La subducción es un proceso geológico en el que la litosfera oceánica y parte de la litosfera continental se reciclan en el manto terrestre en límites convergentes . Cuando la litosfera oceánica de una placa tectónica converge con la litosfera menos densa de una segunda placa, la placa más pesada se sumerge debajo de la segunda placa y se hunde en el manto. Una región donde ocurre este proceso se conoce como zona de subducción , y su expresión superficial se conoce como complejo arco-zanja . El proceso de subducción ha creado la mayor parte de la corteza continental de la Tierra. [1] Las tasas de subducción generalmente se miden en centímetros por año, con tasas de convergencia de hasta 11 cm/año. [2]
La subducción es posible porque la litosfera oceánica fría es ligeramente más densa que la astenosfera subyacente , la capa dúctil y caliente del manto superior subyacente a la litosfera fría y rígida. Una vez iniciada, la subducción estable es impulsada principalmente por la flotabilidad negativa de la densa litosfera en subducción. La losa se hunde en gran medida en el manto debido a su peso. [3]
Los terremotos son comunes a lo largo de la zona de subducción y los fluidos liberados por la placa subductora desencadenan vulcanismo en la placa superior. Si la placa subductora se hunde en un ángulo poco profundo, la placa superior desarrolla un cinturón de deformación caracterizado por engrosamiento de la corteza, formación de montañas y metamorfismo. La subducción en un ángulo más pronunciado se caracteriza por la formación de cuencas de retroarco . [4]
Según la teoría de la tectónica de placas , la litosfera de la Tierra , su capa exterior rígida, está dividida en dieciséis placas tectónicas más grandes y varias placas más pequeñas. Estas placas están en movimiento lento, debido principalmente a la fuerza de atracción de la litosfera en subducción. La litosfera que se hunde en las zonas de subducción es parte de las células de convección en el manto dúctil subyacente . Este proceso de convección permite que el calor generado por la desintegración radiactiva escape del interior de la Tierra. [6]
La litosfera está formada por la corteza ligera más externa más la porción rígida más superior del manto . El espesor de la litosfera oceánica varía desde unos pocos kilómetros para la litosfera joven creada en las dorsales oceánicas hasta alrededor de 100 kilómetros (62 millas) para la litosfera oceánica más antigua. [7] La litosfera continental tiene hasta 200 km (120 millas) de espesor. [8] La litosfera es relativamente fría y rígida en comparación con la astenosfera subyacente , por lo que las placas tectónicas se mueven como cuerpos sólidos sobre la astenosfera. Las placas individuales a menudo incluyen regiones de la litosfera oceánica y continental.
Las zonas de subducción son donde la fría litosfera oceánica se hunde nuevamente en el manto y se recicla. [4] [9] Se encuentran en los límites de placas convergentes, donde la litosfera oceánica de una placa converge con la litosfera menos densa de otra placa. La litosfera oceánica, más pesada, queda anulada por el borde de ataque de la otra placa. [7] La placa anulada (la losa ) se hunde en un ángulo de aproximadamente 25 a 75 grados con respecto a la superficie de la Tierra. [10] Este hundimiento es impulsado por la diferencia de temperatura entre la losa y la astenosfera circundante, ya que la litosfera oceánica más fría tiene, en promedio, una mayor densidad. [7] Los sedimentos y parte del agua atrapada son transportados hacia abajo por la losa y reciclados hacia el manto profundo. [11]
La Tierra es hasta ahora el único planeta donde se sabe que se produce la subducción, y las zonas de subducción son su característica tectónica más importante. La subducción es la fuerza impulsora detrás de la tectónica de placas y sin ella, la tectónica de placas no podría ocurrir. [12] Las zonas de subducción oceánica están ubicadas a lo largo de 55.000 km (34.000 millas) de márgenes de placas convergentes, [13] casi igual a la tasa acumulativa de formación de placas de 60.000 km (37.000 millas) de dorsales en medio del océano. [14]
El agua de mar se filtra en la litosfera oceánica a través de fracturas y poros, y reacciona con minerales de la corteza y el manto para formar minerales hidratados (como la serpentina) que almacenan agua en sus estructuras cristalinas. [15] El agua se transporta al manto profundo a través de minerales hidratados en losas en subducción. Durante la subducción, una serie de minerales en estas losas, como la serpentina , pueden ser estables a diferentes presiones dentro de las losas geotérmicas y pueden transportar una cantidad significativa de agua al interior de la Tierra. [16] A medida que las placas se hunden y se calientan, los fluidos liberados pueden desencadenar sismicidad e inducir el derretimiento dentro de la placa subducida y en la cuña del manto suprayacente. Este tipo de fusión concentra selectivamente los volátiles y los transporta a la placa suprayacente. Si se produce una erupción, el ciclo devuelve los volátiles a los océanos y la atmósfera [17]
Las expresiones superficiales de las zonas de subducción son complejos arco-zanja. En el lado del océano del complejo, donde la placa en subducción se acerca por primera vez a la zona de subducción, a menudo hay un oleaje en la fosa exterior o un oleaje en la fosa exterior . Aquí la placa se hace ligeramente más plana antes de hundirse hacia abajo, como consecuencia de la rigidez de la placa. [18] El punto donde la losa comienza a hundirse hacia abajo está marcado por una fosa oceánica . Las fosas oceánicas son las partes más profundas del fondo del océano.
Más allá de la zanja se encuentra la porción del antearco de la placa superior. Dependiendo de las tasas de sedimentación, el antearco puede incluir una cuña de acreción de sedimentos raspados de la losa de subducción y acumulados en la placa superior. Sin embargo, no todos los complejos arco-zanja tienen una cuña de acreción. Los arcos de acreción tienen una cuenca de antearco bien desarrollada detrás de la cuña de acreción, mientras que la cuenca de antearco está poco desarrollada en arcos no de acreción. [19]
Más allá de la cuenca del antearco, los volcanes se encuentran en largas cadenas llamadas arcos volcánicos . El basalto y los sedimentos en subducción son normalmente ricos en minerales hidratados y arcillas. Además, se introducen grandes cantidades de agua en las grietas y fracturas creadas cuando la losa subductora se dobla hacia abajo. [20] Durante la transición del basalto a la eclogita, estos materiales hidratados se descomponen, produciendo grandes cantidades de agua, que a tan alta presión y temperatura existe como un fluido supercrítico . [21] El agua supercrítica, que es caliente y más flotante que la roca circundante, se eleva hacia el manto suprayacente, donde reduce la temperatura de fusión de la roca del manto, generando magma mediante fusión por flujo . [22] Los magmas, a su vez, se elevan como diapiros porque son menos densos que las rocas del manto. [23] Los magmas derivados del manto (que inicialmente son de composición basáltica) pueden finalmente alcanzar la superficie de la Tierra, dando lugar a erupciones volcánicas. La composición química de la lava en erupción depende del grado en que el basalto derivado del manto interactúa con (derrite) la corteza terrestre o sufre una cristalización fraccionada . Los volcanes de arco tienden a producir erupciones peligrosas porque son ricos en agua (de la losa y sedimentos) y tienden a ser extremadamente explosivos. [24] Krakatoa , Nevado del Ruiz y el Monte Vesubio son ejemplos de volcanes de arco. Los arcos también están asociados con la mayoría de los depósitos de mineral . [23]
Más allá del arco volcánico hay una región de retroarco cuyo carácter depende en gran medida del ángulo de subducción de la losa en subducción. Cuando este ángulo es poco profundo, la losa en subducción arrastra parcialmente consigo la corteza continental suprayacente, lo que produce una zona de acortamiento y engrosamiento de la corteza en la que puede haber extensos plegamientos y fallas de empuje . Si el ángulo de subducción se inclina o retrocede, la placa litosfera superior se pondrá en tensión , lo que a menudo producirá una cuenca de arco posterior . [25]
El complejo arco-zanja es la expresión superficial de una estructura mucho más profunda. Aunque no se puede acceder directamente a ellas, las partes más profundas se pueden estudiar utilizando la geofísica y la geoquímica . Las zonas de subducción están definidas por una zona inclinada de terremotos , la zona Wadati-Benioff , que se aleja de la fosa y se extiende por debajo del arco volcánico hasta la discontinuidad de 660 kilómetros . Los terremotos de la zona de subducción ocurren a mayores profundidades (hasta 600 km (370 millas)) que en otras partes de la Tierra (generalmente a menos de 20 km (12 millas) de profundidad); Estos terremotos profundos pueden ser provocados por transformaciones de fase profundas , descontrol térmico o fragilización por deshidratación . [26] [27] La tomografía sísmica muestra que algunas losas pueden penetrar el manto inferior [28] [29] y hundirse hasta el límite entre el núcleo y el manto . [30] Aquí, los residuos de las losas pueden llegar a calentarse lo suficiente como para volver a subir a la superficie en forma de columnas del manto . [31] [32]
La subducción generalmente ocurre en un ángulo moderadamente pronunciado cuando se encuentra debajo del arco volcánico. Sin embargo, se sabe que existen ángulos de subducción anómalos y poco profundos, así como algunos que son extremadamente pronunciados. [33]
Flat-slab subduction is ongoing beneath part of the Andes, causing segmentation of the Andean Volcanic Belt into four zones. The flat-slab subduction in northern Peru and the Norte Chico region of Chile is believed to be the result of the subduction of two buoyant aseismic ridges, the Nazca Ridge and the Juan Fernández Ridge, respectively. Around Taitao Peninsula flat-slab subduction is attributed to the subduction of the Chile Rise, a spreading ridge.[36][37]
The Laramide Orogeny in the Rocky Mountains of the United States is attributed to flat-slab subduction.[38] During this orogeny, a broad volcanic gap appeared at the southwestern margin of North America, and deformation occurred much farther inland; it was during this time that the basement-cored mountain ranges of Colorado, Utah, Wyoming, South Dakota, and New Mexico came into being. The most massive subduction zone earthquakes, so-called "megaquakes", have been found to occur in flat-slab subduction zones.[39]
Aunque la subducción estable se comprende bastante bien, el proceso mediante el cual se inicia la subducción sigue siendo un tema de discusión y estudio continuo. La subducción puede comenzar espontáneamente si la litosfera oceánica más densa puede hundirse y hundirse debajo de la litosfera oceánica o continental adyacente únicamente mediante forzamiento vertical; alternativamente, los movimientos de placas existentes pueden inducir nuevas zonas de subducción al obligar horizontalmente a la litosfera oceánica a romperse y hundirse en la astenosfera. [41] [42] Ambos modelos pueden eventualmente producir zonas de subducción autosostenibles, ya que la corteza oceánica se metamorfosea a gran profundidad y se vuelve más densa que las rocas del manto circundante. La compilación de eventos de iniciación de la zona de subducción que se remonta a 100 Ma sugiere una iniciación de la zona de subducción forzada horizontalmente para la mayoría de las zonas de subducción modernas, [42] lo cual está respaldado por resultados de modelos numéricos [43] [44] y estudios geológicos. [45] [46] Sin embargo, algunos modelos analógicos muestran la posibilidad de subducción espontánea a partir de diferencias de densidad inherentes entre dos placas en ubicaciones específicas, como márgenes pasivos y a lo largo de fallas transformantes . [47] [48] Hay evidencia de que esto ha ocurrido en el sistema de subducción Izu-Bonin-Mariana. [49] [50] Anteriormente en la historia de la Tierra, es probable que la subducción se hubiera iniciado sin forzamiento horizontal debido a la falta de movimiento relativo de las placas, aunque una propuesta de A. Yin sugiere que los impactos de meteoritos pueden haber contribuido al inicio de la subducción en la Tierra primitiva. [51]
Aunque la idea del inicio de la subducción en márgenes pasivos es popular, no existe ningún ejemplo moderno para este tipo de nucleación por subducción. [52] Esto probablemente se debe a la fuerza de la corteza oceánica o de transición en los márgenes pasivos continentales, lo que sugiere que si la corteza no se rompió en sus primeros 20 millones de años de vida, es poco probable que se rompa en el futuro bajo sedimentación normal. cargas. Sólo con un debilitamiento adicional de la corteza, a través del magmatismo de los puntos calientes o de un rifting extensional, la corteza podría separarse de su continente y comenzar la subducción.
La subducción puede continuar mientras la litosfera oceánica se mueva hacia la zona de subducción. Sin embargo, la llegada de una litosfera continental boyante a una zona de subducción puede provocar un mayor acoplamiento en la fosa y provocar una reorganización de los límites de las placas. La llegada de la corteza continental da como resultado una colisión continental o una acumulación de terreno que puede alterar la subducción. [53] La corteza continental puede subducirse a profundidades de 250 km (160 millas), donde puede alcanzar un punto sin retorno. [54] [32] Las secciones de corteza terrestre o de arco intraoceánico de más de 15 km (9,3 millas) de espesor o de meseta oceánica de más de 30 km (19 millas) de espesor pueden alterar la subducción. Sin embargo, los arcos de isla subducidos de extremo a extremo pueden causar sólo una alteración local, mientras que un arco que llega paralelo a la zona puede cerrarla. [53] Esto ha sucedido con la meseta de Ontong Java y la fosa de Vitiaz . [55]
Las zonas de subducción albergan una variedad única de tipos de rocas creadas por las condiciones de alta presión y baja temperatura que encuentra una losa en subducción durante su descenso. [56] Las condiciones metamórficas por las que pasa la losa en este proceso crean y destruyen fases minerales que contienen agua (hidratadas), liberando agua en el manto. Esta agua reduce el punto de fusión de la roca del manto, iniciando la fusión. [57] Comprender el momento y las condiciones en las que ocurren estas reacciones de deshidratación es clave para interpretar el derretimiento del manto, el magmatismo del arco volcánico y la formación de la corteza continental. [58]
Una facies metamórfica se caracteriza por un conjunto mineral estable específico para un rango de presión-temperatura y un material de partida específico. El metamorfismo de la zona de subducción se caracteriza por una trayectoria metamórfica de baja temperatura y alta presión ultraalta a través de las zonas de estabilidad de las facies de zeolita , prehnita-pumpelita, esquisto azul y eclogita de la corteza oceánica subducida. [59] Los conjuntos de facies de zeolita y prehnita-pumpellyita pueden estar presentes o no, por lo que el inicio del metamorfismo solo puede estar marcado por condiciones de facies de esquisto azul. [60] Las losas en subducción están compuestas de corteza basáltica cubierta con sedimentos pelágicos ; [61] sin embargo, los sedimentos pelágicos pueden acumularse en la pared que cuelga del antearco y no subducirse. [62] La mayoría de las transiciones de fase metamórficas que ocurren dentro de la losa de subducción son provocadas por la deshidratación de fases minerales hidratadas. La descomposición de las fases minerales hidratadas ocurre típicamente a profundidades superiores a los 10 km. [63] Cada una de estas facies metamórficas está marcada por la presencia de un conjunto mineral estable específico, que registra las condiciones metamórficas sufridas en la losa en subducción. Las transiciones entre facies hacen que los minerales hidratados se deshidraten en ciertas condiciones de presión y temperatura y, por lo tanto, se pueden rastrear hasta eventos de fusión en el manto debajo de un arco volcánico.
Generalmente se observan dos tipos de arcos en la Tierra: arcos insulares que se forman en la litosfera oceánica (por ejemplo, los arcos insulares de las Marianas y Tonga ), y arcos continentales como el Arco Volcánico en Cascada , que se forman a lo largo de las costas de los continentes. Los arcos insulares (arcos intraoceánicos o primitivos) se producen por la subducción de la litosfera oceánica debajo de otra litosfera oceánica (subducción océano-océano), mientras que los arcos continentales (arcos andinos) se forman durante la subducción de la litosfera oceánica debajo de una litosfera continental (subducción océano-continente). . [64] Un ejemplo de un arco volcánico que tiene secciones de arco continental e insular se encuentra detrás de la zona de subducción de la Fosa de las Aleutianas en Alaska.
Los volcanes que se encuentran sobre zonas de subducción, como el Monte Santa Helena , el Monte Etna y el Monte Fuji , se encuentran aproximadamente a cien kilómetros de la fosa en cadenas arqueadas llamadas arcos volcánicos . Los plutones, como el Half Dome en el Parque Nacional Yosemite, generalmente se forman entre 10 y 50 km [65] debajo de los volcanes dentro de los arcos volcánicos y solo son visibles en la superficie una vez que los volcanes se han desgastado. El vulcanismo y el plutonismo se producen como consecuencia de la deshidratación de la losa oceánica en subducción a medida que alcanza presiones y temperaturas más altas. Una vez que la placa oceánica alcanza unos 100 km de profundidad, [65] los minerales hidratados se vuelven inestables y liberan fluidos en la astenosfera. Los fluidos actúan como un flujo para la roca dentro de la astenosfera y hacen que se derrita parcialmente. El material parcialmente fundido es más flotante y, como resultado, ascenderá a la litosfera, donde forma grandes cámaras de magma llamadas diapiros. Parte del magma llegará a la superficie de la corteza donde formará volcanes y, si entra en erupción en la superficie terrestre, producirá lava andesítica. El magma que permanece en la litosfera el tiempo suficiente se enfriará y formará rocas plutónicas como diorita, granodiorita y, a veces, granito.
El magmatismo del arco se produce entre cien y doscientos kilómetros de la trinchera y aproximadamente a cien kilómetros por encima de la losa en subducción. [66] Los arcos producen alrededor del 10% del volumen total de magma producido cada año en la Tierra (aproximadamente 0,75 kilómetros cúbicos), mucho menos que el volumen producido en las dorsales oceánicas, [67] pero han formado la mayor parte de la corteza continental . [4] El vulcanismo de arco tiene el mayor impacto en los humanos porque muchos volcanes de arco se encuentran sobre el nivel del mar y entran en erupción violentamente. Los aerosoles inyectados en la estratosfera durante erupciones violentas pueden provocar un rápido enfriamiento del clima de la Tierra y afectar los viajes aéreos. [68]
El arcomagmatismo desempeña un papel en el ciclo del carbono de la Tierra al liberar carbono subducido a través de procesos volcánicos. La teoría más antigua afirma que el carbono de la placa subductora está disponible en los sistemas magmáticos suprayacentes mediante la descarbonatación, donde el CO 2 se libera mediante el metamorfismo silicato-carbonato. [69] Sin embargo, la evidencia de modelos termodinámicos ha demostrado que las presiones y temperaturas necesarias para este tipo de metamorfismo son mucho más altas que las que se observan en la mayoría de las zonas de subducción. [69] Frezzoti et al. (2011) proponen un mecanismo diferente para el transporte de carbono hacia la placa superior mediante disolución (liberación de carbono de minerales que contienen carbono a una solución acuosa) en lugar de descarbonatación. Su evidencia proviene del examen detenido de inclusiones minerales y fluidas en diamantes y granates de baja temperatura (<600 °C) encontrados en una facies de eclogita en los Alpes. La química de las inclusiones respalda la existencia de un fluido rico en carbono en ese ambiente, y mediciones químicas adicionales de facies de menor presión y temperatura en el mismo complejo tectónico respaldan un modelo para la disolución del carbono (en lugar de la descarbonatación) como medio de transporte de carbono. . [69]
La deformación elástica causada por la convergencia de placas en zonas de subducción produce al menos tres tipos de terremotos. Estos son terremotos profundos, megaterremotos y terremotos de elevación exterior. Los terremotos profundos ocurren dentro de la corteza, los megaterremotos en la interfaz de subducción cerca de la trinchera y los terremotos de elevación exterior en la placa inferior en subducción cuando se dobla cerca de la trinchera.
Los eventos anormalmente profundos son una característica de las zonas de subducción, que producen los terremotos más profundos del planeta. Los terremotos generalmente se limitan a las partes poco profundas y frágiles de la corteza, generalmente a profundidades de menos de veinte kilómetros. Sin embargo, en las zonas de subducción los terremotos ocurren a profundidades de hasta 700 km (430 millas). Estos terremotos definen zonas inclinadas de sismicidad conocidas como zonas Wadati-Benioff que trazan la losa descendente. [70]
Nueve de los diez terremotos más grandes de los últimos 100 años fueron megaterremotos en zonas de subducción. Estos incluyeron el Gran Terremoto de Chile de 1960 , que en M 9,5 fue el terremoto más grande jamás registrado, el terremoto y tsunami del Océano Índico de 2004 , y el terremoto y tsunami de Tōhoku de 2011 . La subducción de la litosfera oceánica fría hacia el manto deprime el gradiente geotérmico local y hace que una porción mayor de la corteza terrestre se deforme de una manera más frágil de lo que lo haría en un entorno de gradiente geotérmico normal. Debido a que los terremotos sólo pueden ocurrir cuando una roca se deforma de manera frágil, las zonas de subducción pueden causar grandes terremotos. Si un terremoto de este tipo causa una rápida deformación del fondo del mar, existe la posibilidad de que se produzcan tsunamis . El mayor tsunami jamás registrado ocurrió debido a un megaterremoto el 26 de diciembre de 2004 . El terremoto fue causado por la subducción de la Placa Indoaustraliana bajo la Placa Euroasiática, pero el tsunami se extendió por la mayor parte del planeta y devastó las zonas alrededor del Océano Índico. También se producen con frecuencia pequeños temblores que provocan tsunamis pequeños y no dañinos. [70]
Un estudio publicado en 2016 sugirió un nuevo parámetro para determinar la capacidad de una zona de subducción para generar megaterremotos. [71] Al examinar la geometría de la zona de subducción y comparar el grado de curvatura de la placa inferior de la placa en subducción en grandes terremotos históricos como el de Sumatra-Andaman de 2004 y el terremoto de Tōhoku de 2011, se determinó que la magnitud de los terremotos en las zonas de subducción es inversamente proporcional al ángulo de subducción cerca de la fosa, lo que significa que "cuanto más plano sea el contacto entre las dos placas, más probable será que se produzcan megaterremotos". [72]
Los terremotos de elevación exterior en la placa inferior ocurren cuando las fallas normales hacia el océano desde la zona de subducción se activan por la flexión de la placa al doblarse hacia la zona de subducción. [73] El terremoto de Samoa de 2009 es un ejemplo de este tipo de evento. El desplazamiento del fondo marino provocado por este evento generó un tsunami de seis metros en la cercana Samoa.
La tomografía sísmica ha ayudado a detectar losas litosféricas subducidas en las profundidades del manto, donde no hay terremotos. [ cita necesaria ] Se han descrito alrededor de cien losas en términos de profundidad y su momento y ubicación de subducción. [74] Las grandes discontinuidades sísmicas en el manto, a 410 km (250 millas) de profundidad y 670 km (420 millas), se ven interrumpidas por el descenso de losas frías en zonas de subducción profunda. Algunas losas subducidas parecen tener dificultades para penetrar la discontinuidad principal que marca el límite entre el manto superior y el manto inferior a una profundidad de unos 670 kilómetros. Otras placas oceánicas subducidas se han hundido hasta el límite entre el núcleo y el manto a 2.890 km de profundidad. Generalmente, las losas se desaceleran durante su descenso hacia el manto, desde típicamente varios cm/año (hasta ~10 cm/año en algunos casos) en la zona de subducción y en el manto superior, hasta ~1 cm/año en el manto inferior. [74] Esto conduce al plegado o apilamiento de losas a esas profundidades, visibles como losas engrosadas en la tomografía sísmica . Por debajo de ~1700 km, podría haber una aceleración limitada de las losas debido a una menor viscosidad como resultado de los cambios de fase mineral inferidos hasta que se acerquen y finalmente se detengan en el límite entre el núcleo y el manto . [74] Aquí las losas se calientan con el calor ambiental y ya no se detectan ~ 300 Myr después de la subducción. [74]
La orogenia es el proceso de formación de montañas. Las placas en subducción pueden conducir a la orogenia al llevar islas oceánicas, mesetas oceánicas, sedimentos y márgenes continentales pasivos a márgenes convergentes. El material a menudo no se subduce con el resto de la placa, sino que se acumula (se raspa) en el continente, lo que da como resultado terrenos exóticos . La colisión de este material oceánico provoca el engrosamiento de la corteza y la formación de montañas. El material acumulado a menudo se denomina cuña o prisma de acreción . Estas cuñas de acreción pueden estar asociadas con ofiolitas (corteza oceánica levantada que consta de sedimentos, basaltos almohadillados, diques laminares, gabro y peridotita). [75]
La subducción también puede causar orogenia sin traer material oceánico que se acumule en el continente predominante. Cuando la placa inferior se subduce en un ángulo poco profundo debajo de un continente (algo llamado "subducción de losa plana"), la placa en subducción puede tener suficiente tracción en el fondo de la placa continental como para hacer que la placa superior se contraiga mediante plegamiento, fallas y cortes corticales. engrosamiento y formación de montañas. La subducción de losas planas provoca la formación de montañas y el vulcanismo se desplaza hacia el continente, alejándose de la trinchera, y se ha descrito en el oeste de América del Norte (es decir, la orogenia Laramide, y actualmente en Alaska, América del Sur y el este de Asia. [74]
Los procesos descritos anteriormente permiten que la subducción continúe mientras que la formación de montañas ocurre al mismo tiempo, lo que contrasta con la orogenia de colisión continente-continente, que a menudo conduce a la terminación de la subducción.
Los continentes son arrastrados hacia zonas de subducción por la placa oceánica que se hunde a la que están unidos. Donde los continentes están unidos a placas oceánicas sin subducción, hay una cuenca profunda que acumula gruesos conjuntos de rocas sedimentarias y volcánicas conocidas como margen pasivo. Algunos márgenes pasivos tienen hasta 10 km de rocas sedimentarias y volcánicas que cubren la corteza continental. A medida que la litosfera oceánica adjunta y de flotabilidad negativa arrastra un margen pasivo hacia una zona de subducción, la cubierta sedimentaria y volcánica se raspa en su mayor parte para formar una cuña orogénica. Una cuña orogénica es más grande que la mayoría de las cuñas de acreción debido al volumen de material que hay que acretar. Las rocas del basamento continental debajo de las débiles capas de cobertura son fuertes y en su mayoría frías, y pueden estar sustentadas por una capa de manto denso de más de 200 km de espesor. Después de desprenderse de las unidades de cubierta de baja densidad, la placa continental, especialmente si es vieja, desciende a la zona de subducción. Cuando esto sucede, las reacciones metamórficas aumentan la densidad de las rocas de la corteza continental, lo que conduce a una menor flotabilidad.
Un estudio de la colisión activa arco-continente de Banda afirma que al desapilar las capas de roca que una vez cubrieron el basamento continental, pero que ahora están empujadas unas sobre otras en la cuña orogénica, y medir su longitud, se puede proporcionar una estimación mínima de hasta qué punto se ha subducido el continente. [76] Los resultados muestran al menos un mínimo de 229 kilómetros de subducción de la placa continental del norte de Australia. Otro ejemplo puede ser el continuo movimiento hacia el norte de la India, que se está hundiendo bajo Asia. La colisión entre los dos continentes comenzó hace unos 50 millones de años, pero todavía está activa.
Las zonas de subducción de placas oceánicas-oceánicas comprenden aproximadamente el 40% de todos los márgenes de las zonas de subducción del planeta. La relación océano-placa oceánica puede conducir a zonas de subducción entre las placas oceánicas y continentales, lo que resalta lo importante que es comprender este entorno de subducción. Aunque no se comprende completamente qué causa el inicio de la subducción de una placa oceánica bajo otra placa oceánica, existen tres modelos principales propuestos por Baitsch-Ghirardello et.al que explican los diferentes regímenes presentes en este entorno. [77]
Los modelos son los siguientes: 1) Subducción en retroceso: causada por un acoplamiento débil entre la placa inferior y superior que conduce a la apertura de una cuenca de arco posterior y la zona de subducción se mueve mediante el retroceso de la losa, 2) Subducción estable: causada por un acoplamiento intermedio entre la placa inferior y superior. La zona de subducción generalmente permanece en el mismo lugar y la placa de subducción se subduce en un ángulo constante, y 3) Subducción en avance: causada por un fuerte acoplamiento entre la placa superior e inferior. Los sedimentos en subducción se espesan provocando que penachos parcialmente fundidos queden encima de la placa en subducción.
En su estudio de 2019, Macdonald et al. propuso que las zonas de colisión del arco-continente y la subsiguiente obducción de la litosfera oceánica eran, al menos parcialmente, responsables del control del clima global. Su modelo se basa en la colisión arco-continente en zonas tropicales, donde las ofiolitas expuestas compuestas principalmente de material máfico aumentan la "climatabilidad global" y dan como resultado el almacenamiento de carbono a través de procesos de erosión de silicatos. Este almacenamiento representa un sumidero de carbono , que elimina carbono de la atmósfera y provoca un enfriamiento global. Su estudio correlaciona varios complejos de ofiolitas fanerozoicas , incluida la subducción activa del arco-continente, con períodos de glaciación y enfriamiento global conocidos. [78] Este estudio no analiza los ciclos de Milankovitch como impulsores de la ciclicidad climática global.
La subducción de estilo moderno se caracteriza por gradientes geotérmicos bajos y la formación asociada de rocas de alta presión y baja temperatura como la eclogita y el esquisto azul . [79] [80] Asimismo, los conjuntos de rocas llamados ofiolitas , asociados con la subducción de estilo moderno, también indican tales condiciones. [79] Los xenolitos de eclogita encontrados en el Cratón del norte de China proporcionan evidencia de que la subducción de estilo moderno ocurrió al menos hace 1,8 Ga en la Era Paleoproterozoica . [79] La eclogita en sí fue producida por subducción oceánica durante el ensamblaje de supercontinentes entre 1,9 y 2,0 Ga.
El blueschist es una roca típica de los entornos de subducción actuales. La ausencia de esquistos azules más antiguos que el Neoproterozoico refleja composiciones más ricas en magnesio de la corteza oceánica de la Tierra durante ese período. [81] Estas rocas más ricas en magnesio se metamorfosean en esquistos verdes en condiciones en las que las rocas de la corteza oceánica moderna se metamorfosean en esquistos azules. [81] Las antiguas rocas ricas en magnesio significan que el manto de la Tierra alguna vez estuvo más caliente, pero no que las condiciones de subducción fueran más calientes. Anteriormente, se pensaba que la falta de esquisto azul preneoproterozoico indicaba un tipo diferente de subducción. [81] Ambas líneas de evidencia refutan las concepciones previas de que la subducción de estilo moderno se inició en la Era Neoproterozoica hace 1,0 Ga. [79] [81]
Harry Hammond Hess , quien durante la Segunda Guerra Mundial sirvió en la Reserva de la Marina de los Estados Unidos y quedó fascinado con el fondo del océano, estudió la Cordillera del Atlántico Medio y propuso que se agregara roca fundida caliente a la corteza en la cresta y se expandiera el fondo marino hacia afuera. Esta teoría se conocería como expansión del fondo marino . Dado que la circunferencia de la Tierra no ha cambiado a lo largo del tiempo geológico, Hess concluyó que el fondo marino más antiguo debe consumirse en otro lugar y sugirió que este proceso tiene lugar en fosas oceánicas , donde la corteza se derretiría y reciclaría en el manto terrestre . [82]
En 1964, George Plafker investigó el terremoto del Viernes Santo en Alaska . Concluyó que la causa del terremoto fue una reacción de megaempuje en la Fosa de las Aleutianas , como resultado de la superposición de la corteza continental de Alaska con la corteza oceánica del Pacífico. Esto significaba que la corteza del Pacífico estaba siendo forzada hacia abajo, o subducida , por debajo de la corteza de Alaska. El concepto de subducción jugaría un papel en el desarrollo de la teoría de la tectónica de placas . [83]
Las primeras certificaciones geológicas de las palabras "subducir" datan de 1970, [84] En inglés común subducir , o subducir (del latín subducere , "llevar lejos") [85] son verbos transitivos que requieren que un sujeto realice una acción sobre un objeto que no es él mismo, aquí la placa inferior, que luego ha sido subducida ("eliminada"). El término geológico se "consume", lo que ocurre en el momento geológico en el que se desliza la placa inferior, aunque puede persistir durante algún tiempo hasta su refundición y disipación. En este modelo conceptual, la placa se agota continuamente. [86] No se indica la identidad del sujeto, el consumidor o el agente de consumo. Algunas fuentes aceptan esta construcción sujeto-objeto.
La geología hace subducir en un verbo intransitivo y un verbo reflexivo . La placa inferior en sí es el tema. Se subduce, en el sentido de retirarse, o se retira, y al hacerlo, es la "placa de subducción". Además, la palabra losa está específicamente asociada a la "placa subductora", aunque en inglés la placa superior es también una losa. [87] La placa superior queda suspendida, por así decirlo. Para expresarlo, geología debe cambiar a un verbo diferente, generalmente para anular . La placa superior, el sujeto, realiza la acción de anular al objeto, la placa inferior, que es anulada. [88]
Las zonas de subducción son importantes por varias razones:
También se han considerado las zonas de subducción como posibles lugares de eliminación de residuos nucleares en los que la propia acción de subducción llevaría el material al manto planetario , lejos de cualquier posible influencia sobre la humanidad o el medio ambiente superficial. Sin embargo, ese método de eliminación está actualmente prohibido por acuerdo internacional. [91] [92] [93] [94] Además, las zonas de subducción de placas están asociadas con megaterremotos de gran tamaño , lo que hace que los efectos del uso de cualquier sitio específico para la eliminación sean impredecibles y posiblemente adversos para la seguridad de la eliminación a largo plazo. [92]
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