Bordes destructivos y zonas de subducción.

Zonas de subducción.

 

Isla Pagan, al norte de las Marianas

En la zonas de subducción se destruye corteza, hablándose por lo tanto de bordes destructivos.

Se observa que en las fosas oceánicas adosadas a continentes o a arcos de isalas hay una gran actividad sísmica. La mayoría de los epicentros son muy densos, dispuestos y orientados hacia el interior del continente, con una pendiente variable que ronda los 45 grados de inclinación.

Estos se localizan hasta una profundidad de 700km y nunca por debajo de la misma. Corresponden a zonas donde se destruye corteza.

 

Localización de epicentros de terremotos

Los epicentros corresponden a la placa descendente. Por debajo de 700Km la placa comenzaría a fundirse, por lo que no tendría rigidez suficiente para provocar fenómenos sísmicos.

 

Zonas de subducción.

Las zonas de subducción tienen una serie de características comunes.

Por un lado está la sismicidad. Es la más fuerte de toda la Tierra. Son los terremotos de magnitudes más altas. También son los terremotos de focos más profundos, aunque también los más someros.

Por otro lado, hay zona con gran actividad de vulcanismo y magmatismo. Existe gran concentración de volcanes, entre ellos los más activos sobre la Tierra. Destacan el cinturón de fuego del Pacífico,  nombre que recibe la zona más activa.

El vulcanismo está producido por las fricciones de la placa descendente. Por ello se genera calor y se funden materiales. Un material fundido es menos denso y tiende a ascender. Se llega a desarrollar una pequeña dorsal tras la zona de subducción en algunos puntos. También se puede formar un arco volcánico inicial denominado arco de islas volcánicas.

Al fenómeno de ruptura de la pequeña dorsal se le denomina extensión tras el arco. Esto genera mares interiores, entre el arco de islas y el continente, como ocurre por ejemplo en el Mar del Japón.

El vulcanismo puede ser muy complejo, pues el magma debe atravesar toda la corteza continental. Se le denomina vulcanismo andesítico. Y como su nombre indica es muy característico de la región de los Andes. La mezcla de materiales hace que el magma generado tenga una composición muy compleja.

Otro fenómeno característico es el gradiente geotérmico. La placa que subduce está fría. Cuando profundiza, el rozamiento produce fusión, ascienden los materiales fundidos (provocando el arco de islas) y hace que en esa zona aumente la temperatura.

 

Arco de temperatura en zonas de subducción.

Una tercera característica común en las zonas de subducción son las deformaciones en la corteza terrestre. No solo afectan al continente o arco de islas, también a los sedimentos depositados en el fondo de los océanos en la zona próxima al continente. Aparecen, por ejemplo, cabalgamientos. Debemos tener en cuenta que los materiales de la corteza continental son ligeros y por lo tanto la corteza no puede subducir.

 

Deformación de la corteza en la zona de subducción.

Las zonas de subducción explicaron el enigma de la formación de cordilleras. Las cordilleras se forman siempre en las zonas de subducción, o de convergencia de placas, donde dos placas entran en colisión.

Las zonas de subducción se forman cuando los materiales de la corteza oceánica se enfrían, se condensan y se hacen más frágiles, tanto que acaban por romperse.

Estas rupturas tienden a ocurrir cerca de los continentes, ya que en esas zonas la corteza oceánica es más antigua, más rígida, más densa y más fría.

 

Ruptura de corteza oceánica en expansión.

Además, en estas zonas hay mayor acumulación de sedimentos. Esto probablemente ocurrirá dentro de algún tiempo entre las placas americana y europea, en alguno de los extremos del atlántico. Sabemos que el océano atlántico se abrió y cerró al menos dos veces en toda la historia de la Tierra.

 

Acumulación de sedimentos en el extremo de la corteza oceánica.

Las zonas de los focos de terremotos típicas de las zonas de subdicción se denominan zonas de Benioff. Aunque el ángulo teórico de aparición de focos es de 45º, existen muchas variaciones al respecto. Por ejemplo, enla foas de las Marianas la entrada es muy vertial y los ángulos que se detectan rozan los 90º. En cambio, en la zona de China aparecen pendientes de entre 1 y 10º.

El plano de inclinación depende de la velocidad de subducción. A mayor velocidad, menor ángulo. Si la velocidad es alta, el empuje de la placa domna al efecto de la gravedad, es decir, al peso de la placa, con lo que el ángulo se reduce.

Tipos de bordes destructivos.

Hay cuatro casos que ilustran todos los bordes de subducción.

Por un lado, tenemos una placa de corteza oceánica que subduce bajo otra placa de corteza oceánica. En este caso, el vulcanismo que se genera en la zona origina un arco de isalas como resultado de la acumulación de restos volcánicos. Es decir, se forman islas volcánicas.

Por otro lado, podemos encontrar corteza oceánica subduciendo bajo corteza oceánica que tiene cerca un continente. En este caso se forma un arco de islas volcánicas cerca del continente. Este tipo de bordes es característico del borde de asia, dando lugar a arcos de islas próximos a los continentes, como son el caso de Japón y Filipinas

 

Zona de subducción en Japón: Fosa de las Marianas

Un tercer caso es la corteza oceánica subduciendo bajo un continente. El ejemplo más claro es el de América del Sur, bajo la cual está subduciendo la placa del pacífico. Se forman cordilleras en el borde del continente (en este caso los Andes). Se les denomina cordillera orógenas ortotectónicas.

El cuarto caso se da cuando la corteza continental subduce bajo un continente con otra corteza continental justo detrás de la corteza oceánica. Como los continentes no pueden subducir, llega un momento en el que chocan y deja de producirse subducción. En la zona de colisión se forma una cordillera. El caso más claro es la cordillera del Himalaya. Se conocen como cordilleras orógenas paratectónicas. A la zona de choque se le denomina sutura. En ocasiones, quedan restos de corteza oceánica que afloran.

La placa del índico está penetrando bajo la placa asiática. De ahí que la meseta del Tíbet se encuentre tan elevada. Una colisión continental dio luagr a la cordillera Hercímica (se trata de una cordillera del pasado). Esta tuvo lugar a finales del carbonífero y dio como resultado la formación de cordilleras en el contiente de Pagea. Parte de esta antigua cordillera que se formó constituye la acutal Norteamérica (debemos tener en cuenta que todos los continentes estaban juntos) y de la misma quedan también evidencias en la Península Ibérica.

En la Península Ibérica la cordillera se disponía aproximadamente en esta dirección:

 

Movimiento de placa en el golfo de Vizcaya

Esta cordillera acabó por erosionarse. Los pliegues de las rocas de la zona cantábrica fueron formados en este momento, durante el carbonífero. Hoy en día, la cordillera cantábria se debe al levantamiento de unas fallas en dirección este – oeste. En ese bloque, aparecen pliegues correspondientes a la deformación durante la formación de la cordillera hercínica. Incluso hay zonas de sutura (aunque su número varía dependiendo de los autores entre uno o dos).