La subducción es un proceso geológico en el que la litosfera oceánica y parte de la litosfera continental se reciclan en el manto de la Tierra en los límites convergentes entre las placas tectónicas. Donde una placa tectónica converge con una segunda placa, la placa más pesada se sumerge debajo de la otra 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-fosa . El proceso de subducción ha creado la mayor parte de la corteza continental de la Tierra. [1] Las tasas de subducción se miden típicamente en centímetros por año, con tasas de convergencia de hasta 11 cm/año. [2]
La subducción es posible porque la litosfera oceánica, fría y rígida, es ligeramente más densa que la astenosfera subyacente , la capa caliente y dúctil del manto superior . Una vez iniciada, la subducción estable es impulsada principalmente por la flotabilidad negativa de la litosfera densa que subduce. La placa que desciende se hunde en el manto en gran medida por su propio peso. [3]
Los terremotos son comunes a lo largo de las zonas de subducción, y los fluidos liberados por la placa en subducción desencadenan el vulcanismo en la placa superior. Si la placa en subducción se hunde en un ángulo poco profundo, la placa superior desarrolla un cinturón de deformación caracterizado por el engrosamiento de la corteza, la formación de montañas y el metamorfismo . La subducción en un ángulo más pronunciado se caracteriza por la formación de cuencas de arco posterior . [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 se mueven lentamente, 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 celdas 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 superior del manto . La litosfera oceánica varía en espesor 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 kilómetros (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 ambas regiones de la litosfera oceánica y la litosfera continental.
Las zonas de subducción son donde la litosfera oceánica fría se hunde de nuevo en el manto y se recicla. [4] [9] Se encuentran en los límites de placas convergentes, donde la litosfera oceánica más pesada de una placa es superada por el borde delantero de otra placa menos densa. [7] La placa superada (la losa ) se hunde en un ángulo más comúnmente entre 25 y 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 es, en promedio, más densa. [7] Los sedimentos y algo de agua atrapada son transportados hacia abajo por la losa y reciclados en el manto profundo. [11]
La Tierra es hasta ahora el único planeta en el que se sabe que se produce 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 se encuentran a lo largo de márgenes de placas convergentes de 55.000 km (34.000 mi), [13] casi igual a la tasa acumulada de formación de placas de 60.000 km (37.000 mi) de las dorsales oceánicas. [14]
El agua de mar se filtra en la litosfera oceánica a través de fracturas y poros, y reacciona con minerales en la corteza y el manto para formar minerales hidratados (como la serpentina) que almacenan agua en sus estructuras cristalinas. [15] El agua es transportada al manto profundo a través de minerales hidratados en placas en subducción. Durante la subducción, una serie de minerales en estas placas, como la serpentina, pueden ser estables a diferentes presiones dentro de las geotermas de la placa, 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 la fusión 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 de fosas de arco. En el lado oceánico del complejo, donde la placa en subducción se acerca primero a la zona de subducción, a menudo hay un alto oleaje de fosas externas . Aquí la placa se vuelve ligeramente menos profunda antes de hundirse hacia abajo, como consecuencia de la rigidez de la placa. [18] El punto donde la placa 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 de antearco de la placa superior. Dependiendo de las tasas de sedimentación, el antearco puede incluir una cuña de acreción de sedimentos raspados de la placa en subducción y acrecionados a la placa superior. Sin embargo, no todos los complejos de 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 los arcos no acrecionarios. [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 normalmente son ricos en minerales hidratados y arcillas. Además, grandes cantidades de agua se introducen en grietas y fracturas creadas a medida que la losa en subducción se dobla hacia abajo. [20] Durante la transición de basalto a eclogita, estos materiales hidratados se descomponen, produciendo grandes cantidades de agua, que a tanta presión y temperatura existe como un fluido supercrítico . [21] El agua supercrítica, que es caliente y más flotante que la roca circundante, se eleva hasta el manto suprayacente, donde reduce la temperatura de fusión de la roca del manto, generando magma a través de la fusión del 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, lo que resulta en erupciones volcánicas. La composición química de la lava en erupción depende del grado en que el basalto derivado del manto interactúa con la corteza terrestre (se funde) o sufre una cristalización fraccionada . Los volcanes de arco tienden a producir erupciones peligrosas porque son ricos en agua (de la placa y los sedimentos) y tienden a ser extremadamente explosivos. [24] El Krakatoa , el Nevado del Ruiz y el Monte Vesubio son ejemplos de volcanes de arco. Los arcos también están asociados con la mayoría de los depósitos minerales . [23]
Más allá del arco volcánico hay una región de arco posterior cuyo carácter depende en gran medida del ángulo de subducción de la placa en subducción. Cuando este ángulo es poco profundo, la placa 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 plegamientos extensos y fallas inversas . Si el ángulo de subducción se acentúa o retrocede, la litosfera de la placa 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 es directamente accesible, las porciones más profundas se pueden estudiar utilizando geofísica y geoquímica . Las zonas de subducción están definidas por una zona inclinada de terremotos , la zona de Wadati-Benioff , que se aleja de la zanja 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 mi)) que en otras partes de la Tierra (normalmente a menos de 20 km (12 mi) de profundidad); estos terremotos profundos pueden ser impulsados por transformaciones de fase profunda , 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 núcleo-manto . [30] Aquí, los residuos de las losas pueden eventualmente calentarse lo suficiente como para volver a subir a la superficie en forma de penachos del manto . [31] [32]
La subducción suele producirse en un ángulo moderadamente pronunciado cuando se encuentra debajo del arco volcánico. Sin embargo, se sabe que existen ángulos de subducción anómalos menos profundos, así como otros que son extremadamente pronunciados. [33]
La subducción en placas planas está en curso debajo de una parte de los Andes , lo que provoca la segmentación del Cinturón Volcánico Andino en cuatro zonas. Se cree que la subducción en placas planas en el norte de Perú y la región del Norte Chico de Chile es el resultado de la subducción de dos dorsales asísmicas boyantes, la dorsal de Nazca y la dorsal de Juan Fernández , respectivamente. Alrededor de la península de Taitao, la subducción en placas planas se atribuye a la subducción de la dorsal de Chile , una dorsal en expansión . [36] [37]
La orogenia Laramide en las Montañas Rocosas de los Estados Unidos se atribuye a la subducción de placas planas. [38] Durante esta orogenia, apareció una amplia brecha volcánica en el margen sudoeste de América del Norte y se produjo una deformación mucho más hacia el interior; fue durante este tiempo que surgieron las cadenas montañosas con núcleos de basamento de Colorado, Utah, Wyoming, Dakota del Sur y Nuevo México. Se ha descubierto que los terremotos más masivos de la zona de subducción, los llamados "megaterremotos", ocurren en zonas de subducción de placas planas. [39]
Aunque la subducción estable se entiende bastante bien, el proceso por 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 debajo de la litosfera oceánica o continental adyacente solo mediante fuerza vertical; alternativamente, los movimientos de las placas existentes pueden inducir nuevas zonas de subducción al forzar horizontalmente la litosfera oceánica a romperse y hundirse en la astenosfera. [41] [42] Ambos modelos pueden eventualmente producir zonas de subducción autosostenibles, a medida 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 remontan a 100 Ma sugiere una iniciación de la zona de subducción forzada horizontalmente para la mayoría de las zonas de subducción modernas, [42] lo que 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 tenido lugar en el sistema de subducción Izu-Bonin-Mariana. [49] [50] Anteriormente en la historia de la Tierra, es probable que la subducción se haya iniciado sin fuerza 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 de que la subducción se inicia en los márgenes pasivos es popular, no hay ningún ejemplo moderno de este tipo de nucleación por subducción. [52] Esto probablemente se deba 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 cargas de sedimentación normales. Solo con un debilitamiento adicional de la corteza, a través del magmatismo de puntos calientes o el 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 litosfera continental boyante a una zona de subducción puede resultar en un mayor acoplamiento en la fosa y causar una reorganización del límite de las placas. La llegada de corteza continental resulta en una colisión continental o una acreción del terreno que puede interrumpir la subducción. [53] La corteza continental puede subducirse a profundidades de 250 km (160 mi) donde puede alcanzar un punto de no retorno. [54] [32] Las secciones de corteza o corteza de arco intraoceánico de más de 15 km (9,3 mi) de espesor o meseta oceánica de más de 30 km (19 mi) de espesor pueden interrumpir la subducción. Sin embargo, los arcos de islas subducidos de extremo pueden causar solo una interrupción local, mientras que un arco que llega paralelo a la zona puede detenerla. [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 placa en subducción durante su descenso. [56] Las condiciones metamórficas por las que pasa la placa 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 la fusión del manto, el magmatismo del arco volcánico y la formación de la corteza continental. [58]
Una facies metamórfica se caracteriza por un ensamblaje mineral estable específico para un rango de presión-temperatura y material de partida específico. El metamorfismo de la zona de subducción se caracteriza por una ruta metamórfica de baja temperatura y alta presión ultraalta a través de las zonas de estabilidad de las facies de zeolita , prehnita-pumpellyita, esquisto azul y eclogita de la corteza oceánica subducida. [59] Los ensamblajes de facies de zeolita y prehnita-pumpellyita pueden o no estar presentes, por lo que el inicio del metamorfismo solo puede estar marcado por las condiciones de la 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 acrecentarse en la pared colgante del antearco y no subducirse. [62] La mayoría de las transiciones de fase metamórficas que ocurren dentro de la losa en subducción son provocadas por la deshidratación de fases minerales hidratadas. La descomposición de las fases minerales hidratadas ocurre típicamente a profundidades mayores de 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 atravesadas por la placa en subducción. Las transiciones entre facies hacen que los minerales hidratados se deshidraten en ciertas condiciones de presión y temperatura y, por lo tanto, pueden rastrearse hasta eventos de fusión en el manto debajo de un arco volcánico.
En la Tierra se observan generalmente dos tipos de arcos: los arcos insulares que se forman en la litosfera oceánica (por ejemplo, los arcos insulares de las Marianas y de Tonga ), y los arcos continentales como el Arco Volcánico de las Cascadas , que se forman a lo largo de la costa 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 insular y continental se encuentra detrás de la zona de subducción de la Fosa Aleutiana en Alaska.
Los volcanes que se forman por encima de las 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 Half Dome en el Parque Nacional de Yosemite, generalmente se forman a 10-50 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 erosionado. El vulcanismo y el plutonismo ocurren como consecuencia de la deshidratación de la placa 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 derretido es más flotante y, como resultado, se elevará 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 durante el tiempo suficiente se enfriará y formará rocas plutónicas como la diorita, la granodiorita y, a veces, el granito.
El magmatismo de arco se produce a cien o doscientos kilómetros de la fosa y aproximadamente a cien kilómetros por encima de la placa 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 seres humanos porque muchos volcanes de arco se encuentran por encima del nivel del mar y erupcionan violentamente. Los aerosoles inyectados en la estratosfera durante erupciones violentas pueden causar un enfriamiento rápido del clima de la Tierra y afectar los viajes aéreos. [68]
El magmatismo de arco desempeña un papel en el ciclo del carbono de la Tierra al liberar carbono subducido a través de procesos volcánicos. La teoría más antigua establece que el carbono de la placa en subducción se hace disponible en los sistemas magmáticos suprayacentes a través de la descarbonatación, donde el CO2 se libera a través del metamorfismo de silicato-carbonato. [69] Sin embargo, la evidencia del modelado termodinámico ha demostrado que las presiones y temperaturas necesarias para este tipo de metamorfismo son mucho más altas que las observadas 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 a través de la disolución (liberación de carbono de minerales que contienen carbono en una solución acuosa) en lugar de la descarbonatación. Su evidencia proviene del examen minucioso 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 entorno, y mediciones químicas adicionales de facies de menor presión y temperatura en el mismo complejo tectónico respaldan un modelo de disolución de carbono (en lugar de descarbonatación) como medio de transporte de carbono. [69]
La deformación elástica causada por la convergencia de las placas en las zonas de subducción produce al menos tres tipos de terremotos: los terremotos profundos, los terremotos de megathrust y los terremotos de elevación externa. Los terremotos profundos ocurren dentro de la corteza, los terremotos de megathrust en la interfaz de subducción cerca de la fosa y los terremotos de elevación externa en la placa inferior en subducción a medida que se dobla cerca de la fosa.
Los fenómenos de profundidad anómala son característicos de las zonas de subducción, que producen los terremotos más profundos del planeta. Los terremotos suelen limitarse a las partes superficiales y frágiles de la corteza, generalmente a profundidades inferiores a veinte kilómetros. Sin embargo, en las zonas de subducción se producen terremotos a profundidades de hasta 700 km (430 mi). Estos terremotos definen zonas inclinadas de sismicidad conocidas como zonas de Wadati-Benioff, que trazan la placa descendente. [70]
Nueve de los diez terremotos más grandes de los últimos 100 años fueron megaterremotos de zona de subducción. Estos incluyeron el Gran Terremoto de Chile de 1960, que con 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 en el manto deprime el gradiente geotérmico local y hace que una porción más grande 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 pueden ocurrir solo cuando una roca se está deformando de manera frágil, las zonas de subducción pueden causar grandes terremotos. Si un terremoto de este tipo causa una rápida deformación del fondo marino, existe la posibilidad de tsunamis . El tsunami más grande jamás registrado ocurrió debido a un megaterremoto de empuje 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 que rodean el océano Índico. También se producen con frecuencia pequeños temblores que causan tsunamis pequeños que no causan daños. [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 subductora en grandes terremotos históricos como el de Sumatra-Andamán de 2004 y el 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 es que se produzcan megaterremotos". [72]
Los terremotos de elevación externa en la placa inferior ocurren cuando las fallas normales que se encuentran en dirección oceánica a la zona de subducción se activan por la flexión de la placa a medida que se dobla 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 causado por este evento generó un tsunami de seis metros en la cercana Samoa.
La tomografía sísmica ha ayudado a detectar placas litosféricas subducidas en las profundidades del manto, donde no se producen terremotos. [28] Se han descrito alrededor de cien placas en términos de profundidad y su momento y ubicación de subducción. [74] Las grandes discontinuidades sísmicas en el manto, a 410 km (250 mi) de profundidad y 670 km (420 mi), se ven interrumpidas por el descenso de placas frías en zonas de subducción profundas. Algunas placas 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 núcleo-manto a 2890 km de profundidad. En general, las placas 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 plegamiento o apilamiento de placas a esas profundidades, visibles como placas engrosadas en la tomografía sísmica. Por debajo de ~1700 km, puede haber una aceleración limitada de las placas debido a una menor viscosidad como resultado de los cambios de fase mineral inferidos hasta que se acercan y finalmente se detienen en el límite núcleo-manto . [74] Aquí las placas se calientan por el calor ambiental y ya no se detectan ~300 Myr después de la subducción. [74]
La orogenia es el proceso de formación de montañas. La subducción de las placas puede dar lugar 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 acrecienta (se desprende) del continente, lo que da lugar a terrenos exóticos . La colisión de este material oceánico provoca el engrosamiento de la corteza y la formación de montañas. El material acrecionado se suele denominar cuña o prisma de acreción . Estas cuñas de acreción pueden estar asociadas a ofiolitas (corteza oceánica elevada que consta de sedimentos, basaltos almohadillados, diques laminados, gabro y peridotita). [75]
La subducción también puede causar orogenia sin traer material oceánico que se acreciente al continente superior. Cuando la placa inferior se subduce en un ángulo poco profundo debajo de un continente (algo llamado "subducción de placa plana"), la placa que se subduce puede tener suficiente tracción en la parte inferior de la placa continental para hacer que la placa superior se contraiga mediante plegamiento, fallas, engrosamiento de la corteza y formación de montañas. La subducción de placa plana causa la formación de montañas y vulcanismo que se desplaza hacia el continente, alejándose de la fosa, y se ha descrito en el oeste de América del Norte (es decir, la orogenia de Laramide) y actualmente en Alaska, América del Sur y el este de Asia. [74]
Los procesos descritos anteriormente permiten que la subducción continúe mientras se forma simultáneamente la formación de montañas, 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 adheridos. Cuando los continentes están adheridos a placas oceánicas sin subducción, existe una cuenca profunda que acumula gruesos conjuntos de rocas sedimentarias y volcánicas, conocidos como margen pasivo. Algunos márgenes pasivos tienen hasta 10 km de rocas sedimentarias y volcánicas que cubren la corteza continental. A medida que un margen pasivo es arrastrado hacia una zona de subducción por la litosfera oceánica adherida y negativamente boyante, 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 para acrecionar. Las rocas del basamento continental debajo de los conjuntos de cubierta débil 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 antigua, desciende a la zona de subducción. A medida que 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 entre el arco de Banda y el continente afirma que, al desapilar las capas de roca que alguna vez cubrieron el basamento continental, pero que ahora están empujadas una sobre otra en la cuña orogénica, y medir su longitud, se puede proporcionar una estimación mínima de cuánto 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 subduciendo debajo de Asia. La colisión entre los dos continentes se inició hace unos 50 millones de años, pero todavía está activa.
Las zonas de subducción entre placas oceánicas comprenden aproximadamente el 40% de todos los márgenes de zonas de subducción del planeta. La relación océano-placa oceánica puede dar lugar a zonas de subducción entre placas oceánicas y continentales, lo que pone de relieve la importancia de comprender este entorno de subducción. Aunque no se entiende por completo qué causa el inicio de la subducción de una placa oceánica debajo de otra, hay tres modelos principales propuestos por Baitsch-Ghirardello et al. que explican los diferentes regímenes presentes en este entorno. [77]
Los modelos son los siguientes:
En su estudio de 2019, Macdonald et al. propusieron que las zonas de colisión arco-continente y la posterior 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 "meteorabilidad global" y dan como resultado el almacenamiento de carbono a través de procesos de meteorización de silicatos. Este almacenamiento representa un sumidero de carbono , que elimina carbono de la atmósfera y da como resultado un enfriamiento global. Su estudio correlaciona varios complejos de ofiolitas fanerozoicas , incluida la subducción activa arco-continente, con períodos conocidos de enfriamiento global y glaciación. [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 baja temperatura y alta presión como la eclogita y el esquisto azul . [79] [80] Del mismo modo, 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 tan temprano como hace 1.8 Ga en la Era Paleoproterozoica . [79] La eclogita en sí fue producida por subducción oceánica durante el ensamblaje de supercontinentes alrededor de 1.9–2.0 Ga.
El esquisto azul es una roca típica de los entornos de subducción actuales. La ausencia de esquisto azul anterior al 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 esquisto verde en condiciones en las que las rocas de la corteza oceánica moderna se metamorfosean en esquisto azul. [81] Las antiguas rocas ricas en magnesio significan que el manto de la Tierra alguna vez fue más caliente, pero no que las condiciones de subducción fueran más cálidas. Anteriormente, se pensaba que la falta de esquisto azul pre-Neoproterozoico indicaba un tipo diferente de subducción. [81] Ambas líneas de evidencia refutan 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 oceánico, estudió la dorsal mesoatlántica y propuso que la roca fundida caliente se agregó a la corteza en la dorsal y expandió 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 las fosas oceánicas , donde la corteza se derretiría y se 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 megathrust en la fosa de las Aleutianas , 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 empujada hacia abajo, o subducida , debajo de la corteza de Alaska. El concepto de subducción desempeñaría un papel en el desarrollo de la teoría de la tectónica de placas . [83]
Las primeras atestiguaciones geológicas de las palabras "subducir" datan de 1970, [84] En inglés común , subducir o subducir (del latín subducere , "conducir lejos") [85] son verbos transitivos que requieren que un sujeto realice una acción sobre un objeto que no es él mismo, en este caso la placa inferior, que luego ha sido subducida ("removida"). El término geológico es "consumido", lo que sucede en el momento geológico en que la placa inferior se desliza hacia abajo, aunque puede persistir durante algún tiempo hasta su refundición y disipación. En este modelo conceptual, la placa se está agotando continuamente. [86] La identidad del sujeto, el consumidor o el agente de consumo, no se declara. Algunas fuentes aceptan este constructo sujeto-objeto.
La geología convierte el término subducir en un verbo intransitivo y en un verbo reflexivo . La placa inferior es el sujeto. Subduce, en el sentido de retirarse, o de retirarse, y mientras lo hace, es la "placa que subduce". Además, la palabra losa se asocia específicamente a la "placa que subduce", aunque en inglés la placa superior es también una losa. [87] La placa superior queda colgando, por así decirlo. Para expresarlo, la geología debe cambiar a un verbo diferente, típicamente anular . La placa superior, el sujeto, realiza la acción de anular el objeto, la placa inferior, que es anulada. [88]
Las zonas de subducción son importantes por varias razones:
Las zonas de subducción también se han considerado como posibles lugares de eliminación de residuos nucleares en los que la acción de subducción en sí misma llevaría el material al manto planetario , a salvo de cualquier posible influencia sobre la humanidad o el medio ambiente de la superficie. Sin embargo, ese método de eliminación está actualmente prohibido por un acuerdo internacional. [91] [92] [93] [94] Además, las zonas de subducción de placas están asociadas con megaterremotos muy grandes , lo que hace que los efectos de usar un sitio específico para la eliminación sean impredecibles y posiblemente adversos para la seguridad de la eliminación a largo plazo. [92]
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