de Kazajstán , el macizo bohemio de Europa, el norte de Qaidam del noroeste de China , la región occidental de Gneis. de Noruega y Malí . La mayoría de los terrenos UHP consisten en láminas o pelusas imbricadas . El hecho de que la mayoría de los terrenos UHP estén formados por láminas delgadas sugiere que tramos de corteza continental mucho más gruesos y volumétricamente dominantes están subducidos más profundamente.
Una orogenia está en marcha cuando las montañas comienzan a crecer en la zona de colisión. Hay otros modos de formación de montañas y orogenia, pero ciertamente la colisión continental es uno de los más importantes. Las precipitaciones y las nevadas aumentan en las montañas a medida que éstas se elevan, quizás a un ritmo de unos pocos milímetros por año (a una tasa de crecimiento de 1 mm/año, una montaña de 5.000 m de altura puede formarse en 5 millones de años, un período de tiempo que es menos más del 10% de la vida útil de una zona de colisión típica). Se forman sistemas fluviales y pueden crecer glaciares en los picos más altos. La erosión se acelera a medida que se elevan las montañas y grandes volúmenes de sedimentos se vierten en los ríos, que los transportan desde las montañas para depositarlos en cuencas sedimentarias en las tierras bajas circundantes. Las rocas de la corteza terrestre son empujadas sobre los sedimentos y el cinturón montañoso se ensancha a medida que aumenta de altura. También se desarrolla una raíz cortical, según lo requiere la isostasia ; Las montañas pueden ser altas si están sustentadas por una corteza más gruesa. El engrosamiento de la corteza puede ocurrir como resultado del acortamiento de la corteza o cuando una corteza empuja a la otra. El espesamiento va acompañado de calentamiento, por lo que la corteza se debilita a medida que se espesa. La corteza inferior comienza a fluir y colapsar bajo la creciente masa montañosa, formando grietas cerca de la cresta de la cordillera. La corteza inferior puede derretirse parcialmente , formando granitos anatecticos que luego se elevan hacia las unidades suprayacentes, formando intrusiones de granito . El engrosamiento de la corteza terrestre proporciona una de las dos reacciones negativas sobre el crecimiento de las montañas en las zonas de colisión; la otra es la erosión. La noción popular de que la erosión es responsable de la destrucción de las montañas es sólo a medias correcta: el flujo viscoso del débil manto inferior también reduce el relieve con el tiempo, especialmente una vez que la colisión es completa y los dos continentes están completamente suturados. La convergencia entre los continentes continúa porque la corteza aún está siendo arrastrada hacia abajo por la litosfera oceánica que se hunde en la zona de subducción a ambos lados de la colisión, así como debajo del continente impactante.
El ritmo de formación de montañas asociado con la colisión se mide mediante la datación radiométrica de rocas o unidades ígneas que se han metamorfoseado durante la colisión y examinando el registro de sedimentos arrojados desde las montañas ascendentes a las cuencas circundantes. El ritmo de la convergencia antigua se puede determinar con mediciones paleomagnéticas , mientras que el ritmo de convergencia actual se puede medir con GPS .
Los efectos de la colisión se sienten mucho más allá del lugar inmediato de colisión y formación de montañas. A medida que continúe la convergencia entre los dos continentes, la región de engrosamiento y elevación de la corteza se hará más amplia. Si hay una cara oceánica libre, los bloques corticales adyacentes pueden moverse hacia ella. Como ejemplo de ello, la colisión de la India con Asia obligó a que grandes regiones de la corteza terrestre se desplazaran hacia el sur para formar el moderno Sudeste Asiático . Otro ejemplo es el choque de Arabia con Asia , que está exprimiendo la Placa de Anatolia (actual Turquía ). Como resultado, Turquía se está moviendo hacia el oeste y el sur hacia el Mar Mediterráneo y alejándose de la zona de colisión. Estos efectos de campo lejano pueden dar lugar a la formación de fisuras y valles de fisuras como el que ocupa el lago Baikal , el lago más profundo de la Tierra.
Las colisiones continentales son una parte crítica del ciclo de los supercontinentes y han ocurrido muchas veces en el pasado. Las antiguas zonas de colisión están profundamente erosionadas, pero aún pueden reconocerse porque marcan sitios de intensa deformación, metamorfismo y actividad plutónica que separan tramos de corteza continental que tienen diferentes historias geológicas antes de la colisión. Los geólogos suelen llamar a las antiguas zonas de colisión "zonas de sutura", porque aquí es donde se unen o suturan dos continentes anteriores .