Borde convergente

Un borde convergente (también conocido como límite destructivo) es un área de la Tierra donde chocan dos o más placas litosféricas. Una placa eventualmente se desliza debajo de la otra, un proceso conocido como subducción. La zona de subducción se puede definir por un plano donde ocurren muchos terremotos, llamado zona Wadati-Benioff. Estas colisiones ocurren en escalas de millones a decenas de millones de años y pueden provocar vulcanismo, terremotos, orogénesis, destrucción de la litosfera y deformación. Los límites convergentes ocurren entre la litosfera oceánica-oceánica, la litosfera oceánica-continental y la litosfera continental-continental. Las características geológicas relacionadas con los límites convergentes varían según los tipos de corteza.

La tectónica de placas está impulsada por células de convección en el manto. Las celdas de convección son el resultado del calor generado por la descomposición radiactiva de elementos en el manto que escapan a la superficie y el retorno de materiales fríos desde la superficie al manto. Estas celdas de convección traen material caliente del manto 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, adelgaza y se vuelve más densa. La subducción comienza cuando esta corteza densa converge con una corteza menos densa. La fuerza de la gravedad ayuda a impulsar la losa en subducción hacia el manto.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 a la fusión parcial de la astenosfera y el 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).

Algunas placas litosféricas consisten en litosfera tanto continental como oceánica. En algunos casos, la convergencia inicial con otra placa destruirá la litosfera oceánica, lo que provocará 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 fragmentos de litosfera que se han desprendido durante la convergencia.

Zonas de subducción

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 a 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 mi). Las placas de subducción relativamente frías y densas se introducen en el manto y ayudan a impulsar la convección del manto.

Oceánico - convergencia oceánica

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 hídricos en la corteza oceánica. Esta agua reduce la temperatura de fusión de las rocas en la astenosfera y provoca una fusión parcial. El derretimiento parcial viajará a través de la astenosfera, eventualmente alcanzará la superficie y formará arcos de islas volcánicas.

Convergencia continental – oceánica

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

Algunas placas litosféricas consisten en corteza continental y oceánica. La subducción se inicia cuando la litosfera oceánica se desliza por debajo de la corteza continental. A medida que la litosfera oceánica se subduce a mayores profundidades, la corteza continental adjunta se acerca a la zona de subducción. Una vez que la litosfera continental alcanza la zona de subducción, los procesos de subducción se alteran, ya que la litosfera continental es más flotante y resiste la subducción debajo de otra litosfera continental. Una pequeña porción de la corteza continental puede subducirse hasta que la losa se rompa, lo que permite que la litosfera oceánica continúe subduciéndose, que la astenosfera caliente se eleve y llene el vacío y que la litosfera continental rebote.La evidencia de este rebote continental incluye rocas metamórficas de ultra alta presión, que se forman a profundidades de 90 a 125 km (56 a 78 millas), que están expuestas en la superficie. Los registros sísmicos se han utilizado para cartografiar las losas desgarradas debajo de la zona de convergencia continental-continental del Cáucaso, y la tomografía sísmica ha cartografiado las losas desprendidas debajo de la zona de sutura de Tethyan (los Alpes, Zagros y el cinturón montañoso del Himalaya).

Vulcanismo y arcos volcánicos

La corteza oceánica contiene minerales hidratados como los grupos de anfíboles y micas. Durante la subducción, la litosfera oceánica se calienta y se metamorfosea, provocando la descomposición de estos minerales hídricos, lo que libera agua en la astenosfera. La liberación de agua en la astenosfera conduce a una fusión parcial. El derretimiento parcial permite el ascenso de material caliente más flotante y puede conducir al vulcanismo en la superficie y al emplazamiento de plutones en el subsuelo. Estos procesos que generan magma no se comprenden del todo.

Donde estos magmas alcanzan 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 en asociación con arcos. La serie de magma toleítico químicamente reducida es más característica de los arcos volcánicos oceánicos, aunque 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 de magmas alcalinos (altamente enriquecidos en potasio) a veces está presente en el interior continental más profundo. La serie shoshonite, que es extremadamente alta en potasio, es rara pero a veces se encuentra en arcos volcánicos.El miembro de andesita de cada serie suele ser el más abundante, y la transición del vulcanismo basáltico de la cuenca profunda del Pacífico al vulcanismo andesítico en los arcos volcánicos circundantes se ha denominado línea de andesita.

Cuencas de arco trasero

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 fondo marino. Estos centros de expansión son como las dorsales oceánicas, aunque la composición del magma de las cuencas de arco posterior es generalmente más variada y contiene un mayor contenido de agua que los magmas de las dorsales oceánicas. Las cuencas de arco posterior a menudo se caracterizan por una litosfera delgada y caliente. La apertura de las cuencas de arco posterior puede surgir del movimiento de la astenosfera caliente hacia la litosfera, lo que provoca la extensión.

Fosas oceánicas

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

Terremotos y tsunamis

Los terremotos son comunes a lo largo de los límites convergentes. Una región de alta actividad sísmica, la zona de Wadati-Benioff, generalmente se hunde 45° y marca la placa de subducción. Se producirán terremotos 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 trincheras, se producen fallas de compresión o fallas inversas debido al movimiento relativo de las dos placas. Las fallas inversas raspan los sedimentos oceánicos y conducen a la formación de una cuña de acreción. Las fallas inversas pueden provocar megaterremotos. La falla tensional o normal ocurre en la pared exterior de la zanja, probablemente debido a la flexión de la losa descendente.

Un mega terremoto de empuje puede producir un desplazamiento vertical repentino de una gran área del fondo del océano. Esto a su vez genera un tsunami.

Algunos de los desastres naturales más mortíferos han ocurrido debido a procesos fronterizos convergentes. El terremoto y tsunami del Océano Índico de 2004 fue provocado por un megaterremoto a lo largo del límite convergente de la placa Índica y la microplaca de Birmania y mató a más de 200.000 personas. El tsunami de 2011 frente a la costa de Japón, que causó 16.000 muertes y daños por valor de 360.000 millones de dólares, fue causado por un megaterremoto de magnitud 9 a lo largo del límite convergente de la placa euroasiática y la placa del Pacífico.

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 superior. Estos sedimentos incluyen corteza ígnea, sedimentos de turbidita y sedimentos pelágicos. Las fallas de empuje imbricadas a lo largo de una superficie de desprendimiento basal ocurren en cuñas de acreción a medida que las fuerzas continúan comprimiendo y fallando estos sedimentos recién agregados. El fallamiento continuo de la cuña de acreción conduce al engrosamiento general de la cuña. La topografía del fondo marino juega algún papel en la acreción, especialmente en el emplazamiento de la corteza ígnea.