Un límite convergente (también conocido como límite destructivo ) es un área en la Tierra donde dos o más placas litosféricas chocan. Una placa eventualmente 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 . Los límites convergentes ocurren 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 está impulsada por las células de convección en el manto. Las células de convección son el resultado del calor generado por la desintegración radiactiva de los elementos del manto que escapan a la superficie y el retorno de materiales fríos de 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 es empujada lejos del centro de expansión por la formación de 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 placa en subducción hacia el manto. [3] A medida que la placa relativamente fría en subducción se hunde más profundamente en el manto, se calienta, lo que hace que los minerales hidratados se descompongan. Esto libera agua en la astenosfera más caliente, lo que conduce a la fusión 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 mi). [4] [5]
Algunas placas litosféricas están formadas por litosfera continental y oceánica . En algunos casos, la convergencia inicial con otra placa destruirá la litosfera oceánica, lo que dará lugar a la convergencia de dos placas continentales. Ninguna de las placas continentales se subducirá. Es probable que la placa se rompa a lo largo del límite de la corteza continental y oceánica. La tomografía sísmica revela fragmentos de litosfera que se han desprendido durante la convergencia.
Las zonas de subducción son áreas en las que una placa litosférica se desliza debajo de otra en un límite convergente debido a las diferencias de densidad litosférica. Estas placas se inclinan a 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 mi). Las placas subductoras relativamente frías y densas son atraídas 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 bajo la litosfera oceánica, más cálida y menos densa. A medida que la placa se hunde más profundamente en el manto, libera agua procedente de la deshidratación de los minerales hidratados de la corteza oceánica. Esta agua reduce la temperatura de fusión de las rocas en la astenosfera y provoca una fusión parcial. La fusión parcial se desplazará a través de la astenosfera, alcanzará finalmente la superficie y formará arcos de islas volcánicas . [ cita requerida ]
Cuando la litosfera oceánica y la litosfera continental chocan, la litosfera oceánica densa 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 aguas profundas y la corteza oceánica se desprenden de la placa oceánica. Los arcos volcánicos se forman en la litosfera continental como resultado de la fusión parcial debido a la deshidratación de los minerales hidratados de la placa en subducción. [ cita requerida ]
Algunas placas litosféricas están formadas por corteza continental y oceánica. La subducción se inicia cuando la litosfera oceánica se desliza por 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 otra litosfera continental. Una pequeña porción de la corteza continental puede ser subducida hasta que la placa se rompe, lo que permite que la litosfera oceánica continúe subduciendo, 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 mi), que están expuestas en la superficie. [8] Los registros sísmicos se han utilizado para mapear las placas desgarradas debajo de la zona de convergencia continental del Cáucaso , [9] y la tomografía sísmica ha mapeado placas desprendidas debajo de la zona de sutura de Tetis (el cinturón montañoso de los Alpes, Zagros e Himalaya). [10]
La corteza oceánica contiene minerales hidratados, como los grupos de anfíboles 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 en la astenosfera. La liberación de agua en la astenosfera conduce a una fusión parcial. La fusión parcial permite el ascenso de material más flotante y caliente y puede conducir al vulcanismo en la superficie y al emplazamiento de plutones en el subsuelo. [11] Estos procesos que generan magma no se comprenden por completo. [12]
Cuando estos magmas alcanzan la superficie crean arcos volcánicos. Los arcos volcánicos pueden formarse como cadenas de arcos insulares o como arcos en la corteza continental. Se encuentran tres series de magma de rocas volcánicas en asociación con arcos. La serie de magma toleítico químicamente reducido es la más característica de los arcos volcánicos oceánicos, aunque también se encuentra en arcos volcánicos continentales por encima de la subducción rápida (>7 cm/año). Esta serie es relativamente baja en potasio . La serie calcoalcalina más oxidada , que está moderadamente enriquecida en potasio y elementos incompatibles, es característica de los arcos volcánicos continentales. La serie de magma alcalino (altamente enriquecida en potasio) a veces está presente en el interior continental más profundo. La serie shoshonita , que es extremadamente alta en potasio, es rara pero a veces se encuentra en arcos volcánicos. [5] El miembro andesítico de cada serie es típicamente el más abundante, [13] y la transición del volcanismo basáltico de la cuenca profunda del Pacífico al volcanismo andesítico en los arcos volcánicos circundantes se ha denominado línea andesítica. [14] [15]
Las cuencas de trasarco se forman detrás de un arco volcánico y están asociadas con la tectónica extensional y el flujo de calor elevado, y a menudo albergan centros de expansión del fondo marino. Estos centros de expansión son como las dorsales oceánicas , aunque la composición del magma de las cuencas de trasarco es generalmente más variada y contiene un mayor contenido de agua que los magmas de las dorsales oceánicas. [16] Las cuencas de trasarco se caracterizan a menudo por una litosfera delgada y caliente. La apertura de las cuencas de trasarco puede surgir del movimiento de la astenosfera caliente hacia la litosfera, lo que provoca la extensión. [17]
Las fosas oceánicas son estrechas depresiones topográficas que marcan límites convergentes o zonas de subducción. Las fosas oceánicas tienen un ancho promedio de 50 a 100 km (31 a 62 mi) y pueden tener varios miles de kilómetros de largo. Las fosas oceánicas se forman como resultado de la flexión de la placa 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 sedimentos aportados desde 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 requerida ]
Los terremotos son comunes a lo largo de los límites convergentes. Una región de alta actividad sísmica, la zona Wadati-Benioff , generalmente se inclina 45° y marca la placa en subducción. Los terremotos se producen a una profundidad de 670 km (416 mi) a lo largo del margen Wadati-Benioff. [ cita requerida ]
Tanto las fuerzas compresivas como las extensivas actúan a lo largo de los límites convergentes. En las paredes internas de las fosas, se produce un fallamiento compresivo o fallamiento inverso debido al movimiento relativo de las dos placas. El fallamiento inverso raspa el sedimento oceánico y conduce a la formación de una cuña de acreción. El fallamiento inverso puede conducir a megaterremotos . El fallamiento tensional o normal se produce en la pared exterior de la fosa, probablemente debido a la flexión de la placa descendente. [18]
Un megaterremoto puede producir un desplazamiento vertical repentino de una gran área del fondo del océano, lo que a su vez genera un tsunami . [19]
Algunos de los desastres naturales más letales se han producido debido a procesos de convergencia de límites. El terremoto y tsunami del océano Índico de 2004 fue provocado por un megaterremoto a lo largo del límite convergente de la placa india y la microplaca de Birmania y mató 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 a medida que el sedimento se raspa de la litosfera en subducción y se coloca contra la litosfera superior. Estos sedimentos incluyen corteza ígnea, sedimentos turbidíticos y sedimentos pelágicos. El fallamiento imbricado a lo largo de una superficie de desprendimiento basal ocurre 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 el emplazamiento de la corteza ígnea. [21]
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