La obducción es un proceso geológico mediante el cual la corteza oceánica más densa (e incluso el manto superior ) se raspa de una placa oceánica descendente en el límite de una placa convergente y se empuja sobre una placa adyacente. [1] [2] Cuando las placas oceánica y continental convergen, normalmente la corteza oceánica más densa se hunde bajo la corteza continental en el proceso de subducción . [3] La obducción, que es menos común, normalmente ocurre en colisiones de placas en cinturones orogénicos (parte del material de la placa oceánica en subducción se emplaza en la placa continental) [4] o cuencas de arco posterior (regiones donde el borde de una continente se separa del resto debido a la tensión de la colisión de placas). [5]
La obducción de la litosfera oceánica produce un conjunto característico de tipos de rocas llamado ofiolita . Este conjunto está formado por rocas sedimentarias de aguas profundas ( pedernal , piedra caliza , sedimentos clásticos ), rocas volcánicas ( lavas almohadilladas , vidrio volcánico , cenizas volcánicas , diques laminares y gabros ) y peridotita (roca del manto). [6] John McPhee describe la formación de ofiolita por obducción como "donde la corteza oceánica se desliza hacia una fosa y pasa debajo de un continente, [y] una parte de la corteza, es decir, una ofiolita, se raspa de la parte superior y termina en el borde del continente." [7]
La obducción puede ocurrir cuando un fragmento de corteza continental queda atrapado en una zona de subducción con el consiguiente empuje de rocas máficas y ultramáficas oceánicas desde el manto hacia la corteza continental. La obducción ocurre a menudo cuando una pequeña placa tectónica queda atrapada entre dos placas más grandes, con la corteza (tanto de arco insular como oceánica) soldándose a un continente adyacente como un nuevo terreno . Cuando dos placas continentales chocan, la obducción de la corteza oceánica entre ellas suele ser parte de la orogenia resultante . [ cita necesaria ]
Este proceso opera debajo y detrás de las paredes internas de las fosas oceánicas (zona de subducción), donde se arrancan trozos de corteza y manto oceánicos de la parte superior de la placa descendente y se acuñan y empaquetan en conjuntos de alta presión contra el borde de ataque de la otra placa. . [8]
Es probable que en el régimen tensional se produzca debilitamiento y agrietamiento de la corteza oceánica y del manto superior. Esto da como resultado la incorporación de losas de ofiolita en la placa superior. [8] El empaquetado progresivo de rodajas de ofiolita y fragmentos de arco contra el borde de ataque de un continente puede continuar durante un largo período de tiempo y conducir a una forma de acreción continental .
La forma más simple de este tipo de obducción puede deberse al desarrollo de una zona de subducción cerca del margen continental. Por encima y detrás de la zona de subducción, un verdugón de corteza y manto oceánicos se eleva sobre la placa descendente. El océano, que interviene entre el margen continental y la zona de subducción, es devorado progresivamente hasta que el margen continental llega a la zona de subducción y una cuña o porción gigante ( napa ) de corteza oceánica y manto es empujada a través del margen continental. [ cita necesaria ] Debido a que es probable que la flotabilidad de la corteza continental relativamente ligera prohíba su subducción extensa, se producirá un cambio en la polaridad de subducción que producirá una lámina de ofiolita situada sobre una placa descendente. [ cita necesaria ]
Sin embargo, si una gran extensión de océano interviene entre el margen continental y la zona de subducción, eventualmente puede llegar un arco y una cuenca de contraarco completamente desarrollados y chocar con el margen continental. Una mayor convergencia puede conducir a un empuje excesivo del conjunto del arco volcánico y puede ser seguido por un cambio de polaridad de subducción . Según el conjunto de rocas, así como el basamento de ofiolita complejamente deformado y las intrusiones de arco, el complejo costero del oeste de Terranova bien pudo haberse formado mediante este mecanismo. [8]
Este concepto implica el levantamiento progresivo de una dorsal oceánica en expansión activa, el desprendimiento de rebanadas de la parte superior de la litosfera y el posterior deslizamiento por gravedad de estas rebanadas hacia el margen continental como ofiolitas. Este concepto fue defendido por Reinhardt [9] para el emplazamiento del complejo de ofiolita de Semail en Omán y defendido por Church [10] y Church y Stevens [11] para el emplazamiento de la lámina de la Bahía de las Islas en el oeste de Terranova. Posteriormente, este concepto ha sido reemplazado por hipótesis que defienden la subducción del margen continental debajo de la litosfera oceánica.
Muchos complejos de ofiolitas se emplazaron como láminas delgadas y calientes de litosfera oceánica poco después de su generación por acreción de placas. [12] El cambio de un límite de placa en expansión a un límite de placa de subducción puede resultar de una rápida reorganización del movimiento relativo de la placa. Una falla transformante también puede convertirse en una zona de subducción, con el lado de la litosfera más alta, más caliente y más delgada sobre la litosfera más baja y más fría. Este mecanismo conduciría a la obducción del complejo ofiolítico si ocurriera cerca de un margen continental. [8]
En la situación en la que una cresta en expansión se acerca a una zona de subducción, la cresta choca con la zona de subducción, momento en el cual se desarrollará una interacción compleja de roca sedimentaria tectónica relacionada con la subducción y actividad ígnea tectónica relacionada con la expansión. La cresta sobrante puede subducirse o ascender a través de la trinchera hacia la brecha de la trinchera en arco y los terrenos en arco como una rebanada de ofiolita caliente. [8]
Un posible ejemplo es la progresiva disminución de la Placa Farallón frente a California. No se esperaría la obducción de ofiolita ya que las dos placas comparten un límite de transformación dextral. Sin embargo, la importante colisión de la placa Kula / Pacífico con la de Alaska/Aleutianas dio lugar al inicio de la subducción de la placa del Pacífico debajo de Alaska, sin signos de obducción ni ninguna manifestación importante de que una cresta estuviera siendo "tragada". [8]
Dewey y Bird [13] sugieren que una forma común de obducción de ofiolita está relacionada con el cierre de las cuencas marginales del arco posterior y que, durante dicho cierre por subducción, trozos de corteza y manto oceánicos pueden ser expulsados hacia los antepaíses continentales adyacentes y emplazados como láminas de ofiolita. En la región de alto flujo de calor de un arco volcánico y una cuenca de retroarco, la litosfera es particularmente delgada.
Esta delgada litosfera puede fallar preferentemente a lo largo de una superficie de empuje que se inclina suavemente si se aplica una tensión de compresión a la región. En estas circunstancias, una delgada lámina de litosfera puede desprenderse y comenzar a desplazarse sobre la litosfera adyacente para finalmente emplazarse como una delgada lámina de ofiolita en el antepaís continental adyacente. [8] Este mecanismo es una forma de convergencia de placas en la que una capa delgada y caliente de litosfera oceánica se obduce sobre una litosfera más fría y gruesa.
A medida que un océano queda progresivamente atrapado entre dos litosferas continentales en colisión, las cuñas ascendentes de la corteza oceánica y el ascenso del manto quedan atrapadas entre las placas continentales y se desprenden y comienzan a ascender a medida que avanza el ascenso continental. La convergencia continua puede llevar al desbordamiento de la brecha arco-zanja y, eventualmente, al desbordamiento de las rocas metamórficas plutónicas y volcánicas del arco volcánico.
Después de la subducción total de un tracto oceánico, la convergencia continua puede conducir a una secuencia adicional de mecanismos intracontinentales de acortamiento de la corteza terrestre. Se cree que este mecanismo es responsable de las distintas cuencas oceánicas de la región mediterránea. Se cree que el cinturón Alpide registra una historia compleja de interacciones de placas durante la convergencia general de las placas euroasiática y africana . [8]
Hay pocas placas continentales obducidas bajo una placa oceánica conocida hoy en día, pero en el pasado parece haber sucedido varias veces. Por lo tanto, hay ejemplos de rocas de la corteza oceánica y rocas del manto más profundas que han sido obducidas y ahora están expuestas en la superficie en todo el mundo. Nueva Caledonia es un ejemplo de obducción reciente. Las montañas Klamath del norte de California contienen varias losas oceánicas obducidas, la más famosa la ofiolita de la Cordillera Costera . También se encuentran fragmentos extraídos en las montañas Hajar de Omán, [9] las montañas Troodos de Chipre , Terranova , [13] Nueva Zelanda , los Alpes de Europa, las islas Shetland de Unst y Fetlar, la isla Leka en Noruega y las Islas Azules. Ofiolita de cresta en las Montañas Apalaches del este de América del Norte.