Más

4.5: Límites de placas convergentes - Geociencias

4.5: Límites de placas convergentes - Geociencias


Límites de placas convergentes

Placas convergentes moverse juntos y chocar para que tenga compresional efectivo. Están asociados con márgenes activos- lugares donde se está produciendo la formación de montañas, lo que resulta en numerosos terremotos y volcanes de andesita (explosivos).

A Zona de subduccion es un límite de placa a lo largo del cual una placa de la capa exterior de la Tierra desciende (se subduce) en un ángulo debajo de otra (Figura 4.14). Una zona de subducción suele estar marcada por una profunda zanja en el fondo del mar. Un ejemplo es la zona de subducción de Cascadia en la costa de Washington, Oregón y el norte de California (consulte la Figura 4.19 a continuación). La mayoría tsunamis son generados por terremotos relacionados con la zona de subducción.

La figura 4.14 ilustra cómo los datos del terremoto revelan la geometría de un Zona de subduccion. Este diagrama muestra la ubicación y la intensidad de los terremotos durante un período de tiempo en las cercanías de las islas Tonga en el Océano Pacífico Sur. Un océano profundo zanja corre a lo largo del lado sureste de la cadena de islas. Los datos del terremoto muestran que un sistema de fallas importante desciende en ángulo, se extiende hacia el este debajo de la isla de Tonga y se extiende a lo largo de cientos de kilómetros en un ángulo pronunciado en lo profundo del manto superior (astenosfera) donde se presume que los terremotos cesan porque las rocas están demasiado calientes y bajo una presión intensa que les resulta más fácil plegarse y fluir plásticamente que fracturarse como una roca quebradiza. Los datos del terremoto sugieren que el borde oriental de la placa australiana está siendo superado por el borde occidental de la placa del Pacífico, y que las rocas de la placa australiana están descendiendo hacia el manto superior.


Figura 4.14. Los datos del terremoto revelan la geometría de una zona de subducción en la región de Tonga.

Tres tipos de límites de placas convergentes: OC / CC, OC / OC y CC / CC

Se reconocen tres tipos de límites de placas convergentes:.
a) Subducción de la corteza oceánica (OC) debajo de la corteza continental (CC)
b) Subducción de la corteza oceánica (OC) debajo de la corteza oceánica (OC)
c) Colisiones continentales: corteza continental (CC) chocando con corteza continental (CC).

A) Subducción de la corteza oceánica (OC) debajo de la corteza continental (CC).

• El OC más denso y delgado es empujado o subducido debajo de CC menos denso y más flotante.
• Se formó una cadena de volcanes, llamada arco volcánico continental.
• La subducción produce terremotos de foco tanto profundos como superficiales (con potencial de tsunami); la más grande de la historia - magnitud 9,5 en la Fosa Perú / Chile en 1960.
• Volcanes del andesita tipo (explosivo). Los ejemplos incluyen los Andes y la Cordillera de las Cascadas, etc.
• Profundo trincheras se forman alrededor de los márgenes de los continentes. Las trincheras están especialmente bien desarrolladas en regiones alejadas de los centros de expansión (donde la corteza oceánica es vieja, fría y más densa y, por lo tanto, se hunde más rápidamente).
• La subducción reduce la cantidad de (y destruye) OC.
• Las tasas de subducción son de hasta 15 cm / año en los márgenes activos de la Cuenca del Pacífico.

Ejemplos:
• Andes en América del Sur (Figura 4-15)
• Cascadas en Estados Unidos (incluye volcanes como el monte St. Helens, el monte Rainier, el monte Shasta, el lago del cráter y muchos otros)

B) Subducción de la corteza oceánica (OC) debajo de la corteza oceánica (OC).

• Muchas características similares a las anteriores [OC / CC].
• El OC más denso, más antiguo y más frío es empujado o subducido debajo de un OC menos denso, más cálido y más joven.
• Forma arcos volcánicos insulares.
• Terremotos de foco profundo y superficial (potencial de tsunami)
• Volcanes no tan explosivos como arriba con OC / CC, ya que no hay mezcla de rocas CC (llamadas granitos). Las rocas volcánicas son en su mayoría de composición basáltica.
• La subducción reduce la cantidad de (destruye) OC.

Ejemplos:
Japón, Islas Tonga, y Islas Aleutianas (Alaska) (Figuras 4-16 y 4-17)

C) Colisiones continentales: corteza continental (CC) chocando con corteza continental (CC)

Cuando los continentes chocan con otras masas continentales:
• Ninguno de los CC está subducido,
• Ambos son muy flotantes y quieren "flotar" o viajar alto.
• Aquí es donde se forman las cadenas montañosas muy grandes.
• La construcción de montañas ocurre con muchos terremotos; también se produce una erosión masiva.

Ejemplos de
Himalaya (India) comenzando hace 45 millones de años) (Figura 4.18)
Montañas de los Alpes están siendo empujados hacia arriba por las colisiones entre África (y la península italiana) con Europa.
Montañas Apalaches en el este de los Estados Unidos (formado cuando América del Norte chocó con África hace unos 350-400 millones de años (antes de que el Océano Atlántico se abriera más tarde).


Figura 4.18. La migración de "India" lejos de la antigua Pangea ha llevado a la colisión de masas de tierra continentales, lo que resultó en el ascenso de las montañas del Himalaya. En esta región, la corteza continental a ambos lados del límite de la placa es demasiado ligera para hundirse en el manto.


4.6 Límites de placas convergentes

Los límites convergentes, donde dos placas se mueven una hacia la otra, son de tres tipos, según el tipo de corteza presente a cada lado del límite: oceánica o continental. Los tipos son océano-océano, océano-continente y continente-continente.

En un límite convergente océano-océano, una de las placas (corteza oceánica y manto litosférico) es empujada o subducida. , debajo del otro (Figura 4.6.1). A menudo, es la placa más vieja y fría la que es más densa y se subduce debajo de la placa más joven y cálida. Por lo general, hay una trinchera oceánica a lo largo del límite a medida que la corteza se dobla hacia abajo. La litosfera subducida desciende hacia el manto caliente en un ángulo relativamente poco profundo cerca de la zona de subducción, pero en ángulos más pronunciados hacia abajo (hasta aproximadamente 45 °). El volumen significativo de agua dentro del material en subducción se libera a medida que se calienta la corteza en subducción. Se mezcla con el manto que lo recubre, y la adición de agua al manto caliente reduce el punto de fusión de la corteza y conduce a la formación de magma (fusión del flujo). El magma, que es más liviano que el material del manto circundante, se eleva a través del manto y la corteza oceánica suprayacente hasta el fondo del océano, donde crea una cadena de islas volcánicas conocidas como arco de la isla . Un arco de islas maduras se convierte en una cadena de islas relativamente grandes (como Japón o Indonesia) a medida que se extruye más y más material volcánico y se acumulan rocas sedimentarias alrededor de las islas. Los terremotos ocurren relativamente profundos debajo del lecho marino, donde la corteza subductora se mueve contra la corteza predominante.

Figura 4.6.1 Una trinchera e isla volcánica formada a partir de una zona convergente océano-océano (Steven Earle, & # 8220Physical Geology & # 8221).

Ejemplos de zonas convergentes océano-océano son la subducción de la Placa del Pacífico al sur de Alaska (creando las Islas Aleutianas) y debajo de la Placa de Filipinas, donde crea la Fosa de las Marianas, la parte más profunda del océano.

En un límite convergente océano-continente, la placa oceánica más densa se empuja debajo de la placa continental menos densa de la misma manera que en un límite océano-océano. El sedimento que se ha acumulado en el lecho marino es empujado hacia arriba en una cuña de acreción y la compresión conduce al empuje dentro de la placa continental (Figura 4.6.2). El magma producido adyacente a la zona de subducción se eleva hasta la base de la corteza continental y conduce al derretimiento parcial de la roca de la corteza. El magma resultante asciende a través de la corteza, produciendo una cadena montañosa con muchos volcanes. Al igual que con un límite océano-océano, la corteza en subducción puede producir una profunda zanja que corre paralela a la costa.

Figura 4.6.2 Una trinchera y montañas volcánicas se formaron a partir de una zona convergente océano-continente (Steven Earle, "Physical Geology").

Ejemplos de límites convergentes océano-continente son la subducción de la Placa de Nazca debajo de América del Sur (que ha creado la Cordillera de los Andes y la Fosa del Perú) y la subducción de la Placa de Juan de Fuca debajo de América del Norte (creando la Cordillera de las Cascadas).

Una colisión continente-continente ocurre cuando un continente o una isla grande que se ha movido junto con la corteza oceánica en subducción choca con otro continente (Figura 4.6.3). El material continental en colisión no será subducido porque es demasiado liviano (es decir, porque está compuesto en gran parte por rocas continentales ligeras), pero la raíz de la placa oceánica eventualmente se romperá y se hundirá en el manto. Hay una tremenda deformación de las rocas continentales preexistentes, forzando el material hacia arriba y creando montañas.

Figura 4.6.3 Montañas formadas a partir de una zona convergente continente-continente (Steven Earle, & # 8220Physical Geology & # 8221).

Ejemplos de fronteras convergentes continente-continente son la colisión de la placa de la India con la placa euroasiática, creando las montañas del Himalaya, y la colisión de la placa africana con la placa euroasiática, creando la serie de rangos que se extienden desde los Alpes en Europa hasta Zagros. Montañas en Irán.

* & # 8221Physical Geology & # 8221 por Steven Earle usado bajo una licencia internacional CC-BY 4.0. Descargue este libro gratis en http://open.bccampus.ca

un límite de placa en el que las dos placas se mueven una hacia la otra (4.6)

la corteza terrestre subyacente a los océanos (a diferencia de la corteza continental) (3.2)

la corteza terrestre subyacente a los continentes (a diferencia de la corteza oceánica) (3.2)

cuando parte de una placa es forzada debajo de otra placa a lo largo de una zona de subducción (4.3)

la parte exterior rígida de la Tierra, incluida la corteza y el manto hasta una profundidad de unos 100 km (3,2)

largas cadenas de islas volcánicas que se encuentran a lo largo de los límites de las placas tectónicas convergentes (4.6)


4.7 Transformar los límites de las placas

Los límites de transformación existen donde una placa se desliza sobre otra sin producción o destrucción de material de la corteza. Como se explicó en la sección 4.5, la mayoría de las fallas transformadoras conectan segmentos de dorsales oceánicas y, por lo tanto, son límites de placas océano-océano. Algunas fallas transformadoras conectan partes continentales de placas. Un ejemplo es la falla de San Andrés, que conecta el extremo sur de la cresta Juan de Fuca con el extremo norte de la cresta del Pacífico oriental (cresta) en el golfo de California (Figura 4.7.1). La parte de California al oeste de la falla de San Andrés y toda Baja California están en la placa del Pacífico. Las fallas de transformación no solo conectan límites divergentes. Por ejemplo, la falla de la reina Charlotte conecta el extremo norte de la cordillera Juan de Fuca, comenzando en el extremo norte de la isla de Vancouver, con la zona de subducción de las Aleutianas.

Figura 4.7.1 Transformar fallas a lo largo de la costa oeste de EE. UU. (Steven Earle, & # 8220Physical Geology & # 8221).

Como veremos en la siguiente sección, los terremotos son comunes a lo largo de las fallas transformantes, ya que las dos placas se deslizan una sobre la otra.

* & # 8221Physical Geology & # 8221 por Steven Earle usado bajo una licencia internacional CC-BY 4.0. Descargue este libro gratis en http://open.bccampus.ca

un tipo de falla en la que dos trozos de corteza se deslizan uno al lado del otro (4.5)

un límite de placa en el que las dos placas se alejan una de la otra (4.5)

la región inclinada a lo largo de la cual una placa tectónica desciende al manto debajo de otra placa (4.6)


¿Qué límites de placas producen terremotos?

Haga clic para ver la respuesta completa. Precisamente, ¿qué límites de placas causan terremotos?

Movimiento en zonas estrechas a lo largo Causas de los límites de las placas la mayoría temblores. La mayor parte de la actividad sísmica ocurre en tres tipos de límites de las placas& mdashdivergente, convergente y transformante. Como el platos pasan unos de otros, a veces quedan atrapados y aumenta la presión.

Del mismo modo, ¿cómo crean terremotos los límites divergentes? Temblores a divergente lámina límites ocurrir como nueva corteza es creado y otra corteza se separa. Esto hace que la corteza se agriete y formulario fallas donde temblores ocurrir. La mayoría temblores a divergente lámina límites ocurren en las dorsales oceánicas donde dos trozos de corteza oceánica se alejan uno del otro.

En consecuencia, ¿ocurren los terremotos en los límites de las placas divergentes?

Límites divergentes son aquellos en los que la corteza platos alejarse unos de otros, como en las crestas medioceánicas. Divergente fallas y valles de rift dentro de una masa continental también albergan focos superficiales temblores. Enfoque superficial ocurren terremotos a lo largo de transformar límites donde dos platos se mueven uno al lado del otro.

¿Por qué las placas convergentes causan terremotos?

Temblores a convergente los límites de las placas marcan los movimientos de la litosfera en subducción a medida que atraviesa el manto (Figura siguiente). Finalmente, la placa se calienta lo suficiente, se deforma plásticamente y temblores detener. Convergente límites de las placas producir terremotos alrededor de la cuenca del Océano Pacífico.


4.8 Terremotos y tectónica de placas

Un terremoto es la sacudida causada por la ruptura (rompimiento) y el posterior desplazamiento de rocas (un cuerpo de roca en movimiento con respecto a otro) debajo de la superficie de la Tierra.

Un cuerpo de roca sometido a tensión se deforma. Cuando la roca ya no puede soportar la deformación, se rompe y los dos lados se deslizan uno al lado del otro. Debido a que la mayoría de las rocas son fuertes (a diferencia de la arena suelta, por ejemplo), pueden soportar una deformación significativa sin romperse. Pero cada roca tiene un límite de deformación y se romperá (romperá) una vez que se alcance ese límite. En ese punto, en el caso de rocas dentro de la corteza, la roca se rompe y se produce un desplazamiento a lo largo de la superficie de ruptura. La magnitud del terremoto depende de la extensión del área que se rompe (el área de la superficie de ruptura) y la cantidad promedio de desplazamiento (deslizamiento).

La mayoría de los terremotos tienen lugar cerca de los límites de las placas, pero no necesariamente en un límite, y no necesariamente incluso en una falla preexistente. La distribución de los terremotos en todo el mundo se muestra en la Figura 4.8.1. Es relativamente fácil ver las relaciones entre los terremotos y los límites de las placas. A lo largo de límites divergentes como la cordillera del Atlántico medio y la elevación del Pacífico oriental, los terremotos son comunes, pero restringidos a una zona estrecha cerca de la cordillera, y consistentemente a menos de 30 km de profundidad. Los terremotos poco profundos también son comunes a lo largo de las fallas transformadoras, como la falla de San Andrés. A lo largo de las zonas de subducción, los terremotos son muy abundantes y son cada vez más profundos en el lado terrestre de la zona de subducción.

Figura 4.8.1 Distribución global de terremotos. Los puntos rojos indican terremotos poco profundos (& lt33 km de profundidad), el verde y el azul indican terremotos profundos (Steven Earle, & # 8220Physical Geology & # 8221).

Los terremotos también son relativamente comunes en algunas ubicaciones dentro de la placa. Algunos están relacionados con la acumulación de estrés debido al rifting continental o la transferencia de estrés desde otras regiones, y algunos no se comprenden bien. Ejemplos de regiones de terremotos intraplaca incluyen el área del Gran Valle del Rift en África, la región del Tíbet en China y el área del lago Baikal en Rusia.

Terremotos en fronteras divergentes y transformadoras

La Figura 4.8.2 proporciona una mirada más cercana a los terremotos de magnitud (M) 4 y mayores en un área de límites divergentes en la región del Atlántico medio cerca del ecuador. Aquí, como vimos en la sección 4.5, los segmentos de la cordillera del Atlántico medio están compensados ​​por algunas fallas transformadoras largas. La mayoría de los terremotos se ubican a lo largo de las fallas transformantes, en lugar de a lo largo de los segmentos en expansión, aunque hay grupos de terremotos en algunos de los límites de las transformadas de crestas. Algunos terremotos ocurren en crestas extendidas, pero tienden a ser pequeños e infrecuentes debido a las temperaturas relativamente altas de las rocas en las áreas donde se está produciendo la propagación. Los terremotos a lo largo de fronteras divergentes y transformadas tienden a ser superficiales, ya que la corteza no es muy gruesa.

Figura 4.8.2 Actividad sísmica a lo largo de la cordillera del Atlántico medio (Steven Earle, & # 8220Physical Geology & # 8221).

Terremotos en límites convergentes

La distribución y profundidad de los terremotos en el Pacífico Norte se muestran en la Figura 4.8.3. En esta región, la Placa del Pacífico se subduce debajo de la Placa de América del Norte, creando la Fosa de las Aleutianas y las Islas Aleutianas. Los terremotos poco profundos son comunes a lo largo de la zanja, pero también hay una actividad sísmica significativa que se extiende a lo largo de varios cientos de kilómetros, ya que la placa subductora continúa interactuando en profundidad con la placa superior. Los terremotos se hacen más profundos con la distancia desde la zanja. Observe en el panel izquierdo de la Figura 4.8.3 que a medida que se mueve a lo largo del transecto del punto a al punto b, hay una tendencia a aumentar la profundidad del terremoto. Esto revela que es la Placa del Pacífico la que se mueve hacia el norte y está siendo subducida.

Figura 4.8.3 Actividad sísmica a lo largo de un límite convergente en las Islas Aleutianas. Los puntos rojos indican terremotos poco profundos, el verde y el azul indican terremotos más profundos (Steven Earle, & # 8220Physical Geology & # 8221).

La distribución de los terremotos en el área del límite de la placa India-Eurasia se muestra en la Figura 4.8.4. Este es un límite convergente continente-continente, y generalmente se asume que aunque la placa de la India continúa moviéndose hacia el norte hacia la placa de Asia, no se está produciendo una subducción real. Hay fallas de transformación a ambos lados de la Placa de la India en esta área.

Figura 4.8.4 La distribución de los terremotos en el área del límite de la placa India-Eurasia (Steven Earle, & # 8220Physical Geology & # 8221).

Toda la región del norte de la India y el sur de Asia es muy sísmicamente activa. Los terremotos son comunes en el norte de India, Nepal, Bután, Bangladesh y partes adyacentes de China, y en todo Pakistán y Afganistán. Muchos de los terremotos están relacionados con las fallas transformantes a ambos lados de la Placa de la India, y la mayoría de los demás están relacionados con la compresión tectónica significativa causada por la convergencia continua de las placas de la India y Asia. Esa compresión ha provocado que la placa de Asia se empuje por encima de la placa de la India, construyendo el Himalaya y la meseta del Tíbet a alturas enormes.

* & # 8221Physical Geology & # 8221 por Steven Earle usado bajo una licencia internacional CC-BY 4.0. Descargue este libro gratis en http://open.bccampus.ca

la capa superior de la Tierra, con un grosor de unos 5 km (en los océanos) a más de 50 km (en los continentes) (3.2)

un límite de placa en el que las dos placas se alejan una de la otra (4.5)

un tipo de falla en la que dos trozos de corteza se deslizan uno al lado del otro (4.5)

la región inclinada a lo largo de la cual una placa tectónica desciende al manto debajo de otra placa (4.6)


Contenido

Las zonas de subducción son áreas donde una placa litosférica se desliza debajo de otra en un límite convergente debido a las diferencias de densidad litosférica. Estas placas se sumergen en un promedio de 45 ° pero pueden variar. Las zonas de subducción a menudo están marcadas por una gran cantidad de terremotos, el resultado de la deformación interna de la placa, la convergencia con la placa opuesta y la flexión en la fosa oceánica. Se han detectado terremotos a una profundidad de 670 km (416 millas). Las placas subductoras relativamente frías y densas se introducen en el manto y ayudan a impulsar la convección del manto. [6]

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

Cuando la litosfera oceánica y la litosfera continental chocan, la litosfera oceánica densa se subduce debajo de la litosfera continental menos densa. Se forma una cuña de acreción en la corteza continental a medida que los sedimentos de aguas profundas y la corteza oceánica se raspan de la placa oceánica. Los arcos volcánicos se forman en la litosfera continental como resultado del derretimiento parcial debido a la deshidratación de los minerales hidratados de la losa en subducción.

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

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

Donde estos magmas llegan a la superficie crean arcos volcánicos. Los arcos volcánicos pueden formarse como cadenas de arcos de islas o como arcos en la corteza continental. Tres series de magma de rocas volcánicas se encuentran asociadas con arcos. La serie de magmas toleíticos químicamente reducidos es más característica de los arcos volcánicos oceánicos, aunque esto también se encuentra en los arcos volcánicos continentales por encima de la subducción rápida (& gt7 cm / año). Esta serie es relativamente baja en potasio. La serie calco-alcalina más oxidada, moderadamente enriquecida en potasio y elementos incompatibles, es característica de los arcos volcánicos continentales. La serie de magma alcalino (altamente enriquecida en potasio) a veces está presente en el interior continental más profundo. La serie shoshonita, que es extremadamente alta en potasio, es rara, pero a veces se encuentra en arcos volcánicos. [5] El miembro de andesita de cada serie es típicamente más abundante, [11] y la transición del vulcanismo basáltico de la cuenca del Pacífico profundo al vulcanismo andesítico en los arcos volcánicos circundantes se ha llamado línea de andesita. [12] [13]

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

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

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

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

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

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

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


4.5 Límites de placas divergentes

Los límites divergentes son límites que se extienden, donde se crea una nueva corteza oceánica para llenar el espacio a medida que las placas se separan. La mayoría de los límites divergentes se encuentran a lo largo de las dorsales oceánicas oceánicas (aunque algunas están en tierra). El cresta en medio del océano El sistema es una cadena montañosa submarina gigante, y es la característica geológica más grande de la Tierra con 65.000 km de largo y unos 1000 km de ancho, cubre el 23% de la superficie de la Tierra (Figura 4.5.1). Debido a que la nueva corteza formada en el límite de la placa es más cálida que la corteza circundante, tiene una densidad más baja, por lo que se asienta más arriba en el manto, creando la cadena montañosa. Corriendo por el medio de la cordillera en medio del océano hay un valle del rift 25-50 km de ancho y 1 km de profundidad. Aunque las crestas oceánicas parecen ser características curvas en la superficie de la Tierra, de hecho las crestas están compuestas por una serie de segmentos en línea recta, desplazados a intervalos por fallas perpendiculares a la cresta, llamadas transformar fallas . Estas fallas transformadoras hacen que el sistema de cordilleras oceánicas parezca una cremallera gigante en el fondo marino (Figura 4.5.2). Como veremos en la sección 4.7, los movimientos a lo largo de las fallas de transformación entre dos segmentos de cresta adyacentes son responsables de muchos terremotos.

Figura 4.5.1 Topografía del suelo oceánico. El sistema de cordilleras oceánicas se puede ver como la cadena de montañas de color azul claro que se extiende a lo largo de los océanos (http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/image/mggd.gif). Figura 4.5.2 Primer plano del sistema de cordilleras del Atlántico medio, que muestra fallas transformantes perpendiculares al eje de la cordillera. Las flechas indican la dirección del movimiento de la placa a cada lado de la falla (USGS, dominio público, a través de Wikimedia Commons).

El material de la corteza creado en un límite de expansión es siempre de carácter oceánico, en otras palabras, es roca ígnea (p. Ej., Basalto o gabro, rico en minerales ferromagnesianos), que se forma a partir del magma derivado del derretimiento parcial del manto causado por la descompresión como manto caliente. la roca desde la profundidad se mueve hacia la superficie (Figura 4.5.3). La zona triangular de derretimiento parcial cerca de la cresta de la cresta tiene aproximadamente 60 km de espesor y la proporción de magma es aproximadamente el 10% del volumen de la roca, lo que produce una corteza de aproximadamente 6 km de espesor. Este magma rezuma hacia el fondo marino para formar almohadillas basálticas, brechas (roca basáltica fragmentada) y flujos, intercalados en algunos casos con piedra caliza o pedernal. Con el tiempo, la roca ígnea de la corteza oceánica se cubre con capas de sedimento, que eventualmente se convierten en roca sedimentaria.

Figura 4.5.3 Mecanismo para límites de placas divergentes. La región en el rectángulo delineado representa la dorsal oceánica (Steven Earle, & # 8220Physical Geology & # 8221).

Se plantea la hipótesis de que la propagación comienza dentro de un área continental con deformación hacia arriba o cúpula de la corteza relacionada con una pluma del manto subyacente o una serie de plumas del manto. La flotabilidad del material de la pluma del manto crea una cúpula dentro de la corteza, lo que hace que se fracture. Cuando existe una serie de plumas del manto debajo de un gran continente, las fisuras resultantes pueden alinearse y dar lugar a la formación de un valle del Rift (como el actual Gran Valle del Rift en el este de África). Se sugiere que este tipo de valle eventualmente se convierte en un mar lineal (como el actual Mar Rojo) y finalmente en un océano (como el Atlántico). Es probable que hasta 20 plumas del manto, muchas de las cuales todavía existen, fueron responsables del inicio de la grieta de Pangea a lo largo de lo que ahora es la cordillera del Atlántico medio.

Existen múltiples líneas de evidencia que demuestran que se está formando una nueva corteza oceánica en estos centros de expansión del lecho marino:

1. Edad de la corteza:

La comparación de las edades de la corteza oceánica cerca de una dorsal oceánica muestra que la corteza es más joven justo en el centro de expansión y envejece progresivamente a medida que se aleja del límite divergente en cualquier dirección, envejeciendo aproximadamente 1 millón de años por cada 20 años. 40 km de la cresta. Además, el patrón de edad de la corteza es bastante simétrico a ambos lados de la cresta (Figura 4.5.4).

La corteza oceánica más antigua tiene alrededor de 280 Ma en el Mediterráneo oriental, y las partes más antiguas del océano abierto tienen alrededor de 180 Ma a cada lado del Atlántico norte. Puede resultar sorprendente, considerando que partes de la corteza continental tienen cerca de 4.000 Ma de antigüedad, que el fondo marino más antiguo tenga menos de 300 Ma. Por supuesto, la razón de esto es que todo el fondo marino más antiguo ha sido subducido (ver sección 4.6) o empujado hacia arriba para convertirse en parte de la corteza continental. Como era de esperar, la corteza oceánica es muy joven cerca de las crestas en expansión (Figura 4.5.4), y existen diferencias obvias en la tasa de expansión del fondo marino a lo largo de diferentes crestas. Las cordilleras del Pacífico y el sureste de los océanos Índico tienen amplias franjas de edad, lo que indica una expansión rápida (que se acerca a los 10 cm / año en cada lado en algunas áreas), mientras que las del Atlántico y el oeste de los océanos Índico se están extendiendo mucho más lentamente (menos de 2 cm. / año a cada lado en algunas zonas).

Figura 4.5.4 Edad de la corteza oceánica (http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/ocean_age/data/2008/image/age_oceanic_lith.jpg).

2. Espesor de sedimentos:

Con el desarrollo del sondeo de reflexión sísmica (similar al sondeo de eco descrito en la sección 1.4) se hizo posible ver a través de sedimentos del lecho marino y mapear la topografía del lecho rocoso y el espesor de la corteza. Por lo tanto, se pudo mapear el espesor de los sedimentos, y pronto se descubrió que, aunque los sedimentos tenían varios miles de metros de espesor cerca de los continentes, eran relativamente delgados, o incluso inexistentes, en las áreas de las dorsales oceánicas (Figura 4.5.5) . Esto tiene sentido cuando se combina con los datos sobre la edad de la corteza oceánica, cuanto más lejos del centro de expansión, cuanto más antigua es la corteza, más tiempo ha tenido que acumular sedimentos y más gruesa es la capa de sedimentos. Additionally, the bottom layers of sediment are older the farther you get from the ridge, indicating that they were deposited on the crust long ago when the crust was first formed at the ridge.

Figure 4.5.5 Seafloor sediment thickness (Modified from https://www.ngdc.noaa.gov/mgg/sedthick/).

3. Heat flow:

Measurements of rates of heat flow through the ocean floor revealed that the rates are higher than average (about 8x higher) along the ridges, and lower than average in the trench areas (about 1/20th of the average). The areas of high heat flow are correlated with upward convection of hot mantle material as new crust is formed, and the areas of low heat flow are correlated with downward convection at subduction zones .

4. Magnetic reversals:

In section 4.2 we saw that rocks could retain magnetic information that they acquired when they were formed. However, Earth’s magnetic field is not stable over geological time. For reasons that are not completely understood, the magnetic field decays periodically and then becomes re-established. When it does re-establish, it may be oriented the way it was before the decay, or it may be oriented with the reversed polarity. During periods of reversed polarity, a compass would point south instead of north. Over the past 250 Ma, there have a few hundred magnetic field reversals, and their timing has been anything but regular. The shortest ones that geologists have been able to define lasted only a few thousand years, and the longest one was more than 30 million years, during the Cretaceous (Figure 4.5.6). The present “normal” event has persisted for about 780,000 years.

Figure 4.5.6 Magnetic field reversal chronology for the past 170 Ma (Steven Earle after: http://upload.wikimedia.org/wikipedia/en/c/c0/Geomagnetic_polarity_0-169_Ma.svg). Figure 4.5.7 Pattern of magnetic anomalies in oceanic crust in the Pacific northwest (Steven Earle, “Physical Geology”).

Beginning in the 1950s, scientists started using magnetometer readings when studying ocean floor topography. The first comprehensive magnetic data set was compiled in 1958 for an area off the coast of British Columbia and Washington State. This survey revealed a mysterious pattern of alternating stripes of low and high magnetic intensity in sea-floor rocks (Figure 4.5.7). Subsequent studies elsewhere in the ocean also observed these magnetic anomalies, and most importantly, the fact that the magnetic patterns are symmetrical with respect to ocean ridges. In the 1960s, in what would become known as the Vine-Matthews-Morley (VMM) hypothesis, it was proposed that the patterns associated with ridges were related to the magnetic reversals, and that oceanic crust created from cooling basalt during a normal event would have polarity aligned with the present magnetic field, and thus would produce a positive anomaly (a black stripe on the sea-floor magnetic map), whereas oceanic crust created during a reversed event would have polarity opposite to the present field and thus would produce a negative magnetic anomaly (a white stripe). The widths of the anomalies varied according to the spreading rates characteristic of the different ridges. This process is illustrated in Figure 4.5.8. New crust is formed (panel a) and takes on the existing normal magnetic polarity. Over time, as the plates continue to diverge, the magnetic polarity reverses, and new crust formed at the ridge now takes on the reversed polarity (white stripes in Figure 4.5.8). In panel b, the poles have reverted to normal, so once again the new crust shows normal polarity before moving away from the ridge. Eventually, this creates a series of parallel, alternating bands of reversals, symmetrical around the spreading center (panel c).

Figure 4.5.8 Formation of alternating patterns of magnetic polarity along a mid-ocean ridge (Steven Earle, “Physical Geology”).

a plate boundary at which the two plates are moving away from each other (4.5)


25 4.1 Plate Tectonics and Volcanism

The relationships between plate tectonics and volcanism are shown on Figure 4.3. As summarized in Chapter 3, magma is formed at three main plate-tectonic settings: divergent boundaries (decompression melting), convergent boundaries (flux melting), and mantle plumes (decompression melting).

Figure 4.3 The plate-tectonic settings of common types of volcanism. Composite volcanoes form at subduction zones, either on ocean-ocean convergent boundaries (left) or ocean-continent convergent boundaries (right). Both shield volcanoes and cinder cones form in areas of continental rifting. Shield volcanoes form above mantle plumes, but can also form at other tectonic settings. Sea-floor volcanism can take place at divergent boundaries, mantle plumes and ocean-ocean-convergent boundaries. [SE, after USGS (http://pubs.usgs.gov/gip/dynamic/Vigil.html)]

The mantle and crustal processes that take place in areas of volcanism are illustrated in Figure 4.4. At a spreading ridge, hot mantle rock moves slowly upward by convection (cm/year), and within about 60 km of the surface, partial melting starts because of decompression. Over the triangular area shown in Figure 4.4a, about 10% of the ultramafic mantle rock melts, producing mafic magma that moves upward toward the axis of spreading (where the two plates are moving away from each other). The magma fills vertical fractures produced by the spreading and spills out onto the sea floor to form basaltic pillows (more on that later) and lava flows. There is spreading-ridge volcanism taking place about 200 km offshore from the west coast of Vancouver Island.

Ejercicios

Exercise 4.1 How Thick Is the Oceanic Crust?

Figure 4.4a shows a triangular zone about 60 km thick within this zone, approximately 10% of the mantle rock melts to form oceanic crust. Based on this information, approximately how thick do you think the resulting oceanic crust should be?

/> Figure 4.4 The processes that lead to volcanism in the three main volcanic settings on Earth: (a) volcanism related to plate divergence, (b) volcanism at an ocean-continent boundary*, and (c) volcanism related to a mantle plume. [SE, after USGS (http://pubs.usgs.gov/gip/dynamic/Vigil.html)]
*Similar processes take place at an ocean-ocean convergent boundary.

At an ocean-continent or ocean-ocean [1] convergent boundary, oceanic crust is pushed far down into the mantle (Figure 4.4b). It is heated up, and while there isn’t enough heat to melt the subducting crust, there is enough to force the water out of some of its minerals. This water rises into the overlying mantle where it contributes to flux melting of the mantle rock. The mafic magma produced rises through the mantle to the base of the crust. There it contributes to partial melting of crustal rock, and thus it assimilates much more felsic material. That magma, now intermediate in composition, continues to rise and assimilate crustal material in the upper part of the crust, it accumulates into plutons. From time to time, the magma from the plutons rises toward surface, leading to volcanic eruptions. monte Garibaldi (Figures 4.1 and 4.2) is an example of subduction-related volcanism.

A mantle plume is an ascending column of hot rock (not magma) that originates deep in the mantle, possibly just above the core-mantle boundary. Mantle plumes are thought to rise at approximately 10 times the rate of mantle convection. The ascending column may be on the order of kilometres to tens of kilometres across, but near the surface it spreads out to create a mushroom-style head that is several tens to over 100 kilometres across. Near the base of the lithosphere (the rigid part of the mantle), the mantle plume (and possibly some of the surrounding mantle material) partially melts to form mafic magma that rises to feed volcanoes. Since most mantle plumes are beneath the oceans, the early stages of volcanism typically take place on the sea floor. Over time, islands may form like those in Hawaii.

Volcanism in northwestern B.C. (Figures 4.5 and 4.6) is related to continental rifting. This area is not at a divergent or convergent boundary, and there is no evidence of an underlying mantle plume. The crust of northwestern B.C. is being stressed by the northward movement of the Pacific Plate against the North America Plate, and the resulting crustal fracturing provides a conduit for the flow of magma from the mantle. This may be an early stage of continental rifting, such as that found in eastern Africa.

Figure 4.5 Volcanoes and volcanic fields in the Northern Cordillera Volcanic Province, B.C. (base map from Wikipedia (http://commons.wikimedia.org/wiki/File:South-West_Canada.jpg). Volcanic locations from Edwards, B. & Russell, J. (2000). Distribution, nature, and origin of Neogene-Quaternary magmatism in the northern Cordilleran volcanic province, Canada. Geological Society of America Bulletin. pp. 1280-1293[SE]Cordillera Volcanic Province, B.C. Figure 4.6 Volcanic rock at the Tseax River area, northwestern B.C. [SE]


Convergent Plate Boundary Development

Subduction

Where tectonic plates converge, the one with thin oceanic crust subducts beneath the one capped by thick continental crust. A subduction zone consists of material scraped off the ocean floor near the coast (accretionary wedge) and a chain of volcanoes farther inland (volcanic arc).

Terrane Accretion

Oceanic islands and continental fragments approaching the subduction zone are too thick and buoyant to subduct. Instead, they attach to the edge of the continent as accreted terranes.

Continental Collision

Continents collide where subduction completely closes an ocean. The buoyant continental crust lifts up a broad region known as a collisional mountain range.

Images above modified from “Parks and Plates: The Geology of our National Parks, Monuments and Seashores,” by Robert J. Lillie, New York, W. W. Norton and Company, 298 pp., 2005, www.amazon.com/dp/0134905172

Continents grow outward as volcanic islands and continental fragments enter a subduction zone and attach to the edge of the continent. Examples of such accreted terranes are found in NPS sites in southern Alaska and northern Washington State. Sometimes plate convergence closes an entire ocean. The crusts of the continents are too thick and buoyant to subduct, forming a collisional mountain range, such as the Appalachian/Ouachita/Marathon chain in the eastern United States and the Brooks Range in northern Alaska.


4.5: Convergent Plate Boundaries - Geosciences

The relationships between plate tectonics and volcanism are shown on Figure 4.3. As summarized in Chapter 3, magma is formed at three main plate-tectonic settings: divergent boundaries (decompression melting), convergent boundaries (flux melting), and mantle plumes (decompression melting).

Figure 4.3 The plate-tectonic settings of common types of volcanism. Composite volcanoes form at subduction zones, either on ocean-ocean convergent boundaries (left) or ocean-continent convergent boundaries (right). Both shield volcanoes and cinder cones form in areas of continental rifting. Shield volcanoes form above mantle plumes, but can also form at other tectonic settings. Sea-floor volcanism can take place at divergent boundaries, mantle plumes and ocean-ocean-convergent boundaries. [SE, after USGS (http://pubs.usgs.gov/gip/dynamic/Vigil.html)]

The mantle and crustal processes that take place in areas of volcanism are illustrated in Figure 4.4. At a spreading ridge, hot mantle rock moves slowly upward by convection (cm/year), and within about 60 km of the surface, partial melting starts because of decompression. Over the triangular area shown in Figure 4.4a, about 10% of the ultramafic mantle rock melts, producing mafic magma that moves upward toward the axis of spreading (where the two plates are moving away from each other). The magma fills vertical fractures produced by the spreading and spills out onto the sea floor to form basaltic pillows (more on that later) and lava flows. There is spreading-ridge volcanism taking place about 200 km offshore from the west coast of Vancouver Island.

Ejercicios

Exercise 4.1 How Thick Is the Oceanic Crust?

Figure 4.4a shows a triangular zone about 60 km thick within this zone, approximately 10% of the mantle rock melts to form oceanic crust. Based on this information, approximately how thick do you think the resulting oceanic crust should be?

Figure 4.4 The processes that lead to volcanism in the three main volcanic settings on Earth: (a) volcanism related to plate divergence, (b) volcanism at an ocean-continent boundary*, and (c) volcanism related to a mantle plume. [SE, after USGS (http://pubs.usgs.gov/gip/dynamic/Vigil.html)]
*Similar processes take place at an ocean-ocean convergent boundary.

At an ocean-continent or ocean-ocean [1] convergent boundary, oceanic crust is pushed far down into the mantle (Figure 4.4b). It is heated up, and while there isn’t enough heat to melt the subducting crust, there is enough to force the water out of some of its minerals. This water rises into the overlying mantle where it contributes to flux melting of the mantle rock. The mafic magma produced rises through the mantle to the base of the crust. There it contributes to partial melting of crustal rock, and thus it assimilates much more felsic material. That magma, now intermediate in composition, continues to rise and assimilate crustal material in the upper part of the crust, it accumulates into plutons. From time to time, the magma from the plutons rises toward surface, leading to volcanic eruptions. monte Garibaldi (Figures 4.1 and 4.2) is an example of subduction-related volcanism.

A mantle plume is an ascending column of hot rock (not magma) that originates deep in the mantle, possibly just above the core-mantle boundary. Mantle plumes are thought to rise at approximately 10 times the rate of mantle convection. The ascending column may be on the order of kilometres to tens of kilometres across, but near the surface it spreads out to create a mushroom-style head that is several tens to over 100 kilometres across. Near the base of the lithosphere (the rigid part of the mantle), the mantle plume (and possibly some of the surrounding mantle material) partially melts to form mafic magma that rises to feed volcanoes. Since most mantle plumes are beneath the oceans, the early stages of volcanism typically take place on the sea floor. Over time, islands may form like those in Hawaii.


Ver el vídeo: Tectônica de Placas. Limites Divergentes, Convergentes e Transformantes