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Diagrama simplificado de un límite convergente

Un límite convergente (también conocido como límite destructivo ) es un área de la Tierra donde chocan dos o más placas litosféricas . Una placa finalmente se desliza debajo de la otra, un proceso conocido como subducción . La zona de subducción se puede definir mediante 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 oceánico-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 es impulsada por 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 del manto caliente a la superficie a lo largo de los centros de expansión creando una nueva corteza. A medida que esta nueva corteza se aleja del centro de expansión por la formación de una nueva corteza, se enfría, se adelgaza y se vuelve más densa. La subducción comienza cuando esta densa corteza converge con una corteza menos densa. La fuerza de la gravedad ayuda a impulsar la losa subductora hacia el manto. [3]A medida que la losa de subducción relativamente fría 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 al derretimiento parcial de la astenosfera y al vulcanismo. Tanto la deshidratación como el derretimiento parcial ocurren a lo largo de la isoterma de 1000 ° C (1830 ° F), generalmente a profundidades de 65 a 130 km (40 a 81 millas). [4] [5]

Algunas placas litosféricas consisten en litosfera continental y oceánica . En algunos casos, la convergencia inicial con otra placa destruirá la litosfera oceánica, lo que conducirá a la convergencia de dos placas continentales. Ninguna placa continental se subducirá. Es probable que la placa se rompa a lo largo del límite de la corteza continental y oceánica. La tomografía sísmica revela trozos de litosfera que se han desprendido durante la convergencia. [ cita requerida ]

Zonas de subducción [ editar ]

Ver también: Forearc y Wadati – Benioff zone

Las zonas de subducción son áreas donde una placa litosférica se desliza debajo de otra en un límite convergente debido a las diferencias de densidad litosférica. Estas placas se sumergen en un promedio de 45 ° pero pueden variar. Las zonas de subducción a menudo están marcadas por una gran cantidad de terremotos, el 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 millas). Las placas subductoras relativamente frías y densas se introducen en el manto y ayudan a impulsar la convección del manto. [6]

Oceánico - convergencia oceánica [ editar ]

En las colisiones entre dos placas oceánicas, la litosfera oceánica más fría y densa se hunde debajo de la litosfera oceánica más cálida y menos densa. A medida que la losa se hunde más profundamente en el manto, libera agua de la deshidratación de minerales hidratados en la corteza oceánica. Esta agua reduce la temperatura de fusión de las rocas en la astenosfera y provoca un derretimiento parcial. El derretimiento parcial viajará hacia arriba a través de la astenosfera, eventualmente, alcanzará la superficie y formará arcos de islas volcánicas .

Continental - convergencia oceánica [ editar ]

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 raspan de la placa oceánica. Los arcos volcánicos se forman en la litosfera continental como resultado del derretimiento parcial debido a la deshidratación de los minerales hidratados de la losa en subducción.

Continental - convergencia continental [ editar ]

Ver también: colisión continental

Algunas placas litosféricas constan de corteza continental y oceánica. La subducción se inicia cuando la litosfera oceánica se desliza debajo de la corteza continental. A medida que la litosfera oceánica se subduce a mayores profundidades, la corteza continental adherida se acerca más a la zona de subducción. Una vez que la litosfera continental llega a 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 losa se rompa, permitiendo que la litosfera oceánica continúe subduciendo, la astenosfera caliente se eleve y llene el vacío, y la litosfera continental rebote. [7] La evidencia de este rebote continental incluye rocas metamórficas de presión ultra alta, que se forman a profundidades de 90 a 125 km (56 a 78 millas), que están expuestos en la superficie. [8]

Vulcanismo y arcos volcánicos [ editar ]

Ver también: Arco volcánico

La corteza oceánica contiene minerales hidratados como los grupos anfíbol 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 a la astenosfera. La liberación de agua en la astenosfera conduce a un derretimiento parcial. La fusión parcial permite el aumento de material caliente y más flotante y puede provocar vulcanismo en la superficie y el emplazamiento de plutones en el subsuelo. [9] Estos procesos que generan magma no se comprenden del todo. [10]

Donde estos magmas llegan a la superficie crean arcos volcánicos. Los arcos volcánicos pueden formarse como cadenas de arcos de islas o como arcos en la corteza continental. Tres series de magma de rocas volcánicas se encuentran asociadas con arcos. La serie de magmas toleíticos químicamente reducidos es más característica de los arcos volcánicos oceánicos, aunque esto también se encuentra en los arcos volcánicos continentales por encima de la subducción rápida (> 7 cm / año). Esta serie es relativamente baja en potasio . La serie calco-alcalina más oxidada , moderadamente enriquecida en potasio y elementos incompatibles, es característica de los arcos volcánicos continentales. La serie del magma alcalino(altamente enriquecido 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 de andesita de cada serie es típicamente más abundante, [11] y la transición del vulcanismo basáltico de la cuenca del Pacífico profundo al vulcanismo andesítico en los arcos volcánicos circundantes se ha llamado línea de andesita. [12] [13]

Cuencas de arco trasero [ editar ]

Ver también: Región de arco posterior

Las cuencas de arco posterior se forman detrás de un arco volcánico y están asociadas con la tectónica extensional y el alto flujo de calor, y a menudo albergan centros de expansión del lecho marino. Estos centros de expansión son como las dorsales oceánicas, aunque la composición del magma de las cuencas del arco posterior es generalmente más variada y contiene un mayor contenido de agua que los magmas de las dorsales oceánicas. [14] Las cuencas de arco posterior a menudo se caracterizan por una litosfera delgada y caliente. La apertura de las cuencas de arco posterior puede deberse al movimiento de la astenosfera caliente hacia la litosfera, provocando la extensión. [15]

Trincheras oceánicas [ editar ]

Ver también: Fosa oceánica

Las trincheras oceánicas son estrechos bajos topográficos que marcan límites convergentes o zonas de subducción. Las trincheras oceánicas tienen un ancho promedio de 50 a 100 km (31 a 62 millas) y pueden tener varios miles de kilómetros de largo. Las trincheras oceánicas se forman como resultado de la flexión de la losa subductora. La profundidad de las fosas oceánicas parece estar controlada por la edad de subducción de la litosfera oceánica. [5] El relleno de sedimentos en las trincheras oceánicas varía y generalmente depende de la abundancia de sedimentos de las áreas circundantes. Una trinchera oceánica, la Fosa de las Marianas , es el punto más profundo del océano a una profundidad de aproximadamente 11.000 m (36.089 pies).

Terremotos y tsunamis [ editar ]

Véase también: Terremoto

Los terremotos son comunes a lo largo de fronteras convergentes. Una región de alta actividad sísmica, la zona de Wadati-Benioff , generalmente baja 45 ° y marca la placa de subducción. Los terremotos ocurrirán a una profundidad de 670 km (416 millas) a lo largo del margen Wadati-Benioff.

Tanto las fuerzas de compresión como las de extensión actúan a lo largo de los límites convergentes. En las paredes internas de las zanjas, se producen fallas por compresión o fallas inversas debido al movimiento relativo de las dos placas. Las fallas inversas raspan los sedimentos del océano y conducen a la formación de una cuña de acreción. Las fallas inversas pueden dar lugar a terremotos de megafonía . Se producen fallas tensionales o normales en la pared exterior de la zanja, probablemente debido a la flexión de la losa descendente. [dieciséis]

Un terremoto de megafonía puede producir un desplazamiento vertical repentino de una gran área del fondo del océano. Esto a su vez genera un tsunami . [17]

Algunos de los desastres naturales más mortíferos se han producido debido a procesos de fronteras convergentes. El terremoto y tsunami del Océano Índico de 2004 fue provocado por un terremoto de gran empuje a lo largo del límite convergente de la placa de la India y la microplaca de Birmania y mató a más de 200.000 personas. El tsunami de 2011 frente a las costas de Japón , que causó 16.000 muertes y daños por 360.000 millones de dólares, fue causado por un terremoto de magnitud 9 megathrust a lo largo del límite convergente de la placa euroasiática y la placa del Pacífico.

Cuña de acreción [ editar ]

Ver también: cuña de acreción

Las cuñas de acreción (también llamadas prismas de acreción ) se forman cuando el sedimento se raspa de la litosfera en subducción y se coloca contra la litosfera predominante. Estos sedimentos incluyen corteza ígnea, sedimentos turbidíticos y sedimentos pelágicos. Las fallas de empuje imbricadas a lo largo de una superficie de decollement basal ocurren en cuñas de acreción cuando las fuerzas continúan comprimiendo y fallando estos sedimentos recién agregados. [5] El fallamiento continuo de la cuña de acreción conduce a un engrosamiento general de la cuña. [18] La topografía del fondo marino juega algún papel en la acreción, especialmente en el emplazamiento de la corteza ígnea. [19]

Ejemplos [ editar ]

  • La colisión entre la Placa Euroasiática y la Placa India que está formando el Himalaya .
  • La colisión entre la Placa Australiana y la Placa del Pacífico que formó los Alpes del Sur / Kā Tiritiri o te Moana en Nueva Zelanda
  • Subducción de la parte norte de la Placa del Pacífico y la Placa de Norteamérica NW que está formando las Islas Aleutianas .
  • Subducción de la placa de Nazca debajo de la placa de América del Sur para formar los Andes .
  • Subducción de la placa del Pacífico debajo de la placa de Australia y la placa de Tonga , formando los límites complejos de subducción / transformación de Nueva Zelanda a Nueva Guinea .
  • La colisión de la placa euroasiática y la placa africana formaron las montañas pónticas en Turquía .
  • La subducción de la placa del Pacífico debajo de la placa de las Marianas formó la Fosa de las Marianas .
  • Subducción de la placa de Juan de Fuca debajo de la placa de América del Norte para formar la Cordillera de las Cascadas .

Ver también [ editar ]

  • Lista de placas tectónicas  : lista de las secciones relativamente móviles de la litosfera de la Tierra
  • Lista de interacciones de placas tectónicas  : definiciones y ejemplos de las interacciones entre las secciones relativamente móviles de la litosfera
  • Obducción  : el derrocamiento de la litosfera oceánica en la litosfera continental en un límite de placa convergente.

Referencias [ editar ]

  1. ^ Wicander, Reed; Monroe, James S. (2016). Geol (2ª ed.). Belmont, CA: Cengage Learning. ISBN 978-1133108696. OCLC  795757302 .
  2. ↑ Tackley, Paul J. (16 de junio de 2000). "Convección del manto y tectónica de placas: hacia una teoría química y física integrada". Ciencia . 288 (5473): 2002-2007. Código Bibliográfico : 2000Sci ... 288.2002T . doi : 10.1126 / science.288.5473.2002 . ISSN 1095-9203 . PMID 10856206 .  
  3. ^ Conrad, Clinton P .; Lithgow ‐ Bertelloni, Carolina (1 de octubre de 2004). "La evolución temporal de las fuerzas impulsoras de la placa: Importancia de la" succión de la losa "frente a la" tracción de la losa "durante el Cenozoico". Revista de Investigación Geofísica: Tierra sólida . 109 (B10): B10407. Código Bibliográfico : 2004JGRB..10910407C . doi : 10.1029 / 2004JB002991 . hdl : 2027,42 / 95131 . ISSN 2156-2202 . 
  4. ^ Bourdon, Bernard; Turner, Simon; Dosseto, Anthony (1 de junio de 2003). "Deshidratación y fusión parcial en zonas de subducción: limitaciones de los desequilibrios de la serie U" . Revista de Investigación Geofísica: Tierra sólida . 108 (B6): 2291. Código bibliográfico : 2003JGRB..108.2291B . doi : 10.1029 / 2002JB001839 . ISSN 2156-2202 . 
  5. ↑ a b c d P., Kearey (2009). Tectónica global . Klepeis, Keith A., Vine, FJ (3ª ed.). Oxford: Wiley-Blackwell. ISBN 9781405107778. OCLC  132681514 .
  6. ^ Widiyantoro, Sri; Hilst, Rob D. Van Der; Grand, Stephen P. (1 de diciembre de 1997). "Tomografía sísmica global: una instantánea de la convección en la tierra" . GSA hoy . 7 (4). ISSN 1052-5173 . 
  7. ↑ Condie, Kent C. (1 de enero de 2016). "Evolución de la corteza y el manto". La Tierra como un sistema planetario en evolución . Prensa académica. págs. 147–199. doi : 10.1016 / b978-0-12-803689-1.00006-7 . ISBN 9780128036891.
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Enlaces externos [ editar ]

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