Límite convergente

Un límite convergente (también conocido como límite destructivo ) es un área en la Tierra donde dos o más placas litosféricas chocan. Una placa eventualmente se desliza debajo de la otra, un proceso conocido como subducción . La zona de subducción puede definirse por 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 dar lugar a vulcanismo, terremotos, orogénesis , destrucción de la litosfera y deformación . Los límites convergentes ocurren entre litosfera oceánica-oceánica, litosfera oceánica-continental y litosfera continental-continental. Las características geológicas relacionadas con los límites convergentes varían según los tipos de corteza.

La tectónica de placas está impulsada por corrientes de convección en el manto. Las celdas de convección son el resultado del calor generado por la desintegración radiactiva de elementos en el manto que escapan a la superficie y el retorno de materiales fríos de la superficie al manto. ^{[ 2 ]} Estas celdas de convección llevan material caliente del manto a la superficie a lo largo de los centros de expansión, creando nueva corteza. A medida que esta nueva corteza se aleja del centro de expansión debido a la formación de corteza más reciente, se enfría, se 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 empujar la placa subducida hacia el manto. ^{[ 3 ]} A medida que la placa subducida, relativamente fría, se hunde más profundamente en el manto, se calienta, lo que provoca la descomposición de los minerales hidratados. Esto libera agua en la astenosfera más caliente, lo que conduce a la fusión parcial de la astenosfera y al vulcanismo. Tanto la deshidratación como la fusión parcial ocurren a lo largo de la isoterma de 1000 °C (1830 °F) , generalmente a profundidades de 65 a 130 km (40 a 81 mi) . ^{[ 4 ] [ 5 ]}    

Algunas placas litosféricas constan de litosfera continental y oceánica . En algunos casos, la convergencia inicial con otra placa destruye la litosfera oceánica, lo que provoca la convergencia de dos placas continentales. Ninguna de las placas continentales subduce. Es probable que la placa se fracture a lo largo del límite entre la corteza continental y la oceánica. La tomografía sísmica revela fragmentos de litosfera que se han desprendido durante la convergencia.

Las zonas de subducción son áreas donde una placa litosférica se desliza debajo de otra en un límite convergente debido a diferencias litosféricas. Estas placas se inclinan en un promedio de 45°, pero este ángulo puede variar. Las zonas de subducción suelen caracterizarse por una gran cantidad de terremotos, 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 hasta una profundidad de 670  km (416  millas). Las placas subducidas, relativamente frías y densas, son atraídas hacia el manto y contribuyen a la convección del manto. ^{[ 6 ]}

En las colisiones entre dos placas oceánicas, la litosfera oceánica, más fría y densa, se hunde bajo la litosfera oceánica, más cálida y menos densa. A medida que la placa se hunde en el manto, libera agua proveniente de la deshidratación de los minerales hidratados de la corteza oceánica. Esta agua reduce la temperatura de fusión de las rocas en la astenosfera y provoca una fusión parcial. El material fundido parcial asciende a través de la astenosfera, alcanza la superficie y forma arcos de islas volcánicas .

Cuando la litosfera oceánica y la continental colisionan, la litosfera oceánica, más densa, se subduce bajo 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 desprenden de la placa oceánica. En la litosfera continental se forman arcos volcánicos como resultado de la fusión parcial debida a la deshidratación de los minerales hidratados de la placa subducida.

Algunas placas litosféricas constan de corteza continental y oceánica. La subducción se inicia cuando la litosfera oceánica se desliza bajo la corteza continental. A medida que la litosfera oceánica se subduce a mayores profundidades, la corteza continental adherida 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 bajo otra litosfera continental. Una pequeña porción de la corteza continental puede subducirse hasta que la placa se rompa, permitiendo que la litosfera oceánica continúe subduciendo, que la astenosfera caliente ascienda y llene el vacío, y que la litosfera continental rebote. ^{[ 7 ]} 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 mi) , que están expuestas en la superficie. ^{[ 8 ]} Se han utilizado registros sísmicos para cartografiar las placas desgarradas bajo la zona de convergencia continental-continental del Cáucaso , ^{[ 9 ]} y la tomografía sísmica ha cartografiado placas desprendidas bajo la zona de sutura de Tetis (el cinturón montañoso de los Alpes, Zagros e Himalaya). ^{[ 10 ]}  

La corteza oceánica contiene minerales hidratados como los grupos de anfíboles y micas . Durante la subducción, la litosfera oceánica se calienta y metamorfiza, lo que provoca la descomposición de estos minerales hidratados y la liberación de agua en la astenosfera. Esta liberación de agua en la astenosfera produce fusión parcial. La fusión parcial permite el ascenso de material caliente y menos denso, lo que puede dar lugar a vulcanismo en la superficie y al emplazamiento de plutones en el subsuelo. ^{[ 11 ]} Estos procesos que generan magma no se comprenden completamente. ^{[ 12 ]}

Cuando estos magmas alcanzan la superficie, crean arcos volcánicos. Los arcos volcánicos pueden formarse como cadenas de arcos insulares o como arcos en la corteza continental. Se encuentran tres series de magma de rocas volcánicas asociadas a los arcos. La serie de magma toleítico químicamente reducido es la más característica de los arcos volcánicos oceánicos, aunque también se encuentra en arcos volcánicos continentales sobre zonas de subducción rápida (>7 cm/año). Esta serie tiene un contenido relativamente bajo de potasio . La serie calcoalcalina más oxidada , moderadamente enriquecida en potasio y elementos incompatibles, es característica de los arcos volcánicos continentales. La serie de magma alcalino (altamente enriquecida en potasio) a veces está presente en el interior continental más profundo. La serie shoshonita , extremadamente rica en potasio, es rara, pero a veces se encuentra en arcos volcánicos. ^{[ 5 ]} El miembro andesítico de cada serie suele ser el más abundante, ^{[ 13 ]} y la transición del vulcanismo basáltico de la cuenca profunda del Pacífico al vulcanismo andesítico en los arcos volcánicos circundantes se ha denominado línea andesítica. ^{[ 14 ] [ 15 ]} 

Las cuencas de trasarco se forman detrás de un arco volcánico y están asociadas con tectónica extensional y alto flujo de calor, albergando a menudo centros de expansión del fondo oceánico. Estos centros de expansión son similares a las dorsales oceánicas , aunque la composición del magma de las cuencas de trasarco es generalmente más variada y contiene un mayor contenido de agua que los magmas de las dorsales oceánicas. ^{[ 16 ]} Las cuencas de trasarco suelen caracterizarse por una litosfera delgada y caliente. La apertura de las cuencas de trasarco puede deberse al movimiento de astenosfera caliente hacia la litosfera, causando extensión. ^{[ 17 ]}

Las fosas oceánicas son depresiones topográficas estrechas que marcan límites convergentes o zonas de subducción. Las fosas oceánicas tienen un ancho promedio de 50 a 100 km (31 a 62 mi) y pueden tener varios miles de kilómetros de largo. Las fosas oceánicas se forman como resultado de la flexión de la placa subducida. La profundidad de las fosas oceánicas parece estar controlada por la edad de la litosfera oceánica que se subduce. ^{[ 5 ]} El relleno de sedimentos en las fosas oceánicas varía y generalmente depende de la abundancia de aporte 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) .    

Los terremotos son frecuentes en los límites convergentes. La zona de Wadati-Benioff , una región de alta actividad sísmica, presenta una inclinación de 45° y marca la placa subducida. A lo largo del margen de Wadati-Benioff, se producen terremotos hasta una profundidad de 670 km (416 millas) .  

Tanto las fuerzas compresivas como las extensionales actúan a lo largo de los límites convergentes. En las paredes internas de las fosas, se producen fallas compresivas o inversas debido al movimiento relativo de las dos placas. Las fallas inversas erosionan los sedimentos oceánicos y dan lugar a la formación de una cuña de acreción. Las fallas inversas pueden provocar megaterremotos . En la pared externa de la fosa, se producen fallas tensionales o normales, probablemente debido a la flexión de la placa subducida. ^{[ 18 ]}

Un megaterremoto puede producir un desplazamiento vertical repentino de una gran área del fondo oceánico. Esto, a su vez, genera un tsunami . ^{[ 19 ]}

Algunos de los desastres naturales más devastadores se han producido debido a procesos de convergencia de límites. El terremoto y tsunami del Océano Índico de 2004 fue provocado por un megaterremoto a lo largo del límite convergente de la placa india y la microplaca de Birmania, y causó la muerte de más de 200 000 personas. El tsunami de 2011 frente a las costas de Japón , que provocó 16 000 muertes y daños por valor de 360 000 millones de dólares estadounidenses, fue causado por un megaterremoto de magnitud 9 a lo largo del límite convergente de la placa euroasiática y la placa del Pacífico.

Las cuñas de acreción (también llamadas prismas de acreción ) se forman cuando el sedimento se raspa de la litosfera subducida y se deposita contra la litosfera suprayacente. Estos sedimentos incluyen corteza ígnea, sedimentos turbidíticos y sedimentos pelágicos. En las cuñas de acreción se produce una falla de cabalgamiento imbricada a lo largo de una superficie de despegue basal, a medida que las fuerzas continúan comprimiendo y fracturando estos sedimentos recién añadidos. ^{[ 5 ]} La fracturación continua de la cuña de acreción conduce a un engrosamiento general de la misma. ^{[ 20 ]} La topografía del fondo marino desempeña un papel en la acreción, especialmente en el emplazamiento de la corteza ígnea. ^{[ 21 ]}

• La colisión entre la placa euroasiática y la placa india que está formando el Himalaya . ^{[ 22 ] [ 23 ]}
• La colisión entre la placa australiana y la placa del Pacífico que formó los Alpes del Sur en Nueva Zelanda .
• Subducción de la parte norte de la placa del Pacífico y la placa del noroeste de Norteamérica que está formando las Islas Aleutianas .
• Subducción de la placa de Nazca bajo la placa sudamericana para formar los Andes .
• Subducción de la placa del Pacífico bajo la placa australiana y la placa de Tonga , formando los complejos límites de subducción/transformación que separan Nueva Zelanda de Nueva Guinea .
• La colisión de la placa euroasiática y la placa africana formó los montes Pónticos en Turquía .
• La subducción de la placa del Pacífico bajo la placa del Mar de Filipinas formó la Fosa de las Marianas .
• Subducción de la placa de Juan de Fuca bajo la placa norteamericana para formar la cordillera de las Cascadas .

• Lista de placas tectónicas
• Lista de interacciones de placas tectónicas – Tipos de límites de placas 
• Obducción : proceso geológico en los límites de las placas tectónicas. 

Contenido multimedia relacionado con la subducción en Wikimedia Commons