Los bordes destructivos

La teoría de la tectónica de placas afirma que la superficie del planeta está formada por una serie de fragmentos litosféricos que se desplazan sobre la astenosfera, una capa muy densa del manto terrestre. Estos fragmentos se están en constante movimiento y eso hace inevitable que choquen unos con otros, dándose en esos casos los llamados bordes convergentes o destructivos. Pero en estos límites de placa la litosfera no se limita a chocar y deformarse, sino que en ellos también se produce la destrucción de la litosfera oceánica que millones de años antes se había formado en los bordes constructivos. En esta entrada hoy hablaremos de esas regiones del planeta en las que una placa litosfera subduce bajo otra para acabar muriendo en el interior de nuestro planeta.

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Distribución de los límites de placa de las principales placas tectónicas de la actualidad.En rojo se indican los bordes constructivos (dorsales y rifts), en verde los bordes transformantes y en amarillo y negro los bordes convergentes, destructivos y no destructivos (imagen propia creada a partir del mapa físico de la Tierra, obtenido de clubdating.tk).

De margen pasivo a margen activo

Años antes de que se descubriera que el fondo oceánico se expandía, en el borde del Pacífico algunos autores habían visto que los terremotos se concentraban en una banda que se inclinaba unos 45º y que llegaba hasta los 700 km de profundidad. A esa banda, que luego se ha encontrado también en otras partes del planeta y que no siempre tiene la misma inclinación pero sí la misma profundidad máxima, se las denominó zonas de Benioff – Wadati y definen el plano de subducción entre la placa que subduce (complejo de subducción) y la placa bajo la cuál subduce. Estas zonas son el resultado de la activación de un margen pasivo, una de las claves del ciclo de Wilson al definir el momento en el que se invierte el sentido de desplazamiento de los dos continentes que se habían separado con la formación de la cuenca oceánica.

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Los terremotos más profundos del planeta ocurren a un máximo de 700 km y se localizan en las llamadas zonas de subducción, en las que la litosfera inicia su descenso al interior de la Tierra (imagen modificada a partir de geofrik.com).

La litosfera oceánica tiene una composición principalmente basáltica porque su origen está en los magmas ultramáficos que ascienden desde el manto. Debido a ese origen ígneo la litosfera oceánica es más densa que la litosfera continental, aunque lo más importante es que a medida que se aleja de la dorsal, la litosfera oceánica se enfría y con ello tambén aumenta su densidad. En la actualidad no tenemos litosfera oceánica de más de 180 millones de años (Jurásico) porque creemos que toda litosfera tarde o temprano alcanza una densidad mayor que la de la astenosfera, por lo que deja de «flotar» en ella y empieza a «hundirse». Ese es posiblemente el inicio de una subducción, que se cree que ocurre precisamente cuando la litosfera alcanza aproximadamente los 180 millones de años.

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El inicio de la subducción, el paso de un margen pasivo a un margen activo, es un momento clave de la tectónica de placas. Hoy en día creemos que este suceso se produce cuando la litosfera oceánica es muy densa (fuente: Steven Earle).

Los arcos volcánicos

Cuando hablamos de bordes divergentes solemos pensar siempre en el límite entre una litosfera oceánica y otra litosfera continental, que es lo que llamamos un arco continental. Pero lo cierto es que las zonas de subducción no solo se encuentran en los bordes continentales, ya que también se pueden producir en zonas donde están en contacto dos litosferas océanicas. En ese caso lo que se desarrolla es un arco isla, como es hoy en día el archipiélago de Japón. Ambos tipos de arcos tienen una serie de elementos comunes, aunque con determinadas diferencias, pues la signatura geoquímica de los magmas que se generan no es exactamente igual. Tampoco lo es el ángulo de subducción ni la edad de la litosfera que subduce, por lo general mayor en los arcos isla porque para que pueda haber la diferencia de densidad que permita la ruptura.

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Los arcos isla y los arcos continentales son los dos tipos de arcos volcánicos que existen en la naturaleza. A pesar de que ambos son el resultado de la colisión de dos placas litosféricas, ambos tipos de arcos tienen diferencias que permiten distinguirlos con relativa facilidad (imagen modificada por Hombre Geológico, de original desconocido).

Dentro de un arco volcánico tenemos varios elementos principales que, en líneas generales, son comunes a todos ellos. El primero es la fosa submarina, una región estrecha y profunda que define el límite real entre las dos placas implicadas. Las fosas submarinas tienen una profundidad media de 8-9 km, aunque hay casos en los que esa profundidad puede ser mucho mayor, como es el caso de la fosa de las Marianas (10 916 m de profundida). El complejo de subducción es la litosfera oceánica que subduce, que experimenta una serie de transformaciones que la lleva a varias facies metamórficas muy bien definidas. El tercer elemento es el arco volcánico propiamente dicho, un conjunto de varios volcanes alineados paralelamente a la fosa. Estos volcanes, químicamente muy variados y por lo general ricos en calcio (calcoalcalinos), se forman como consecuencia de la salida del magma que previamente se ha producido por la fusión parcial del complejo de subducción cuando alcanza los 100 km de profundidad. Otros elementos son también el prisma de acrección, formado por un conjunto de sedimentos deformados, plegados y cabalgados, que experimentan unas condiciones de metamorfismo de alta presión y baja temperatura, o los mélanges, una mezcla caótica de sedimentos y rocas volcánicas que aparece en el complejo de subducción.

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Ilustración artística de un arco de islas, formado a partir del magma que se produce en la zona de subducción (fuente: desconocida).

La muerte de la litosfera océanica

El camino que experimenta el complejo de subducción es largo y pasa por una serie de facies metamórficas de gran interés. La primera de ellas es la facies prehnita-pumpellita, de muy bajo grado, a la que le sigue la facies de esquistos verdes, llamada así por la presencia de minerales de ese color (clorita, epidota y actinolita principalmente), ambas antes de que se produzca la subducción realmente. Ya bajo la otra litosfera el complejo experimenta una importante pérdida de agua, de manera que a los 25-40 km sufre un metamorfismo de alta presión que la lleva a la importante facies de esquistos azules nombre dado por la presencia de glaucofana, un anfíbol azul. La última facies por la que pasa el complejo antes de la fusión parcial que ya hemos indicado que experimenta a 100 km de profundidad es la de facies de eclogita, de muy alta temperatura. A partir de ese momento el complejo continúa introduciéndose de manera independiente hasta los 700-800 km, que es la profundidad máxima de los terremotos. El fin de la litosfera se localiza en el límite entre el manto y el núcleo, a unos 2900 km de profundidad, en una capa de gran interés en geología que es conocida como la capa D’‘, el cementerio de las placas litosféricas.

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