Subducción

Diagrama del proceso geológico de subducción

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. Donde 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 de trinchera de arco. El proceso de subducción ha creado la mayor parte de la corteza continental de la Tierra. Las tasas de subducción generalmente se miden en centímetros por año, con tasas de convergencia de hasta 11 cm/año.

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 que subyace a la litosfera rígida y fría. Una vez iniciada, la subducción estable es impulsada principalmente por la flotabilidad negativa de la densa litosfera en subducción. La losa se hunde en el manto en gran parte bajo su peso.

Los terremotos son comunes a lo largo de la zona de subducción, y los fluidos liberados por la placa de subducción desencadenan 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.

Subducción y tectónica de placas

La placa Juan de Fuca se hunde debajo de la placa Norteamericana en la zona de subducción de Cascadia

Las placas oceánicas están subducidas creando trincheras oceánicas.

Según la teoría de la tectónica de placas, la litosfera de la Tierra, su capa exterior rígida, se divide 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.

La litosfera consta de la corteza ligera más externa más la porción rígida superior del manto. La litosfera oceánica varía en grosor desde unos pocos kilómetros para la litosfera joven creada en las dorsales oceánicas hasta alrededor de 100 km (62 mi) para la litosfera oceánica más antigua. La litosfera continental tiene un espesor de hasta 200 km (120 mi). 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 vuelve a hundirse en el manto y se recicla. 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 está anulada por el borde de ataque de la otra placa. La placa anulada (la losa) se hunde en un ángulo de aproximadamente 25 a 75 grados con respecto a la superficie de la Tierra. 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. Los sedimentos y algo de agua atrapada son transportados hacia abajo por la losa y reciclados en el manto profundo.

La Tierra es hasta ahora el único planeta donde se sabe que ocurre 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. Las zonas de subducción oceánica están ubicadas a lo largo de 55 000 km (34 000 mi) de márgenes de placas convergentes, casi igual a la tasa acumulada de formación de placas de 60 000 km (37 000 mi) de dorsales oceánicas.

El agua de mar se filtra en la litosfera oceánica a través de fracturas y poros, y reacciona con los minerales de la corteza y el manto para formar minerales hídricos (como la serpentina) que almacenan agua en sus estructuras cristalinas. El agua se transporta al manto profundo a través de minerales hídricos en placas en subducción. Durante la subducción, una serie de minerales en estas losas, como la serpentina, pueden ser estables a diferentes presiones dentro de los geotérmicos de la losa y pueden transportar una cantidad significativa de agua al interior de la Tierra. 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 que la recubre. Este tipo de fusión concentra selectivamente los volátiles y los transporta a la placa superior. Si ocurre una erupción, el ciclo luego devuelve los volátiles a los océanos y la atmósfera.

Estructura de las zonas de subducción

Complejo arco-trinchera

La expresión superficial de las zonas de subducción son los complejos de arco-zanja. En el lado del océano del complejo, donde la placa de subducción se acerca por primera vez a la zona de subducción, a menudo hay una gran altura de la trinchera exterior o oleaje de la trinchera exterior. Aquí la placa se aplana ligeramente antes de hundirse hacia abajo, como consecuencia de la rigidez de la placa. El punto donde la losa comienza a hundirse está marcado por una fosa oceánica. Las fosas oceánicas son las partes más profundas del fondo del océano.

Más allá de la trinchera se encuentra la parte del antearco de la placa superior. Dependiendo de las tasas de sedimentación, el antearco puede incluir una cuña de acumulación de sedimentos raspados de la losa de subducción y acumulados en 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 de no acreción.

Más allá de la cuenca del antearco, los volcanes se encuentran en largas cadenas llamadas arcos volcánicos. El basalto y el sedimento que subducen normalmente son ricos en minerales hidratados y arcillas. Además, se introducen grandes cantidades de agua en las grietas y se crean fracturas a medida que la losa subductora se dobla hacia abajo. Durante la transición de basalto a eclogita, estos materiales hídricos se descomponen, produciendo copiosas cantidades de agua, que a tal presión y temperatura existe como un fluido supercrítico. El agua supercrítica, que es caliente y más flotante que la roca circundante, se eleva hacia el manto superior, donde reduce la temperatura de fusión de la roca del manto, generando magma a través de la fusión del flujo. Los magmas, a su vez, ascienden en forma de diapiros porque son menos densos que las rocas del manto. Los magmas derivados del manto (que inicialmente son de composición basáltica) finalmente pueden llegar a 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 (se derrite) con 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 los sedimentos) y tienden a ser extremadamente explosivos. Krakatoa, Nevado del Ruiz y Monte Vesubio son ejemplos de volcanes de arco. Los arcos también están asociados con la mayoría de los depósitos de mineral.

Más allá del arco volcánico hay una región de arco posterior 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 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 cabalgamiento. Si el ángulo de subducción aumenta o retrocede, la litosfera de la placa superior se pondrá en tensión, a menudo produciendo una cuenca de arco posterior.

Estructura profunda

El complejo arco-trinchera es la expresión superficial de una estructura mucho más profunda. Aunque no se puede acceder directamente, 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 Wadati-Benioff, que se aleja de la fosa y se extiende por debajo del arco volcánico hasta la discontinuidad de 660 kilómetros. Los terremotos en la zona de subducción ocurren a mayores profundidades (hasta 600 km (370 mi)) que en cualquier otro lugar de la Tierra (típicamente menos de 20 km (12 mi) de profundidad); tales terremotos profundos pueden ser provocados por transformaciones de fase profundas, fugas térmicas o fragilización por deshidratación. La tomografía sísmica muestra que algunas losas pueden penetrar el manto inferior y hundirse hasta el límite entre el núcleo y el manto. Aquí, el residuo de las losas puede eventualmente calentarse lo suficiente como para volver a subir a la superficie como penachos del manto.

Ángulo de subducción

La subducción generalmente ocurre en un ángulo moderadamente pronunciado cuando se encuentra debajo del arco volcánico. Sin embargo, se sabe que existen ángulos anómalos de subducción menos profundos, así como algunos que son extremadamente pronunciados.

• La subducción de losas planas (ángulo de subducción inferior a 30°) ocurre cuando la losa se subduce casi horizontalmente. La placa relativamente plana puede extenderse por cientos de kilómetros debajo de la placa superior. Esta geometría es causada comúnmente por la subducción de la litosfera boyante debido a la corteza espesada o la litosfera más caliente. Estudios recientes también han demostrado una fuerte correlación de que las zonas de subducción más antiguas y más amplias están relacionadas con dips de subducción más planos. Esto proporciona una explicación de por qué la subducción plana sólo ocurre actualmente en el Pacífico oriental ya que sólo estas regiones eran lo suficientemente viejas y lo suficientemente anchas como para apoyar la subducción de losas planas y por qué la subducción de losas planas Laramide y la subducción de losas planas del sur de China fueron posibles. Hu propone en última instancia que una combinación de edad de subducción y características de losas proporcionan los controles más fuertes sobre los dips de subducción. Debido a que la subducción de losas a la profundidad es necesaria para impulsar el volcanismo de la zona de subducción, se puede invocar la subducción de losas planas para explicar las lagunas volcánicas.

La subducción de losas planas está en curso debajo de parte de los Andes, lo que provoca la segmentación del cinturón volcánico andino en cuatro zonas. Se cree que la subducción de losa plana en el norte de Perú y la región Norte Chico de Chile es el resultado de la subducción de dos dorsales sísmicas flotantes, la Dorsal de Nazca y la Dorsal de Juan Fernández, respectivamente. Alrededor de la península de Taitao, la subducción de losas planas se atribuye a la subducción de Chile Rise, una cresta en expansión.

La Orogenia Laramide en las Montañas Rocosas de los Estados Unidos se atribuye a la subducción de placas planas. Durante esta orogenia, apareció una amplia brecha volcánica en el margen suroeste de América del Norte y se produjo una deformación mucho más hacia el interior; fue durante este tiempo que surgieron las cadenas montañosas con núcleo de sótano de Colorado, Utah, Wyoming, Dakota del Sur y Nuevo México. Se ha descubierto que los terremotos de zona de subducción más masivos, los llamados "megaterremotos", ocurren en zonas de subducción de losa plana.

• La subducción del ángulo de subducción (ángulo de subducción superior a 70°) se produce en zonas de subducción donde la corteza oceánica y la litosfera de la Tierra son frías y gruesas y han perdido la buoyancia. Estudios recientes también han correlacionado zonas de subducción de ángulo empinado con zonas de subducción más jóvenes y menos extensas. Esto explicaría por qué la mayoría de las zonas de subducción modernas son relativamente empinadas. La zona de subducción más empinada se encuentra en la Mariana Trench, que también es donde la litosfera oceánica de la era jurásica, es la más antigua de la Tierra exenta de ophiolites. La subducción de ángulo de escote es, en contraste con la subducción de losas planas, asociada con la extensión trasera de la placa superior, creando arcos volcánicos y tirando fragmentos de corteza continental lejos de los continentes para dejar atrás un mar marginal.

Ciclo de vida de las zonas de subducción

Inicio de la subducción

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 solo mediante forzamiento vertical; alternativamente, los movimientos de las placas existentes pueden inducir nuevas zonas de subducción forzando horizontalmente a la litosfera oceánica a romperse y hundirse en la astenosfera. Ambos modelos pueden eventualmente producir zonas de subducción autosuficientes, 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 desde hace 100 Ma sugiere una iniciación de la zona de subducción forzada horizontalmente para la mayoría de las zonas de subducción modernas, lo que está respaldado por los resultados de modelos numéricos y estudios geológicos. 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. Hay evidencia de que esto ha ocurrido en el sistema de subducción de Izu-Bonin-Mariana. Anteriormente en la historia de la Tierra, es probable que la subducción se haya iniciado sin un 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.

Fin de la subducción

La subducción puede continuar mientras la litosfera oceánica se mueva hacia la zona de subducción. Sin embargo, la llegada de litosfera flotante a una zona de subducción puede resultar en un mayor acoplamiento en la fosa y provocar la reorganización de los límites de las placas. La llegada de la corteza continental da como resultado una colisión o acreción de terreno que puede interrumpir la subducción. La corteza continental puede subducirse a profundidades de 250 km (160 mi) donde puede llegar a un punto sin retorno. Las secciones de la corteza o del arco intraoceánico de más de 15 km (9,3 mi) de espesor o la meseta oceánica de más de 30 km (19 mi) de espesor pueden interrumpir la subducción. Sin embargo, los arcos de isla subducidos de extremo pueden causar solo una interrupción local, mientras que un arco que llega paralelo a la zona puede cerrarla. Esto ha sucedido con la meseta de Ontong Java y la trinchera de Vitiaz.

Efectos

Metamorfismo

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. 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. 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.

Una facies metamórfica se caracteriza por un conjunto mineral estable específico para un rango de presión y 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 facies de zeolita, prehnita-pumpellyita, esquisto azul y eclogita de la corteza oceánica subducida. Los conjuntos de facies de zeolita y prehnita-pumpellyita pueden o no estar presentes, por lo que el inicio del metamorfismo solo puede estar marcado por condiciones de facies de esquisto azul. Las losas en subducción están compuestas por una corteza basáltica cubierta con sedimentos pelágicos; sin embargo, los sedimentos pelágicos pueden acumularse en la pared colgante del antearco y no subducirse. La mayoría de las transiciones de fase metamórficas que ocurren dentro de la losa en subducción son provocadas por la deshidratación de las fases minerales hidratadas. La descomposición de las fases minerales hidratadas generalmente ocurre a profundidades superiores a 10 km. Cada una de estas facies metamórficas está marcada por la presencia de un conjunto mineral estable específico, que registra las condiciones metamórficas experimentadas por 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, pueden rastrearse hasta eventos de fusión en el manto debajo de un arco volcánico.

Magmatismo de arco

Por lo general, se observan dos tipos de arcos en la Tierra: los arcos de islas que se forman en la litosfera oceánica (por ejemplo, los arcos de las islas Mariana y Tonga) y los arcos continentales, como el arco volcánico de las cascadas, que se forman a lo largo de la costa de continentes Los arcos insulares (intraoceánicos o arcos 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). Un ejemplo de un arco volcánico que tiene secciones de arco continentales e insulares se encuentra detrás de la zona de subducción de la Fosa de las Aleutianas en Alaska.

Los volcanes que se encuentran por encima de las zonas de subducción, como el monte St. Helens, el monte Etna y el monte Fuji, se encuentran aproximadamente a cien kilómetros de la fosa en cadenas arqueadas denominadas arcos volcánicos. Los plutones, como Half Dome en el Parque Nacional Yosemite, generalmente se forman entre 10 y 50 km por 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 losa oceánica en subducción a medida que alcanza presiones y temperaturas más altas. Una vez que la losa oceánica alcanza unos 100 km de profundidad, los minerales hídricos 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, subirá a la litosfera, donde formará 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 la diorita, la granodiorita y, a veces, el granito.

El magmatismo de arco ocurre de cien a doscientos kilómetros desde la fosa y aproximadamente a cien kilómetros por encima de la losa de subducción. 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, pero han formado la mayor parte de la corteza continental. 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 causar un enfriamiento rápido del clima de la Tierra y afectar los viajes aéreos.

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 de subducción está disponible en los sistemas magmáticos suprayacentes a través de la descarbonización, donde el CO₂ se libera a través del metamorfismo de silicato-carbonato. 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 que se observan en la mayoría de las zonas de subducción. Frezzoti et al. (2011) proponen un mecanismo diferente para el transporte de carbono a la placa superior a través de la disolución (liberación de carbono de los minerales que contienen carbono a 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 las 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..

Terremotos y tsunamis

Mapa mundial de zonas de subducción, con losas subducidas contorneadas por profundidad

La deformación elástica causada por la convergencia de placas en las 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 de empuje en la interfaz de subducción cerca de la zanja y los terremotos de elevación exterior en la placa inferior en subducción a medida que se dobla cerca de la zanja.

Los eventos anómalamente 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 quebradizas 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 mi). Estos terremotos definen zonas inclinadas de sismicidad conocidas como zonas Wadati-Benioff que trazan la losa descendente.

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 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 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 quebradiza, las zonas de subducción pueden causar grandes terremotos. Si un terremoto de este tipo provoca una rápida deformación del fondo del mar, existe la posibilidad de que se produzcan tsunamis. El tsunami más grande jamás registrado ocurrió debido a un mega terremoto el 26 de diciembre de 2004. El terremoto fue causado por la subducción de la Placa Indo-Australiana debajo de la Placa Euro-Asiática, pero el tsunami se extendió por la mayor parte del planeta y devastó el áreas alrededor del Océano Índico]]. Pequeños temblores que causan pequeños tsunamis que no causan daños también ocurren con frecuencia.

Un estudio publicado en 2016 sugirió un nuevo parámetro para determinar la capacidad de una zona de subducción para generar megaterremotos. Al examinar la geometría de la zona de subducción y comparar el grado de curvatura de la placa inferior de la placa de subducción en grandes terremotos históricos como el de Sumatra-Andaman de 2004 y el de Tōhoku de 2011, se determinó que la magnitud de los terremotos en las zonas de subducción es inversamente proporcional a la ángulo de subducción cerca de la zanja, lo que significa que "cuanto más plano sea el contacto entre las dos placas, más probable es que ocurran mega-terremotos".

Los terremotos de elevación externa en la placa inferior ocurren cuando las fallas normales hacia el océano de la zona de subducción son activadas por la flexión de la placa a medida que se dobla hacia la zona de subducción. El terremoto de Samoa de 2009 es un ejemplo de este tipo de eventos. El desplazamiento del fondo del mar causado por este evento generó un tsunami de seis metros en la cercana Samoa.

La tomografía sísmica ha ayudado a detectar losas litosféricas subducidas en lo profundo del manto donde no hay terremotos. Se han descrito alrededor de cien losas en términos de profundidad y su momento y ubicación de subducción. 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 profunda. Algunas losas subducidas parecen tener dificultades para penetrar la gran discontinuidad 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 2890 km de profundidad. En general, las losas se desaceleran durante su descenso al manto, normalmente desde 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. Esto conduce al plegado o al 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 la 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. Aquí las losas se calientan por el calor ambiental y ya no se detectan ~300 Myr después de la subducción.

Orogenia

La orogénesis es el proceso de formación de montañas. Las placas en subducción pueden conducir a la orogenia al traer 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 prisma o cuña de acreción. Estas cuñas de acreción se pueden asociar con ofiolitas (corteza oceánica levantada que consta de sedimentos, basaltos almohadillados, diques laminados, gabro y peridotita).

La subducción también puede causar orogenia sin traer material oceánico que se acumule en el continente superior. Cuando la placa inferior se subduce en un ángulo poco profundo debajo de un continente (algo llamado "subducción de losa 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 por plegamiento, fallas, engrosamiento de la corteza y formación de montañas. La subducción de placas planas provoca la formación de montañas y el vulcanismo que se mueve hacia el continente, alejándose de la fosa, y se ha descrito en el oeste de América del Norte (es decir, la orogenia laramida, y actualmente en Alaska, América del Sur y el este de Asia).

Los procesos descritos anteriormente permiten que continúe la subducción 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.

Subducción de la litosfera continental

Los continentes son atraídos hacia las zonas de subducción por el hundimiento de la placa oceánica a la que están unidos. Donde los continentes están unidos a placas oceánicas sin subducción, hay una cuenca profunda que acumula conjuntos gruesos de rocas sedimentarias y volcánicas, y se conoce como margen pasivo. Algunos márgenes pasivos tienen hasta 10 km de rocas sedimentarias y volcánicas que cubren la corteza continental. A medida que los márgenes pasivos son arrastrados hacia una zona de subducción por la litosfera oceánica adherida y negativamente flotante, 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 se acumula. Las rocas del basamento continental debajo de los conjuntos de cobertura 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 por 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 arco-continente activa de Banda afirma que al desapilar las capas de roca que una vez cubrieron el basamento continental, pero que ahora se empujan unas sobre otras en la cuña orogénica, y al medir su longitud, se puede proporcionar una estimación mínima de cuánto se ha subducido el continente. 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 debajo de Asia. La colisión entre los dos continentes se inició hace unos 50 ma, pero sigue activa.

Colisión arco-continente y clima global

En su estudio de 2019, Macdonald et al. propuso 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 "meteorización global" y dar como resultado el almacenamiento de carbono a través de procesos de meteorización de silicatos. Este almacenamiento representa un sumidero de carbono, eliminando el carbono de la atmósfera y dando como resultado un enfriamiento global. Su estudio correlaciona varios complejos de ofiolita fanerozoicas, incluida la subducción activa del arco-continente, con períodos conocidos de enfriamiento y glaciación global. Cabe señalar que este estudio no analiza los ciclos de Milankovitch como impulsores de la ciclicidad del clima global.

Inicios de la subducción en la Tierra

La subducción de estilo moderno se caracteriza por gradientes geotérmicos bajos y la formación asociada de rocas de alta presión y baja temperatura, como eclogita y esquisto azul. Asimismo, los conjuntos rocosos llamados ofiolitas, asociados con la subducción de estilo moderno, también indican tales condiciones. Los xenolitos de eclogitas 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. La eclogita en sí fue producida por subducción oceánica durante el ensamblaje de los supercontinentes entre 1,9 y 2,0 Ga.

Blueschist es una roca típica de los escenarios 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. 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. 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. Ambas líneas de evidencia refutan las concepciones anteriores de que la subducción de estilo moderno se inició en la Era Neoproterozoica hace 1.0 Ga.

Historial de investigación

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 dorsal mesoatlántica y propuso que se agregara roca fundida caliente a la corteza de la dorsal y expandiera la 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 reciclaría en la Tierra. 39; s manto.

En 1964, George Plafker investigó el terremoto del Viernes Santo en Alaska. Concluyó que la causa del terremoto fue una reacción de mega empuje 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 empujada hacia abajo, o subducida, debajo de la corteza de Alaska. El concepto de subducción jugaría un papel en el desarrollo de la teoría de la tectónica de placas.

Primeras atestaciones geológicas del "subducto" Las palabras datan de 1970. En inglés ordinario, subducir, o subducir (del latín subducere, "llevar lejos") 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 es "consumido", que ocurre en el momento geológico en que se desliza la placa inferior, aunque puede persistir por algún tiempo hasta su refundición y disipación. En este modelo conceptual, la placa se agota continuamente. La identidad del sujeto, el consumidor o agente de consumo no se declara. Algunas fuentes aceptan esta construcción sujeto-objeto.

La geología convierte to subduct en un verbo intransitivo y un verbo reflexivo. La placa inferior en sí es el tema. Se subduce, en el sentido de retroceder, o se retira, y al hacerlo, es la "placa de subducción". Además, la palabra losa se adjunta específicamente a la 'placa de subducción', aunque en inglés la placa superior es una losa. La placa superior se deja colgando, por así decirlo. Para expresarlo, la geología debe cambiar a un verbo diferente, típicamente to override. La placa superior, el sujeto, realiza la acción de anular al objeto, la placa inferior, que es anulada.

Importancia

Las zonas de subducción son importantes por varias razones:

• Física de zona de subducción: El hundimiento de la litosfera oceánica (sedimentos, corteza, manto), por el contraste de densidad entre la litosfera fría y antigua y el manto astenosférico caliente, es la fuerza más fuerte (pero no la única) necesaria para impulsar el movimiento de la placa y es el modo dominante de la convección del manto.
• Química de zona de subducción: Los sedimentos subducidos y la corteza deshidratan y liberan líquidos ricos en agua (aquerosos) en el manto de sobrecarga, causando la fusión de mantos y la fracción de elementos entre la superficie y los depósitos de manto profundo, produciendo arcos de isla y corteza continental. Los fluidos calientes en las zonas de subducción también alteran las composiciones minerales de los sedimentos de subducción y potencialmente la habitabilidad de los sedimentos para microorganismos.
• Las zonas de subducción arrastran sedimentos oceánicos subducidos, costra oceánica y litosfera de manto que interactúan con el manto astenosférico caliente de la placa de sobreseimiento para producir derretimientos de la serie calc-alkaline, depósitos de mineral y corteza continental.
• Las zonas de subducción plantean amenazas significativas para la vida, la propiedad, la vitalidad económica, los recursos culturales y naturales y la calidad de vida. Las tremendas magnitudes de terremotos y erupciones volcánicas también pueden tener efectos llamativos con impacto global.

Las zonas de subducción también se han considerado como posibles sitios de eliminación de desechos nucleares en los que la acción de la subducción en sí llevaría el material al manto planetario, lejos de cualquier posible influencia sobre la humanidad o el medio ambiente de la superficie. Sin embargo, ese método de eliminación está actualmente prohibido por acuerdo internacional. Además, las zonas de subducción de placas están asociadas con grandes megaterremotos, 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.