Hispanopedia Wiki
Articulo de referencia

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 te...

Hispanopedia WikiContenido en espanolLectura gratuita
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 los límites convergentes entre placas tectónicas. Donde una placa tectónica converge con otra, la placa más pesada se hunde bajo la otra y se sumerge en el manto. Una región donde ocurre este proceso se conoce como zona de subducción , y su manifestación superficial se conoce como complejo arco-fosa . El proceso de subducción ha creado la mayor parte de la corteza continental terrestre. [ 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 se produce principalmente por la flotabilidad negativa de la densa litosfera subducida. La placa descendente se hunde en el manto en gran medida por su propio peso. [ 3 ]

Los terremotos son frecuentes en las zonas de subducción, y los fluidos liberados por la placa subductora desencadenan vulcanismo en la placa superior. Si la placa subductora se hunde con un ángulo poco pronunciado, la placa superior desarrolla un cinturón de deformación caracterizado por engrosamiento cortical, orogénesis y metamorfismo . La subducción con un ángulo más pronunciado se caracteriza por la formación de cuencas de trasarco . [ 4 ]

Subducción y tectónica de placas

La placa de Juan de Fuca se hunde bajo la placa norteamericana en la zona de subducción de Cascadia.
El modelo simplificado de convección del manto : [ 5 ] Las placas oceánicas se subducen creando fosas oceánicas .

Según la teoría de la tectónica de placas , la litosfera terrestre , su capa exterior rígida, está dividida en dieciséis placas tectónicas más grandes y varias más pequeñas. Estas placas se mueven lentamente, debido principalmente a la fuerza de atracción de la litosfera en subducción. El hundimiento de la litosfera en las zonas de subducción forma 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 consta de la corteza ligera más externa más la porción rígida superior del manto . El espesor de la litosfera oceánica varía desde unos pocos kilómetros para la litosfera joven creada en las dorsales oceánicas hasta alrededor de 100 km (62 millas) para la litosfera oceánica más antigua. [ 7 ] La litosfera continental tiene hasta 200 km (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 regiones tanto de la litosfera oceánica como de 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 densa de una placa es superpuesta por el borde frontal de otra placa menos densa. [ 7 ] La placa superpuesta (la losa ) se hunde en un ángulo que suele estar entre 25 y 75 grados con respecto a la superficie terrestre. [ 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 parte del agua atrapada son transportados hacia abajo por la losa y reciclados en el manto profundo. [ 11 ]

Hasta ahora, la Tierra es 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 de la tectónica de placas , y sin ella, la tectónica de placas no podría ocurrir. [ 12 ] Las zonas de subducción oceánicas se ubican a lo largo de 55 000 km (34 000 mi) de márgenes de placas convergentes, [ 13 ] casi igual a la tasa acumulada de formación de placas de 60 000 km (37 000 mi) de dorsales oceánicas. [ 14 ]    

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 hidratados (como la serpentina) que almacenan agua en sus estructuras cristalinas. [ 15 ] El agua se transporta al manto profundo a través de minerales hidratados en las placas en subducción. [ 16 ] 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. [ 17 ] 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 ocurre una erupción, el ciclo devuelve los volátiles a los océanos y la atmósfera. [ 18 ]

Estructura de las zonas de subducción

complejo de arco y trinchera

Las manifestaciones superficiales de las zonas de subducción son complejos de arco-fosa. En el lado oceánico del complejo, donde la placa subductora se aproxima por primera vez a la zona de subducción, suele haber una elevación o abultamiento de la fosa externa . Aquí la placa se vuelve ligeramente menos profunda antes de hundirse, como consecuencia de su rigidez. [ 19 ] El punto donde la placa comienza a hundirse está marcado por una fosa oceánica . Las fosas oceánicas son las partes más profundas del fondo oceánico.

Más allá de la fosa 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 subducida y acrecionados a la placa superior. Sin embargo, no todos los complejos arco-fosa 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 acrecionales. [ 20 ]

Más allá de la cuenca del antearco, los volcanes se encuentran en largas cadenas llamadas arcos volcánicos . El basalto y los sedimentos en subducción son normalmente ricos en minerales hidratados y arcillas. Además, grandes cantidades de agua se introducen en grietas y fracturas creadas a medida que la placa en subducción se dobla hacia abajo. [ 21 ] Durante la transición de basalto a eclogita, estos materiales hidratados se descomponen, produciendo grandes cantidades de agua, que a tal presión y temperatura existe como un fluido supercrítico . [ 22 ] El agua supercrítica, que es caliente y más ligera que la roca circundante, asciende al manto suprayacente, donde reduce la temperatura de fusión de la roca del manto, generando magma por fusión de flujo . [ 23 ] Los magmas, a su vez, ascienden como diapiros porque son menos densos que las rocas del manto. [ 24 ] Los magmas derivados del manto (que inicialmente son de composición basáltica) pueden finalmente alcanzar la superficie de la Tierra, dando lugar a 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 (la funde) o experimenta cristalización fraccionada . Los volcanes de arco tienden a producir erupciones peligrosas porque son ricos en agua (proveniente de la placa y los sedimentos) y tienden a ser extremadamente explosivos. [ 25 ] Krakatoa , Nevado del Ruiz y el Vesubio son ejemplos de volcanes de arco. Los arcos también están asociados con la mayoría de los yacimientos minerales . [ 24 ]

Más allá del arco volcánico se encuentra una región de trasarco cuyo carácter depende en gran medida del ángulo de subducción de la placa subducida. Cuando este ángulo es poco pronunciado, la placa subducida arrastra parcialmente consigo la corteza continental suprayacente, lo que produce una zona de acortamiento y engrosamiento cortical en la que pueden existir extensos plegamientos y fallas de cabalgamiento . Si el ángulo de subducción se agudiza o retrocede, la litosfera de la placa superior se verá sometida a tensión , lo que a menudo produce una cuenca de trasarco . [ 26 ]

Estructura profunda

El complejo arco-fosa es la expresión superficial de una estructura mucho más profunda. Aunque no es directamente accesible, las porciones más profundas pueden estudiarse utilizando geofísica y geoquímica . Las zonas de subducción están definidas por una zona inclinada de terremotos , la zona de Wadati-Benioff , que se inclina alejándose de la fosa 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 (típicamente menos de 20 km (12 mi) de profundidad); tales terremotos profundos pueden ser impulsados ​​por transformaciones de fase profundas , fuga térmica o fragilización por deshidratación . [ 27 ] [ 28 ] La tomografía sísmica muestra que algunas placas pueden penetrar el manto inferior [ 29 ] [ 30 ] y hundirse hasta el límite núcleo-manto . [ 31 ] Aquí, el residuo de las placas puede eventualmente calentarse lo suficiente como para volver a ascender a la superficie como plumas del manto . [ 32 ] [ 33 ]    

ángulo de subducción

La subducción suele producirse con un ángulo moderadamente pronunciado cuando se encuentra bajo el arco volcánico. Sin embargo, se sabe que existen ángulos de subducción anómalos menos pronunciados, así como algunos extremadamente pronunciados. [ 34 ]

  • La subducción de placa plana (ángulo de subducción menor a 30°) ocurre cuando la placa se subduce casi horizontalmente. La placa relativamente plana puede extenderse por cientos de kilómetros bajo la placa superior. Esta geometría es causada comúnmente por la subducción de litosfera flotante debido a una corteza engrosada o una litosfera más caliente. Estudios recientes también han mostrado una fuerte correlación de que las zonas de subducción más antiguas y anchas están relacionadas con buzamientos de subducción más planos. Esto proporciona una explicación de por qué la subducción plana solo ocurre actualmente en el Pacífico oriental, ya que solo estas regiones eran lo suficientemente antiguas y anchas como para sustentar la subducción de placa plana y por qué fueron posibles la subducción de placa plana Laramide y la subducción de placa plana del sur de China. [ 35 ] Hu finalmente propone que una combinación de edad de subducción y características de la placa proporciona los controles más fuertes sobre los buzamientos de subducción. [ 36 ] Debido a que la subducción de placas a profundidad es necesaria para impulsar el vulcanismo de la zona de subducción, la subducción de placa plana puede invocarse para explicar las brechas volcánicas .

La subducción de placa plana continúa bajo parte de los Andes , lo que provoca la segmentación del Cinturón Volcánico Andino en cuatro zonas. Se cree que la subducción de placa plana en el norte de Perú y la región de Norte Chico en Chile es el resultado de la subducción de dos dorsales asísmicas flotantes, la Dorsal de Nazca y la Dorsal de Juan Fernández , respectivamente. Alrededor de la Península de Taitao , la subducción de placa plana se atribuye a la subducción de la Dorsal de Chile , una dorsal de expansión . [ 37 ] [ 38 ]

La orogenia Laramide en las Montañas Rocosas de Estados Unidos se atribuye a la subducción de placa plana. [ 39 ] Durante esta orogenia, apareció una amplia brecha volcánica en el margen suroccidental de Norteamérica, y la deformación se produjo mucho más hacia el interior; fue durante este período que se formaron las cordilleras con núcleo de basamento de Colorado, Utah, Wyoming, Dakota del Sur y Nuevo México. Se ha descubierto que los terremotos más masivos de las zonas de subducción, los llamados "megaterremotos", ocurren en zonas de subducción de placa plana. [ 40 ]

  • La subducción de ángulo pronunciado (ángulo de subducción mayor de 70°) ocurre en zonas de subducción donde la corteza oceánica y la litosfera de la Tierra son frías y gruesas y, por lo tanto, han perdido flotabilidad. Estudios recientes también han correlacionado las zonas de subducción de ángulo pronunciado 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 con la inclinación más pronunciada se encuentra en la Fosa de las Marianas , que es también donde la litosfera oceánica de edad jurásica es la más antigua de la Tierra, excluyendo las ofiolitas . La subducción de ángulo pronunciado, a diferencia de la subducción de placa plana, está asociada con la extensión de trasarco [ 41 ] de la placa superior, creando arcos volcánicos y arrastrando 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 por el cual se inicia sigue siendo objeto de debate y estudio continuo. La subducción puede comenzar espontáneamente si la litosfera oceánica más densa puede hundirse y deslizarse bajo la litosfera oceánica o continental adyacente mediante una fuerza vertical únicamente; alternativamente, los movimientos de placas existentes pueden inducir nuevas zonas de subducción al forzar horizontalmente la litosfera oceánica a romperse y hundirse en la astenosfera. [ 42 ] [ 43 ] Ambos modelos pueden eventualmente generar zonas de subducción autosostenibles, ya que la corteza oceánica se metamorfiza a gran profundidad y se vuelve más densa que las rocas del manto circundantes. La recopilación de eventos de inicio de zonas de subducción hasta hace 100  Ma sugiere un inicio de zona de subducción forzado horizontalmente para la mayoría de las zonas de subducción modernas, [ 43 ] lo cual está respaldado por resultados de modelos numéricos [ 44 ] [ 45 ] y estudios geológicos. [ 46 ] [ 47 ] 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 . [ 48 ] [ 49 ] Hay evidencia de que esto ha ocurrido en el sistema de subducción Izu-Bonin-Mariana. [ 50 ] [ 51 ] Al principio de la historia de la Tierra, es probable que la subducción se haya iniciado sin 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. [ 52 ]

Aunque la idea de la iniciación de la subducción en márgenes pasivos es popular, no existe ningún ejemplo actual de este tipo de nucleación de subducción. [ 53 ] Esto probablemente se deba a la resistencia de la corteza oceánica o de transición en los márgenes pasivos continentales, lo que sugiere que si la corteza no se fracturó en sus primeros 20 millones de años de vida, es improbable que se fracture en el futuro bajo cargas de sedimentación normales. Solo con un debilitamiento adicional de la corteza, a través del magmatismo de puntos calientes o la formación de rifts extensionales, la corteza podría separarse de su continente y comenzar la subducción.

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 continental flotante a una zona de subducción puede resultar en un mayor acoplamiento en la fosa y causar la reorganización del límite de placas. La llegada de corteza continental resulta en colisión continental o acreción de terrenos que pueden interrumpir la subducción. [ 54 ] La corteza continental puede subducir a profundidades de 250 km (160 mi) donde puede alcanzar un punto de no retorno. [ 55 ] [ 33 ] 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 a extremo pueden causar solo una interrupción local, mientras que un arco que llega paralelo a la zona puede detenerla. [ 54 ] Esto ha sucedido con la meseta de Ontong Java y la fosa de Vitiaz . [ 56 ]      

Características y efectos

Metamorfismo

Las zonas de subducción albergan una variedad única de tipos de roca creados por las condiciones de alta presión y baja temperatura que encuentra una placa subductora durante su descenso. [ 57 ] 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. [ 58 ] Comprender el momento y las condiciones en que ocurren estas reacciones de deshidratación es clave para interpretar la fusión del manto, el magmatismo de arco volcánico y la formación de la corteza continental. [ 59 ]

Una facies metamórfica se caracteriza por una asociación mineral estable específica para un rango de presión-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-ultraalta presión a través de las zonas de estabilidad de facies de zeolita , prehnita-pumpellyita, esquisto azul y eclogita de la corteza oceánica subducida. [ 60 ] Las asociaciones de facies de zeolita y prehnita-pumpellyita pueden estar presentes o no, por lo que el inicio del metamorfismo puede estar marcado únicamente por condiciones de facies de esquisto azul. [ 61 ] Las placas subducidas están compuestas de corteza basáltica cubierta con sedimentos pelágicos ; [ 62 ] sin embargo, los sedimentos pelágicos pueden ser acrecionados en el muro colgante del antearco y no subducidos. [ 63 ] La mayoría de las transiciones de fase metamórficas que ocurren dentro de la placa subducida son provocadas por la deshidratación de fases minerales hidratadas. La descomposición de las fases minerales hidratadas suele ocurrir a profundidades superiores a 10 km (6,2 millas) . [ 64 ] Cada una de estas facies metamórficas se caracteriza por la presencia de una asociación mineral estable específica, que registra las condiciones metamórficas sufridas por la placa subducida. Las transiciones entre facies provocan la deshidratación de los minerales hidratados bajo ciertas condiciones de presión y temperatura, y por lo tanto pueden rastrearse hasta eventos de fusión en el manto bajo un arco volcánico.  

magmatismo de arco

En la Tierra se observan generalmente dos tipos de arcos: arcos insulares que se forman en la litosfera oceánica (por ejemplo, los arcos insulares de Mariana y Tonga ), y arcos continentales como el Arco Volcánico de Cascade , 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 litosfera oceánica bajo otra litosfera oceánica (subducción océano-océano), mientras que los arcos continentales (arcos andinos) se forman durante la subducción de litosfera oceánica bajo una litosfera continental (subducción océano-continente). [ 65 ] 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 de Aleutianas en Alaska.

Los volcanes que se encuentran sobre zonas de subducción, como el Monte Santa Helena , el Monte Etna y el Monte Fuji , se ubican aproximadamente a cien kilómetros de la fosa en cadenas arqueadas llamadas arcos volcánicos . Los plutones, como Half Dome en el Parque Nacional Yosemite, generalmente se forman entre 10 y 50 km (6 y 31 millas) [ 66 ] 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 placa oceánica subducida al alcanzar presiones y temperaturas más altas. Una vez que la placa oceánica alcanza unos 100 km (62 millas) de profundidad, [ 66 ] los minerales hidratados se vuelven inestables y liberan fluidos en la astenosfera. Los fluidos actúan como un fundente para la roca dentro de la astenosfera y provocan su fusión parcial. El material parcialmente fundido es más ligero y, como resultado, asciende a la litosfera, donde forma grandes cámaras magmáticas llamadas diapiros. Parte del magma llega a la superficie de la corteza, donde forma volcanes y, si entra en erupción en la superficie terrestre, produce lava andesítica. El magma que permanece en la litosfera el tiempo suficiente se enfría y forma rocas plutónicas como la diorita, la granodiorita y, a veces, el granito.    

El magmatismo de arco ocurre entre cien y doscientos kilómetros de la fosa y aproximadamente cien kilómetros por encima de la placa subducida. [ 67 ] 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, [ 68 ] pero han formado la mayor parte de la corteza continental . [ 4 ] El vulcanismo de arco tiene el mayor impacto en los humanos porque muchos volcanes de arco se encuentran por encima del nivel del mar y entran en erupción violentamente. Los aerosoles inyectados en la estratosfera durante las erupciones violentas pueden causar un enfriamiento rápido del clima de la Tierra y afectar el transporte aéreo. [ 69 ]

El magmatismo de arco juega un papel en el ciclo del carbono de la Tierra al liberar el carbono subducido a través de procesos volcánicos. La teoría antigua afirma que el carbono de la placa subducida se hace disponible en los sistemas magmáticos suprayacentes a través de la descarbonatación, donde el CO₂ se libera a través del metamorfismo de silicatos-carbonatos. [ 70 ] Sin embargo, la evidencia de modelos termodinámicos 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. [ 70 ] 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 minerales que contienen carbono en una solución acuosa) en lugar de la descarbonatación. Su evidencia proviene del examen detallado 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. [ 70 ]

Terremotos y tsunamis

Mapa global de zonas de subducción, con las placas subducidas contorneadas según su profundidad.

La tensión elástica causada por la convergencia de placas en las zonas de subducción produce al menos tres tipos de terremotos: terremotos profundos, megaterremotos y terremotos de la dorsal externa. Los terremotos profundos ocurren en la corteza terrestre, los megaterremotos en la interfaz de subducción cerca de la fosa oceánica, y los terremotos de la dorsal externa en la placa inferior subducida a medida que se curva cerca de la fosa.

Los sismos anómalamente profundos son característicos de las zonas de subducción, que producen los terremotos más profundos del planeta. Los terremotos generalmente se limitan a las partes superficiales y frágiles de la corteza, por lo general a profundidades inferiores a veinte kilómetros. Sin embargo, en las zonas de subducción se producen sismos a profundidades de hasta 700 km (430 millas) . Estos sismos definen zonas de sismicidad inclinadas conocidas como zonas de Wadati-Benioff , que trazan el recorrido de la placa descendente. [ 71 ]  

Nueve de los diez terremotos más grandes de los últimos 100 años fueron megaterremotos de zonas 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 litosfera oceánica fría en el manto deprime el gradiente geotérmico local y hace que una porción mayor de la corteza terrestre se deforme de manera más frágil que en un entorno de gradiente geotérmico normal. Debido a que los terremotos solo pueden ocurrir cuando una roca se deforma 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 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 son frecuentes los pequeños temblores que provocan tsunamis de menor magnitud y que no causan daños. [ 71 ]

Un estudio publicado en 2016 sugirió un nuevo parámetro para determinar la capacidad de una zona de subducción para generar megaterremotos. [ 72 ] Al examinar la geometría de la zona de subducción y comparar el grado de curvatura de la placa inferior de la placa subducida 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, mayor será la probabilidad de que ocurran megaterremotos". [ 73 ]

Los terremotos de la elevación exterior en la placa inferior ocurren cuando las fallas normales hacia el océano, más allá de la zona de subducción, se activan por la flexión de la placa al doblarse hacia dicha zona. [ 74 ] El terremoto de Samoa de 2009 es un ejemplo de este tipo de evento. El desplazamiento del lecho marino provocado 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 ocurren terremotos. [ 29 ] Se han descrito alrededor de cien placas en términos de profundidad y su momento y ubicación de subducción. [ 75 ] 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 aproximadamente 670 km (420 mi) . Otras placas oceánicas subducidas se han hundido hasta el límite núcleo-manto a 2890 km (1800 mi) de profundidad. Generalmente, las placas se desaceleran durante su descenso al manto, desde varios cm/año (hasta ~10 cm/año en algunos casos) en la zona de subducción y en la parte superior del manto, hasta ~1 cm/año en el manto inferior. [ 75 ] Esto conduce al plegamiento o apilamiento de las placas a esas profundidades, visible como placas engrosadas en la tomografía sísmica. Por debajo de ~1700 km, puede haber una aceleración limitada de las placas debido a la menor viscosidad como resultado de cambios de fase mineral inferidos hasta que se aproximan y finalmente se detienen en el límite núcleo-manto . [ 75 ] Aquí las placas se calientan por el calor ambiental y ya no se detectan ~300 millones de años después de la subducción. [ 75 ]            

Orogénesis

La orogénesis es el proceso de formación de montañas. La subducción de placas puede dar lugar a la orogénesis al transportar islas oceánicas, mesetas oceánicas, sedimentos y márgenes continentales pasivos hacia márgenes convergentes. A menudo, el material no subduce con el resto de la placa, sino que se acreciona (se desprende) del continente, dando 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 denomina a menudo cuña o prisma de acreción. Estas cuñas de acreción pueden estar asociadas con ofiolitas (corteza oceánica elevada compuesta por sedimentos, basaltos almohadillados, diques laminares, gabro y peridotita). [ 76 ]

La subducción también puede causar orogenia sin traer material oceánico que se acrecione al continente suprayacente. Cuando la placa inferior subduce con un ángulo poco pronunciado debajo de un continente (lo que se denomina "subducción de placa plana"), la placa subductora puede tener suficiente tracción en la parte inferior de la placa continental como para provocar que la placa superior se contraiga mediante plegamiento, fallas, engrosamiento de la corteza y formación de montañas. La subducción de placa plana provoca la formación de montañas y el vulcanismo que se desplazan hacia el continente, alejándose de la fosa, y se ha descrito en el oeste de Norteamérica (es decir, la orogenia Laramide), y actualmente en Alaska, Sudamérica y Asia Oriental. [ 75 ]

Los procesos descritos anteriormente permiten que la subducción continúe mientras que la formación de montañas ocurre simultáneamente, lo cual contrasta con la orogenia por colisión continente-continente, que a menudo conduce a la terminación de la subducción.

Subducción de la litosfera continental

Los continentes son arrastrados hacia zonas de subducción por la placa oceánica que se hunde a la que están unidos. Donde los continentes están unidos a placas oceánicas sin subducción, existe una cuenca profunda que acumula gruesas capas de rocas sedimentarias y volcánicas, conocida como margen pasivo. Algunos márgenes pasivos tienen hasta 10 km (6,2 millas) 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 de flotabilidad negativa, la cubierta sedimentaria y volcánica se desprende 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 que acrecionar. Las rocas del basamento continental debajo de las débiles capas de cobertura 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 cobertura de baja densidad, la placa continental, especialmente si es antigua, desciende por la zona de subducción. A medida que esto ocurre, las reacciones metamórficas aumentan la densidad de las rocas de la corteza continental, lo que conlleva una menor flotabilidad.   

Un estudio sobre la colisión activa entre el arco de Banda y el continente afirma que, al separar las capas de roca que alguna vez cubrieron el basamento continental, pero que ahora se superponen en la cuña orogénica, y medir su longitud, se puede obtener una estimación mínima de la distancia de subducción del continente. [ 77 ] Los resultados muestran una subducción mínima de al menos 229 km (142 mi) de la placa continental del norte de Australia. Otro ejemplo podría ser el continuo movimiento hacia el norte de la India, que se subduce bajo Asia. La colisión entre los dos continentes se inició hace unos 50 millones de años, pero aún se mantiene activa.  

Intraoceánico: océano/subducción de placa oceánica

Las zonas de subducción entre placas oceánicas comprenden aproximadamente el 40 % de todos los márgenes de zonas de subducción del planeta. La relación entre placas oceánicas puede dar lugar a zonas de subducción entre placas oceánicas y continentales, lo que subraya la importancia de comprender este proceso de subducción. Si bien no se comprende completamente qué causa el inicio de la subducción de una placa oceánica bajo otra, Baitsch-Ghirardello et al. propusieron tres modelos principales que explican los diferentes regímenes presentes en este proceso. [ 78 ]

Los modelos son los siguientes:

  1. Subducción en retroceso: causada por un acoplamiento débil entre la placa inferior y la superior, lo que lleva a la apertura de una cuenca de trasarco y al desplazamiento de la zona de subducción por retroceso de la placa.
  2. Subducción estable: causada por un acoplamiento intermedio entre la placa inferior y la superior. La zona de subducción generalmente permanece en el mismo lugar y la placa subduce con un ángulo constante.
  3. Subducción progresiva: causada por un fuerte acoplamiento entre la placa superior e inferior. Los sedimentos subducidos se engrosan, lo que provoca que plumas parcialmente fundidas se encuentren sobre la placa subducida.

Colisión arco-continente y clima global

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 "meteorización 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 el carbono de la atmósfera y produce 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. [ 79 ] Este estudio no analiza los ciclos de Milankovitch como impulsor de la ciclicidad climática global.

Los comienzos 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 la eclogita y el esquisto azul . [ 80 ] [ 81 ] De igual modo, los conjuntos de rocas llamados ofiolitas , asociados con la subducción de estilo moderno, también indican tales condiciones. [ 80 ] 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 pronto como hace 1.8 Ga en la Era Paleoproterozoica . [ 80 ] La eclogita misma fue producida por subducción oceánica durante el ensamblaje de supercontinentes hace aproximadamente 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 terrestre durante ese período. [ 82 ] 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. [ 82 ] Las rocas antiguas ricas en magnesio significan que el manto terrestre fue alguna vez más caliente, pero no que las condiciones de subducción fueran más calientes. Anteriormente, se pensaba que la falta de esquisto azul pre-neoproterozoico indicaba un tipo diferente de subducción. [ 82 ] Ambas líneas de evidencia refutan las concepciones previas de que la subducción de estilo moderno se inició en la Era Neoproterozoica hace 1.0  Ga. [ 80 ] [ 82 ]

Historia de la investigación

Harry Hammond Hess , quien durante la Segunda Guerra Mundial sirvió en la Reserva de la Armada de los Estados Unidos y quedó fascinado con el fondo oceánico, estudió la Dorsal Mesoatlántica y propuso que la roca fundida caliente se agregaba a la corteza en la dorsal y expandía el fondo marino hacia afuera. Esta teoría se conocería como expansión del fondo oceánico . 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 algún otro lugar y sugirió que este proceso tiene lugar en las fosas oceánicas , donde la corteza se fundiría y se reciclaría en el manto terrestre . [ 83 ]

En 1964, George Plafker investigó el terremoto del Viernes Santo en Alaska . Concluyó que la causa del terremoto fue una reacción de megacorrimiento 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 se estaba hundiendo, o subduciendo , bajo la corteza de Alaska. El concepto de subducción desempeñaría un papel fundamental en el desarrollo de la teoría de la tectónica de placas . [ 84 ]

Las primeras atestaciones geológicas de las palabras "subducir" datan de 1970, [ 85 ] En inglés común , subducir o subducir (del latín subducere , "conducir lejos") [ 86 ] 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 cual ocurre en el momento geológico en que la placa inferior se desliza debajo, aunque puede persistir durante algún tiempo hasta su refundición y disipación. En este modelo conceptual, la placa se está utilizando continuamente. [ 87 ] La identidad del sujeto, el consumidor o agente de consumo, no se indica. Algunas fuentes aceptan esta construcción sujeto-objeto.

La geología convierte el verbo «subducir» en un verbo intransitivo y reflexivo . La placa inferior es el sujeto. Subduce, en el sentido de retroceder o retirarse, y al hacerlo, es la «placa subductora». Además, la palabra «losa» se asocia específicamente a la «placa subductora», aunque en inglés la placa superior también se denomina «losa». [ 88 ] La placa superior queda suspendida, por así decirlo. Para expresarlo, la geología debe cambiar a un verbo diferente, generalmente «superar» . La placa superior, el sujeto, realiza la acción de superar al objeto, la placa inferior, que es superada. [ 89 ]

Importancia

Las zonas de subducción son importantes por varias razones:

  • Física de la zona de subducción: El hundimiento de la litosfera oceánica (sedimentos, corteza, manto), debido al contraste de densidad entre la litosfera fría y antigua y la cuña caliente del manto astenosférico, es la fuerza más fuerte (pero no la única) necesaria para impulsar el movimiento de las placas y es el modo dominante de convección del manto .
  • Química de las zonas de subducción: Los sedimentos y la corteza subducidos se deshidratan y liberan fluidos ricos en agua ( acuosos ) en el manto suprayacente, lo que provoca la fusión del manto y la fracción de elementos entre los reservorios superficiales y profundos del manto, produciendo arcos de islas y corteza continental . Los fluidos calientes en las zonas de subducción también alteran la composición mineral de los sedimentos subducidos y, potencialmente, la habitabilidad de los sedimentos para los microorganismos. [ 90 ]
  • Las zonas de subducción arrastran sedimentos oceánicos subducidos, corteza oceánica y litosfera del manto, que interactúan con el manto astenosférico caliente de la placa superior para producir fundidos de la serie calcoalcalina , depósitos minerales y corteza continental.
  • Las zonas de subducción representan amenazas significativas para la vida, la propiedad, la vitalidad económica, los recursos culturales y naturales, y la calidad de vida. La tremenda magnitud de los terremotos y las erupciones volcánicas también puede tener efectos en cadena con impacto global. [ 91 ]

Las zonas de subducción también se han considerado como posibles lugares de disposición final de residuos nucleares, donde la propia acción de la subducción transportaría el material al manto planetario , a salvo de cualquier posible influencia sobre la humanidad o el medio ambiente superficial. Sin embargo, este método de disposición final está actualmente prohibido por acuerdo internacional. [ 92 ] [ 93 ] [ 94 ] [ 95 ] Además, las zonas de subducción de placas están asociadas con megaterremotos de gran magnitud , lo que hace que los efectos de utilizar cualquier sitio específico para la disposición final sean impredecibles y posiblemente adversos para la seguridad de la disposición a largo plazo. [ 93 ]

Véase también

Referencias

  1. ↑ Stern, Robert J. (2002), "Zonas de subducción", Reviews of Geophysics , 40 (4): 1012, Bibcode : 2002RvGeo..40.1012S , doi : 10.1029/2001RG000108 , S2CID 247695067 
  2. ↑ Defant, MJ (1998). Viaje de descubrimiento: Del Big Bang a la Edad de Hielo . Mancorp. pág. 325. ISBN  978-0-931541-61-2.
  3. ↑ Stern 2002 , pág. 3.
  4. 1 2 3 Stern 2002 .
  5. ↑ Carlo Doglioni, Giuliano Panza: Tectónica de placas polarizadas . Avances en Geofísica, Volumen 56, 2015.
  6. ^ Schmincke, Hans-Ulrich (2003). Vulcanismo . Berlín: Springer. págs. 13 a 20. ISBN  978-3-540-43650-8.
  7. 1 2 3 Stern 2002 , pág. 5.
  8. ↑ Rudnick, Roberta L.; McDonough, William F.; O'Connell, Richard J. (abril de 1998). "Estructura térmica, espesor y composición de la litosfera continental". Chemical Geology . 145 ( 3–4 ): 395–411 . Bibcode : 1998ChGeo.145..395R . doi : 10.1016/S0009-2541(97)00151-4 .
  9. ↑ Zheng, YF; Chen, YX (2016). "Zonas de subducción continentales versus oceánicas" . National Science Review . 3 (4): 495– 519. doi : 10.1093/nsr/nww049 .
  10. ↑ Tovish, Aaron; Schubert, Gerald; Luyendyk, Bruce P. (10 de diciembre de 1978). "Presión del flujo del manto y ángulo de subducción: flujos de esquina no newtonianos". Journal of Geophysical Research: Solid Earth . 83 (B12): 5892– 5898. Bibcode : 1978JGR....83.5892T . doi : 10.1029/JB083iB12p05892 .
  11. ↑ Stern 2002 , pág. 15.
  12. ↑ Stern 2002 , págs. 1–4.
  13. ↑ Lallemand, S (1999). La Subducción Oceánica (en francés). Newark, Nueva Jersey: Gordon and Breach.
  14. ↑ Stern 2002 , pág. 4.
  15. ↑ Frost, Daniel J. (31 de diciembre de 2006), "11. La estabilidad de las fases del manto hidratadas", en Keppler, Hans; Smyth, Joseph R (eds.), Agua en minerales nominalmente anhidros , Berlín, Boston: De Gruyter, pp. 243–272 , doi : 10.1515/9781501509476-015 , ISBN  978-1-5015-0947-6
  16. ↑ Gies, Nils Benjamin; Konrad-Schmolke, Matthias; Hermann, Jörg (2024). "Modelado del ciclo global del agua: el efecto de la Mg-sursasita y la fase A en la deshidratación de la placa profunda y el balance hídrico global de la zona de subducción" . Geochemistry, Geophysics, Geosystems . 25 (3) e2024GC011507. Bibcode : 2024GGG....2511507G . doi : 10.1029/2024GC011507 . ISSN 1525-2027 . 
  17. ↑ Ohtani, Eiji (15 de diciembre de 2015). "Minerales hidratados y el almacenamiento de agua en el manto profundo" . Chemical Geology . 418 : 6–15 . Bibcode : 2015ChGeo.418....6O . doi : 10.1016/j.chemgeo.2015.05.005 . ISSN 0009-2541 . 
  18. ↑ Goes, Saskia; Collier, Jenny; Blundy, Jon; Davidson, Jon; Harmon, Nick; Henstock, Tim; Kendall, J.; MacPherson, Colin; Rietbrock, Andreas; Rychert, Kate; Prytulak, Julie; Van Hunen, Jeroen; Wilkinson, Jamie; Wilson, Marjorie (2019). "Proyecto VoiLA: Reciclaje de volátiles en las Antillas Menores" . Eos . 100. doi : 10.1029/2019eo117309 . hdl : 10044/1/69387 . S2CID 134704781. Consultado el 27 de febrero de 2021 . 
  19. ↑ Whitman, Dean (mayo de 1999). "La anomalía de gravedad residual isostática de los Andes centrales, de 12° a 29° S: una guía para interpretar la estructura cortical y los procesos litosféricos más profundos". International Geology Review . 41 (5): 457– 475. Bibcode : 1999IGRv...41..457W . doi : 10.1080/00206819909465152 . S2CID 129797807 . 
  20. ↑ Stern 2002 , págs. 25–26.
  21. ↑ Fujie, Gou; et al. (2013). "Cambios sistemáticos en la estructura de la placa entrante en la fosa de Kuril" . Geophysical Research Letters . 40 (1): 88– 93. Bibcode : 2013GeoRL..40...88F . doi : 10.1029/2012GL054340 . 
  22. ↑ Stern 2002 , págs. 6–10.
  23. ↑ Schmincke 2003 , págs. 18, 113-126.
  24. 1 2 Stern 2002 , págs. 19–22.
  25. ↑ Stern 2002 , págs. 27–28.
  26. ↑ Stern 2002 , pág. 31.
  27. ↑ Frolich, C. (1989). "La naturaleza de los terremotos de foco profundo". Annual Review of Earth and Planetary Sciences . 17 : 227–254 . Bibcode : 1989AREPS..17..227F . doi : 10.1146/annurev.ea.17.050189.001303 .
  28. ↑ Hacker, B.; et al. (2003). "Subduction factory 2. Are intermediate-depth earthquakes in subduceing slabs linked to metamorphic dehydration reactions?" (PDF) . Journal of Geophysical Research . 108 (B1) 2001JB001129: 2030. Bibcode : 2003JGRB..108.2030H . doi : 10.1029/2001JB001129 . Archivado del original (PDF) el 09-08-2017 . Recuperado el 22-07-2016 . 
  29. 1 2 Domeier, Mathew; Doubrovine, Pavel V.; Torsvik, Trond H.; Spakman, Wim; Bull, Abigail L. (28 de mayo de 2016). "Correlación global de la estructura del manto inferior y la subducción pasada" . Geophysical Research Letters . 43 (10): 4945– 4953. Bibcode : 2016GeoRL..43.4945D . doi : 10.1002/2016GL068827 . PMC 6686211. PMID 31413424 .  
  30. ↑ Faccenna, Claudio; Oncken, Onno; Holt, Adam F.; Becker, Thorsten W. (2017). "Inicio de la orogenia andina por subducción del manto inferior". Earth and Planetary Science Letters . 463 : 189–201 . Bibcode : 2017E & PSL.463..189F . doi : 10.1016/j.epsl.2017.01.041 . hdl : 11590/315613 .
  31. ↑ Hutko, Alexander R.; Lay, Thorne; Garnero, Edward J.; Revenaugh, Justin (2006). "Detección sísmica de litosfera plegada y subducida en el límite núcleo-manto". Nature . 441 (7091): 333– 336. Bibcode : 2006Natur.441..333H . doi : 10.1038/nature04757 . PMID 16710418 . S2CID 4408681 .  
  32. ↑ Li, Mingming; McNamara, Allen K. (2013). "La dificultad de la corteza oceánica subducida para acumularse en el límite núcleo-manto de la Tierra" . Journal of Geophysical Research: Solid Earth . 118 (4): 1807– 1816. Bibcode : 2013JGRB..118.1807L . doi : 10.1002/jgrb.50156 .
  33. 1 2 Stern 2002 , pág. 1.
  34. ↑ Zheng, YF; Chen, RX; Xu, Z; Zhang, SB (2016). "El transporte de agua en zonas de subducción". Science China Earth Sciences . 59 (4): 651– 682. Bibcode : 2016ScChD..59..651Z . doi : 10.1007/s11430-015-5258-4 . S2CID 130912355 . 
  35. ↑ Schellart WP (2020) Control de la edad y el tamaño de la zona de subducción en la subducción de placa plana. Front. Earth Sci. 8:26. doi : 10.3389/feart.2020.00026
  36. ↑ Hu, J., & Gurnis, M. (2020). Duración de la subducción e inclinación de la placa. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 21, e2019GC008862. https://doi.org/ 10.1029/2019GC008862
  37. ↑ Sillitoe, Richard H. (agosto de 1974). "Segmentación tectónica de los Andes: implicaciones para el magmatismo y la metalogenia". Nature . 250 (5467): 542– 545. Bibcode : 1974Natur.250..542S . doi : 10.1038/250542a0 . S2CID 4173349 . 
  38. ↑ Jordan, Teresa E.; Isacks, Bryan L.; Allmendinger, Richard W.; Brewer, Jon A.; Ramos, Victor A.; Ando, ​​Clifford J. (1 de marzo de 1983). "Tectónica andina relacionada con la geometría de la placa de Nazca subducida". Boletín de la GSA . 94 (3): 341– 361. Bibcode : 1983GSAB...94..341J . doi : 10.1130/0016-7606(1983)94 < 341:ATRTGO > 2.0.CO ; 2 .
  39. ↑ WP Schellart; DR Stegman; RJ Farrington; J. Freeman y L. Moresi (16 de julio de 2010). "Tectónica cenozoica del oeste de Norteamérica controlada por la evolución del ancho de la placa de Farallón". Science . 329 ( 5989): 316– 319. Bibcode : 2010Sci...329..316S . doi : 10.1126/science.1190366 . PMID 20647465. S2CID 12044269 .  
  40. ↑ Bletery, Quentin; Thomas, Amanda M .; Rempel, Alan W.; Karlstrom, Leif; Sladen, Anthony; De Barros, Louis (24-11-2016). "La curvatura de la falla puede controlar dónde ocurren los grandes terremotos, Eurekalert 24-NOV-2016" . Science . 354 (6315): 1027– 1031. Bibcode : 2016Sci...354.1027B . doi : 10.1126/science.aag0482 . PMID 27885027 . 
  41. ↑ Lallemand, Serge; Heuret, Arnauld; Boutelier, David (8 de septiembre de 2005). "Sobre las relaciones entre la inclinación de la placa, el esfuerzo de trasarco, el movimiento absoluto de la placa superior y la naturaleza cortical en las zonas de subducción" (PDF) . Geochemistry, Geophysics, Geosystems . 6 (9): Q09006. Bibcode : 2005GGG.....6.9006L . doi : 10.1029/2005GC000917 .
  42. ↑ Stern, RJ (2004). "Inicio de la subducción: espontánea e inducida". Earth and Planetary Science Letters . 226 ( 3–4 ): 275–292 . Bibcode : 2004E & PSL.226..275S . doi : 10.1016/j.epsl.2004.08.007 .
  43. 1 2 Crameri, Fabio; Magni, Valentina; Domeier, Mathew; Shephard, Grace E.; Chotalia, Kiran; Cooper, George; Eakin, Caroline M.; Grima, Antoniette Greta; Gürer, Derya; Király, Ágnes; Mulyukova, Elvira (2020-07-27). " Una base de datos transdisciplinaria y dirigida por la comunidad para desentrañar el inicio de la zona de subducción" . Nature Communications . 11 (1): 3750. Bibcode : 2020NatCo..11.3750C . doi : 10.1038/s41467-020-17522-9 . ISSN 2041-1723 . PMC 7385650. PMID 32719322 .   
  44. ↑ Hall, CE; et al. (2003). "Inicio catastrófico de la subducción tras convergencia forzada a través de zonas de fractura". Earth and Planetary Science Letters . 212 ( 1– 2): 15– 30. Bibcode : 2003E & PSL.212...15H . doi : 10.1016/S0012-821X(03)00242-5 . 
  45. ↑ Gurnis, M.; et al. (2004). "Evolución del equilibrio de fuerzas durante la subducción incipiente" . Geochemistry, Geophysics, Geosystems . 5 (7) 2003GC000681: Q07001. Bibcode : 2004GGG.....5.7001G . doi : 10.1029/2003GC000681 . S2CID 18412472. Archivado del original el 10 de febrero de 2022. Recuperado el 22 de julio de 2016 .  
  46. ↑ Keenan, Timothy E.; Encarnación, John; Buchwaldt, Robert; Fernandez, Dan; Mattinson, James; Rasoazanamparany, Christine; Luetkemeyer, P. Benjamin (2016). "Conversión rápida de un centro de expansión oceánica a una zona de subducción inferida a partir de geocronología de alta precisión" . PNAS . 113 ( 47): E7359– E7366. Bibcode : 2016PNAS..113E7359K . doi : 10.1073/pnas.1609999113 . PMC 5127376. PMID 27821756 .  
  47. ↑ House, MA; Gurnis, M.; Kamp, PJJ; Sutherland, R. (septiembre de 2002). "Elevación en la región de Fiordland, Nueva Zelanda: implicaciones para la subducción incipiente" ( PDF) . Science . 297 (5589): 2038–2041 . Bibcode : 2002Sci...297.2038H . doi : 10.1126/science.1075328 . PMID 12242439. S2CID 31707224 .  
  48. ^ Mart, Y., Aharonov, E., Mulugeta, G., Ryan, WBF, Tentler, T., Goren, L. (2005). "Modelado analógico del inicio de la subducción" . Geofís. J. Int . 160 (3): 1081– 1091. Código bibliográfico : 2005GeoJI.160.1081M . doi : 10.1111/j.1365-246X.2005.02544.x .{{cite journal}}: CS1 maint: varios nombres: lista de autores ( enlace )
  49. ^ Goren, L.; E. Aharonov; G. Mulugeta; HA Koyi; Y. Mart (2008). "Deformación dúctil de márgenes pasivos: un nuevo mecanismo para el inicio de la subducción" . J. Geophys. Res . 113 (B8): B08411. Código Bib : 2008JGRB..113.8411G . doi : 10.1029/2005JB004179 . S2CID 130779676 . 
  50. ↑ Stern, RJ; Bloomer, SH (1992). "Infancia de la zona de subducción: ejemplos de los arcos Izu-Bonin-Mariana del Eoceno y California del Jurásico". Boletín de la Sociedad Geológica de América . 104 (12): 1621– 1636. Bibcode : 1992GSAB..104.1621S . doi : 10.1130/0016-7606(1992)104 < 1621:SZIEFT > 2.3.CO ; 2 .
  51. ^ Arculo, RJ; et al. (2015). "Un registro del inicio de la subducción espontánea en el arco de Izu-Bonin-Mariana" (PDF) . Geociencia de la naturaleza . 8 (9): 728– 733. Bibcode : 2015NatGe...8..728A . doi : 10.1038/ngeo2515 . hdl : 1874/330065 . S2CID 29775269 .  
  52. ↑ Yin, A. (2012). "Un modelo episódico de retroceso de la placa para el origen del levantamiento de Tharsis en Marte: Implicaciones para el inicio de la subducción de placas local y la unificación final de una red tectónica de placas global cinemáticamente vinculada en la Tierra" . Lithosphere . 4 (6): 553– 593. Bibcode : 2012Lsphe...4..553Y . doi : 10.1130/L195.1 .
  53. ↑ Stern, Robert J.; Gerya, Taras (octubre de 2018). "Inicio de la subducción en la naturaleza y en los modelos: una revisión" . Tectonophysics . 746 : 173–198 . Bibcode : 2018Tectp.746..173S . doi : 10.1016/j.tecto.2017.10.014 . S2CID 53970781 . 
  54. 1 2 Stern 2002 , págs. 6–7.
  55. ↑ Ernst, WG (junio de 1999). "Metamorfismo, preservación parcial y exhumación de cinturones de ultra alta presión". Island Arc . 8 (2): 125– 153. Bibcode : 1999IsArc...8..125E . doi : 10.1046/j.1440-1738.1999.00227.x . S2CID 128908164 . 
  56. ↑ Cooper, PA; Taylor, B. (1985). "Inversión de polaridad en el arco de las Islas Salomón" (PDF) . Nature . 314 (6010): 428– 430. Bibcode : 1985Natur.314..428C . doi : 10.1038/314428a0 . S2CID 4341305. Consultado el 4 de diciembre de 2020 . 
  57. ↑ Zheng, Y.-F., Chen, Y.-X., 2016. Zonas de subducción continentales versus oceánicas. National Science Review 3, 495–519.
  58. ↑ "Cómo funcionan los volcanes: vulcanismo en zonas de subducción" . Departamento de Ciencias Geológicas de la Universidad Estatal de San Diego. Archivado del original el 29 de diciembre de 2018. Consultado el 11 de abril de 2021 .
  59. ↑ Mibe, Kenji; et al. (2011). "Fusión de la placa versus deshidratación de la placa en zonas de subducción" . Actas de la Academia Nacional de Ciencias . 108 (20): 8177– 8182. doi : 10.1073/pnas.1010968108 . PMC 3100975. PMID 21536910 .   
  60. ↑ Zheng, Y.-F., Chen, R.-X., 2017. Metamorfismo regional en condiciones extremas: Implicaciones para la orogenia en márgenes de placas convergentes. Journal of Asian Earth Sciences 145, 46–73.
  61. ↑ Winter, John D. (2010). Principios de petrología ígnea y metamórfica . Prentice Hall. págs. 541–548 . ISBN  978-0-321-59257-6.
  62. ↑ Reynolds, Stephen (09/01/2012). Explorando la geología . McGraw-Hill. pág. 124. ISBN  978-0-07-352412-2.
  63. ↑ Bebout, Grey E. (31 de mayo de 2007). "Geodinámica química metamórfica de la subducción". Earth and Planetary Science Letters . 260 ( 3–4 ): 375. Bibcode : 2007E & PSL.260..373B . doi : 10.1016/j.epsl.2007.05.050 .
  64. ↑ Peacock, Simon M. (1 de enero de 2004). «Estructura térmica y evolución metamórfica de las placas subducidas». En Eiler, John (ed.). Dentro de la fábrica de subducción . Serie de monografías geofísicas. Vol. 138. Unión Geofísica Americana. págs. 12-15 . ISBN   978-1-118-66857-3.
  65. ↑ Stern 2002 , págs. 24–25.
  66. 1 2 Stern 2002 , págs. 1–38.
  67. ↑ "Los arcos volcánicos se forman por la fusión profunda de mezclas de rocas: un estudio cambia nuestra comprensión de los procesos dentro de las zonas de subducción" . ScienceDaily . Consultado el 21 de junio de 2017 .
  68. ↑ Fisher, Richard V.; Schmincke, H.-U. (1984). Rocas piroclásticas . Berlín: Springer-Verlag. pág. 5. ISBN  3-540-12756-9.
  69. ↑ Stern 2002 , págs. 27–31.
  70. 1 2 3 Frezzotti, ML; Selverstone, J.; Sharp, ZD; Compagnoni, R. (2011). "Disolución de carbonatos durante la subducción revelada por rocas diamantíferas de los Alpes". Nature Geoscience . 4 (10): 703– 706. Bibcode : 2011NatGe...4..703F . doi : 10.1038/ngeo1246 . ISSN 1752-0894 . 
  71. 1 2 Stern 2002 , págs. 17–18.
  72. ↑ Bletery, Quentin; Thomas, Amanda M.; Rempel, Alan W.; Karlstrom, Leif; Sladen, Anthony; Barros, Louis De (2016-11-25). "Megaterremotos rompen megacabalgamientos planos" . Science . 354 (6315): 1027– 1031. Bibcode : 2016Sci...354.1027B . doi : 10.1126/science.aag0482 . ISSN 0036-8075 . PMID 27885027 .  
  73. ↑ "Geometría de la zona de subducción: indicador de riesgo de megaterremotos" . ScienceDaily . Consultado el 21 de junio de 2017 .
  74. ↑ García-Castellanos, D.; M. Torné; M. Fernández (2000). "Efectos de tracción de losa a partir de un análisis de flexión de las trincheras de Tonga y Kermadec (Placa del Pacífico)" . Geofís. J. Int . 141 (2): 479– 485. Código bibliográfico : 2000GeoJI.141..479G . doi : 10.1046/j.1365-246x.2000.00096.x . hdl : 10261/237992 .
  75. 1 2 3 4 5 "Atlas del Inframundo | Van der Meer, DG, van Hinsbergen, DJJ y Spakman, W., 2017, Atlas del Inframundo: restos de placas en el manto, su historia de hundimiento y una nueva perspectiva sobre la viscosidad del manto inferior, Tectonophysics" . atlas-of-the-underworld.org . Consultado el 2 de diciembre de 2017 .
  76. ↑ Matthews, John A., ed. (2014). Enciclopedia del cambio ambiental . Vol. 1. Los Ángeles: SAGE Reference. 
  77. ↑ Garrett W. Tate; Nadine McQuarrie; Douwe JJ van Hinsbergen; Richard R. Bakker; Ron Harris; Haishui Jiang (2015). "Australia se hunde: Cuantificación de la subducción continental durante la acreción arco-continente en Timor-Leste" . Geosphere . 11 (6): 1860– 1883. Bibcode : 2015Geosp..11.1860T . doi : 10.1130/GES01144.1 .
  78. ↑ Baitsch-Ghirardello, Gerya, Burg, Bettina, Taras, Jean-Pierre (marzo de 2014). "Regímenes geodinámicos de subducción intraoceánica: implicaciones para los procesos de extensión y acortamiento del arco" . Gondwana Research . 25 (2): 546– 560. Bibcode : 2014GondR..25..546B . doi : 10.1016/j.gr.2012.11.003 .{{cite journal}}: CS1 maint: varios nombres: lista de autores ( enlace )
  79. ↑ Macdonald, Francis A.; Swanson-Hysell, Nicholas L.; Park, Yuem; Lisiecki, Lorraine; Jagoutz, Oliver (2019). " Las colisiones arco-continente en los trópicos establecen el estado climático de la Tierra" . Science . 364 (6436): 181– 184. Bibcode : 2019Sci...364..181M . doi : 10.1126/science.aav5300 . ISSN 0036-8075 . PMID 30872536. S2CID 78094267 .   
  80. 1 2 3 4 Xu, Cheng; Kynický, Jindřich; Song, Wenlei; Tao, Renbiao; Lü, Zeng; Li, Yunxiu; Yang, Yueheng; Miroslav, Pohanka; Galiova, Michaela V.; Zhang, Lifei; Fei, Yingwei (2018). "Subducción profunda fría registrada por remanentes de una placa carbonatada paleoproterozoica" . Nature Communications . 9 (1): 2790. Bibcode : 2018NatCo...9.2790X . doi : 10.1038/ s41467-018-05140-5 . PMC 6050299. PMID 30018373 .  
  81. ↑ Stern, Robert J. (2005). "Evidencia de ofiolitas, esquistos azules y terrenos metamórficos de ultra alta presión de que el episodio moderno de tectónica de subducción comenzó en el Neoproterozoico". Geology . 33 (7): 557– 560. Bibcode : 2005Geo....33..557S . doi : 10.1130/G21365.1 . S2CID 907243 . 
  82. 1 2 3 4 Palin, Richard M.; White, Richard W. (2016). "Emergencia de esquistos azules en la Tierra vinculada a cambios seculares en la composición de la corteza oceánica" . Nature Geoscience . 9 (1): 60. Bibcode : 2016NatGe...9...60P . doi : 10.1038/ngeo2605 . S2CID 130847333 . 
  83. ↑ Wilson, J. Tuzo (diciembre de 1968). "Una revolución en las ciencias de la Tierra". Geotimes . 13 (10). Washington DC: 10–16 .
  84. ↑ Sociedad Geológica de América (6 de julio de 2017). "La Sociedad Geológica de América premia la excelencia en geociencias de 2017" (Comunicado de prensa). ¡Eurekalert! .
  85. ↑ "subducción" . Diccionario etimológico en línea . Consultado el 31 de diciembre de 2020 .
  86. ↑ John Ogilvie; Charles Annandale (1883). "Subduce, Subduct" . Diccionario Imperial de la Lengua Inglesa . Vol. IV Scream-Zythus (Nueva edición cuidadosamente revisada y ampliada ). Londres: Blackie & Son.  
  87. ↑ "¿Qué es una placa tectónica?" . Servicio Geológico de los Estados Unidos (USGS). 1999.
  88. ↑ "Zona de subducción" . Base de datos de fuentes sismogénicas individuales (DISS) . Instituto Nacional de Geofísica y Vulcanología (INGV). Archivado del original el 23 de abril de 2021. Consultado el 4 de enero de 2021 .
  89. ↑ Schultz, C. (2015). "Las propiedades de la placa dominante afectan la subducción" . Eos . 96. doi : 10.1029/2015EO026911 .
  90. ↑ Tsang, Man-Yin; Bowden, Stephen A.; Wang, Zhibin; Mohammed, Abdalla; Tonai, Satoshi; Muirhead, David; Yang, Kiho; Yamamoto, Yuzuru; Kamiya, Nana; Okutsu, Natsumi; Hirose, Takehiro (2020-02-01). "Fluidos calientes, metamorfismo de enterramiento e historias térmicas en los sedimentos de subducción en el sitio IODP 370 C0023, Complejo de Acreción de Nankai" . Geología Marina y del Petróleo . 112 104080. Bibcode : 2020MarPG.11204080T . doi : 10.1016/j.marpetgeo.2019.104080 . hdl : 2164/13157 . ISSN 0264-8172 . 
  91. ↑ "El USGS publica un nuevo plan que puede ayudar a que las zonas de subducción sean más resilientes" . Servicio Geológico de los Estados Unidos . Consultado el 21 de junio de 2017 .
  92. ↑ Hafemeister, David W. (2007). Física de los problemas sociales: cálculos sobre seguridad nacional, medio ambiente y energía . Berlín: Springer Science & Business Media. pág. 187. ISBN  978-0-387-95560-5.
  93. 1 2 Kingsley, Marvin G.; Rogers, Kenneth H. (2007). Riesgos calculados: residuos altamente radiactivos y seguridad nacional . Aldershot, Hants, Inglaterra: Ashgate. págs. 75–76 . ISBN  978-0-7546-7133-6.
  94. ↑ "Visión general del vertido y la pérdida" . Los océanos en la era nuclear . Archivado del original el 5 de junio de 2011. Consultado el 18 de septiembre de 2010 .
  95. ↑ "Opciones de almacenamiento y eliminación. Organización Nuclear Mundial (fecha desconocida)" . Archivado del original el 19 de julio de 2011. Consultado el 8 de febrero de 2012 .

Lecturas adicionales

  • Stern, RJ (1998). "Una introducción a la subducción para instructores de cursos de geología introductoria y autores de libros de texto de geología introductoria". Journal of Geoscience Education . 46 (3): 221– 228. Bibcode : 1998JGeEd..46..221S . doi : 10.5408/1089-9995-46.3.221 .
  • Tatsumi, Y. (2005). "La fábrica de subducción: cómo opera en la Tierra" . GSA Today . 15 (7): 4– 10. doi : 10.1130/1052-5173(2005)015 [ 4:TSFHIO ] 2.0.CO ; 2 .
  • Base de datos sobre el inicio de las zonas de subducción : Los conocimientos más recientes sobre la formación de zonas de subducción.
  • Animación de una zona de subducción.
  • Desde el fondo marino hasta la cima del volcán: Vídeo sobre el trabajo del Centro de Investigación Colaborativa (SFB) 574 Volátiles y Fluidos en Zonas de Subducción en Chile, realizado por GEOMAR I Helmholtz Centre for Ocean Research Kiel.
  • Conceptos básicos de tectónica de placas 1: Creación y destrucción de la litosfera oceánica , Universidad de Texas en Dallas (aproximadamente 9 minutos de duración).
  • Atlas del Inframundo : cartografía de las placas subducidas en el manto terrestre y su interpretación geológica.
Lecturas relacionadas
6 articulos
LitosferaLitosferaUna litosfera (del griego antiguo λίθος ( líthos ) 'rocoso' y σφαίρα ( sphaíra ) 'esfera') es la capa rocosa rígida [1] más externa de un planeta t...Ciclo de aguas profundasCiclo geoquímicoEn las ciencias de la Tierra , un ciclo geoquímico es el camino que siguen los elementos químicos para poder interactuar con los depósitos de susta...El manto de la TierraEl manto de la TierraEl manto de la Tierra es una capa de roca de silicato entre la corteza y el núcleo externo . Tiene una masa de 4,01 × 10 24 kg (8,84 × 10 24 lb) y ...Límite convergenteLímite convergenteUn límite convergente (también conocido como límite destructivo ) es un área en la Tierra donde dos o más placas litosféricas chocan. Una placa eve...Tectónica de placasTectónica de placasLa tectónica de placas (del latín tectonicus , del griego antiguo τεκτονικός ( tektonikós ) 'relativo a la construcción') [1] es la teoría científi...LitosferaLitosferaUna litosfera (del griego antiguo λίθος ( líthos ) 'rocoso' y σφαίρα ( sphaíra ) 'esfera') es la capa rocosa rígida [1] más externa de un planeta t...