Bordes De Placa Convergentes

Universidad de los Andes Facultad de ingeniería Escuela de geología Catedra: tectónica global

Bordes de placa convergentes.

Profesor:

Bachiller:

Miguel Alvarado

Flamel Roa C.i 23236285

Junio del 2019

1) Explique que es una subducción y cuáles son las condiciones que requiere una placa tectónica para que entre en subducción. Cuando dos materiales que poseen densidades distintas chocan entre si se produce subducción. ¿Qué sucede? Los materiales de mayor densidad tienden a desplazarse por debajo del material menos denso dejando la parte suprayacente, flotando, por así decirlo, y la parte subyacente se desplaza hacia debajo de manera rotacional con respecto a la otra parte. Dicho fenómeno se produce en los bordes de placas convergentes, bien sea entre corteza oceánica_ocenica o continental_oceanica. Existen varias condiciones que requiere una placa para entrar en subducción;   

Debe haber esfuerzos compresivos para que haya este tipo de movimiento y se produzca convergencia de las placas. Dicha corteza de subducción debe ser más densa que la que va a subducir. La corteza que va a subducir debe ser oceánica ya que la placa continental es demasiado flotante para subducir

2) Haga un esquema (sección geológica) de un margen convergente donde especifique la ubicación del arco volcánico, cuenca forearc, prisma de acreción, la fosa, la zona externa del margen, donde ocurren los cinturones metamórficos, donde ocurren las zonas de fusión parcial del manto.

3) Explique cuál es el proceso de fusión parcial del manto. Cuando en el proceso de subducción la corteza que subduce alcanza una profundidad de 140 a 150 km, esta experimenta elevadas temperaturas lo suficiente como para que se produzca fusión. En este caso el material con el punto de fusión más bajo se terminara convirtiendo en fluidos ricos en H2O Y CO2, los cuales van a migrar hacia arriba ; en el caso del material con el punto de fusión más elevado no se terminara fundiendo o solo se funde una pequeña parte. Esos fluidos que migraron terminaran produciendo una diferenciación a medida que se eleven, produciendo cambios en el magma que algunas veces permanece dentro de la superficie y otras veces saldrá a la superficie.

4) Explique cómo se produce la sismicidad en las zonas de subducción. Como se explico anteriormente las zonas de subducción son lugares donde ocurre un choque de cortezas de distintas densidades, donde una subduce a otra. En este proceso la placa descendente se corta en la base de la placa superior, producto de la compresión y la roca se rompe abruptamente causando sismicidad y aunque esto ocurre en este punto la placa sigue siendo sísmicamente activa en profundidad. La sismicidad en esta zona no solo está asociada al acortamiento pues en la parte externa de la placa es causada por la flexión de la misma, es decir que ocurre un estiramiento tan marcado que al alcanzar la máxima resistencia termina colapsando formando fallas normales a última instancia. En otros casos ocurren terremotos de enfoque, lo cual es difícil de explicar puesto que dicha sismicidad se produce en profundidades donde el material está lo suficientemente caliente como para ser dúctil; algunos investigadores asocian este tipo a las transiciones de las faces mineralógicas repentinas o reacciones de deshidratación repentinas en la roca que comprende la descendente y que causa un cambio abrupto en el volumen de la roca. Esto genera vibraciones.

5) Explique que es la subducción B convencional y subducción B plana y porque se producen. La subducción B convencional se desarrolla en angulos de 40 a 50| y mayores a 70°. Antes de que aumente la imersion de subducción, existe un alto grado de acoplamiento entre las placas convergentes. Esto conduce a determinados gradientes en la cuña del manto de origen astenosferico debajo del manto litosferico. Una vez que la

imersion de subducción aumenta significativamente, la losa de subducción se convierte en retroceso lo que lleva en bajos grados de acoplamiento e incluso desacoplamiento. En este caso el manto astenosferico puede llenarse lateralmente en el espacio entre la cuña del manto y la losa de retroceso.

La subducción de la losa o placa descendente tiende a desplazarse hacia el interior o por debajo de la placa suprayacente con angulos elevados esto debido a la densidad y el tipio de material que poseen; en circunstancias esta suele desplazarse con angulos menores a los 30° esto con respecto a la horizontal, a lo que se le denomina subducción plana o subducción de la losa plana. Lo que ocurre en este caso se debe al pinzamiento de la astenofera, es decir a la compresión que ocurre por encima de la losa, que produce una migración hacia el interior del magmatismo de arco y un cese eventual de este. En este proceso la subducción pronunciada produce un arco calcoalcalino alcalino estrecho, típicamente de 300 km desde la zanja por encima de la cuña astenosferica, una vez que esta comienza, la placa inferior recorre varios cientos de km a casi la misma profundidad por lo que permanece en una ventana de presión y temperatura que permite que la losa se derrita, una vez plana la subducción esta continua por varios millones de años, la cuña astenosferica desaparece y se produce una brecha volcánica.

6) Explique cómo es la topografía que se forma cuando ocurre una subducción B plana y una subducción B plana. En la subducción plana.  El comportamiento de la losa plana con respecto a la placa superior cambia el estilo de deformación que se produce en la superficie y forma elevaciones con el nucleó del sótano como las montañas rocosas.  Como el área que abarcan es muy extensa está relacionada con la fusión de océanos moderadamente antiguos de la corteza.  la losa plana también puede hidratar la litosfera continental inferior y participar en la formación de depósitos minerales.

7) Explique que es la fosa, el prisma de acreción, la cuenca forearc, arco volcánico y la región retroarco. Fosa tectónica o graven, cuando las fuerzas diastroficas actúan intensamente sobre rocas que no poseen suficiente plasticidad, en lugar de producirse plegamientos ocurren dislocaciones o fracturas, si en uno de estos bloques se produce un hundimiento estamos en presencia de una fosa tectónica o graben. Es decir el sector central se mueve relativamente abajo con respeto a los flancos. Las zanjas son valles lineales o curvilíneos que marcan el límite, en la superficie de la Tierra, entre la losa descendente y el prisma acrecentador de la placa superior. Las trincheras existen porque la porción subducida de la losa descendente tira de la losa hacia abajo a una profundidad mayor de lo que sería si la placa litosferica se compensara isostáticamente Prisma de acreción, Durante el proceso de subducción, la superficie de la placa descendente se corta contra el borde de la placa superior. Como ya hemos notado, la cizalla entre las dos placas produce un prisma de acreción (o cuña de acreción). Esta es una cuña que consiste en sedimento pelágico deformado y basalto oceánico, que se rasparon de la placa descendente, y de turbidita deformada que se había depositado en la zanja.

Cuenca forearc, En muchos márgenes convergentes, una amplia cuenca poco profunda cubre la región entre la ruptura de la zanja y el arco volcánico. Esta cuenca del antebrazo contiene estratos planos derivados de la erosión del arco y el sustrato del arco. Por lo general, los estratos de la cuenca del antebrazo cubrían partes más antiguas y cedidas del prisma. Pero localmente, estos estratos cubrían la litosfera oceánica que había quedado atrapada entre el eje del arco y la zanja cuando se inició la subducción. Los estratos también pueden cubrir partes más antiguas del arco volcánico y su sótano.

Arco volcánico, El arco volcánico es la cadena de volcanes que se forma a lo largo del borde de la placa superior, a unos 100–150 km por encima de la superficie de la litosfera oceánica subducida. La mayor parte del magma que se eleva para alimentar las formas de arco se funde parcialmente en la astenosfera sobre la superficie de la losa descendente.

Esta fusión parcial tiene lugar principalmente debido a la adición de compuestos volátiles (H2O o CO2) liberados de la placa descendente al manto a medida que la placa descendente se calienta. Algunos investigadores sostienen que pequeñas cantidades de masa fundida pueden derivarse localmente de la placa descendente. Los arcos de islas se forman donde una placa oceánica se subduce debajo de otra, o donde el arco volcánico crece en una franja de corteza continental que había salido de un continente; Los arcos continentales crecen donde una placa oceánica se subduce debajo de la litosfera continental. Región retroarco, Las cuencas de retro-arco o marginales son cuencas semi-aisladas o series de cuencas ubicadas detrás de los sistemas de arcos de islas. Generalmente se acepta que estas tienen características extensionales y se producen por procesos de extensión del fondo oceánico, similares a los que tienen lugar en las dorsales medio-oceánicas. El origen extensional está avalado por el alto flujo calórico característico de estas cuencas y las series de lineaciones magnéticas, similares a las observadas en las cuencas oceánicas.Todas las áreas de CRA que presentan extensión se relacionan con zonas de alto ángulo de subducción y pareciera la extensión del retroarco se produjera sólo donde la litosfera subductada es más vieja que 80 Ma y en consecuencia más fría y densa.

8) Como ocurre el proceso de colisión de los continentes. Como la subducción consume una placa oceánica, una pieza de litosfera flotante unida a la placa descendente puede eventualmente introducirse en el límite convergente. Los ejemplos de litosfera flotante incluyen grandes continentes, pequeños fragmentos continentales, arcos de islas, mesetas oceánicas (amplias regiones de corteza oceánica anormalmente gruesa, formada por volcanismo de punto caliente) y crestas en expansión. Independientemente del tipo, la litosfera flotante generalmente no se puede subducir completamente, y cuando se fusiona con la losa superior, el límite se convierte en una zona de colisión.5 Cuando cesan las fuerzas que impulsan la colisión, cesa el movimiento relativo entre los bloques en colisión, y cuando esto sucede, los bloques una vez separados de la litosfera se han unido para convertirse en uno.

Este proceso se da en distintas etapas. Etapa N1 Precolision e interacción inicial Empecemos por preparar el escenario para la colisión entre dos continentes. En este escenario, el Continente A se mueve hacia el Continente B a medida que la litosfera oceánica conectada al Continente A se subduce debajo del margen del Continente B.

Tenga en cuenta que el margen del Continente A es un margen pasivo, a lo largo del cual se ha desarrollado una cuenca sedimentaria de margen pasivo; en contraste, el margen del Continente B es un margen convergente de tipo andino a lo largo del cual se ha desarrollado un arco volcánico. El continente A permanece ajeno a la colisión inminente hasta que el borde del continente comienza a doblarse, antes de ser empujado hacia el sistema de subducción por la placa descendente. Cuando esto sucede, la flexión hace que la superficie del margen continental aumente, de modo que la plataforma continental se eleva por encima del nivel del mar y sufra erosión. El margen del Continente A también se estira, y como resultado, las fallas normales que tienden paralelamente al borde del margen comienzan a deslizarse. Etapa N2 Subducción abortiva y sutura Con la convergencia continua, la superficie de la plataforma continental del Continente A se convierte en el piso de la zanja. Cuando esto sucede, las turbiditas derivadas del margen del Continente B y su arco volcánico entierran la superficie ahora erosionada de la plataforma. Por lo tanto, una gran discordancia define el contacto entre la secuencia sedimentaria de la cuenca del margen pasivo y los turbiditas. Antes de la colisión, la formación del prisma de acreción progresó a lo largo del margen del Continente B a medida que los nuevos empujes avanzaban hacia el mar en los estratos de la placa oceánica descendente. Pero durante la colisión, los estratos de la placa descendente consisten en lechos sedimentarios gruesos y bien estratificados de la antigua cuenca de margen pasivo. Por lo tanto, los empujes se propagan en estas camas, produciendo un cinturón de empuje plegable que, con el tiempo, crece hacia el frente (es decir, en la dirección del interior continental) del Continente A. La pila de rodajas de empuje actúa como una carga que deprime la superficie del Continente A, que produce una cuenca sedimentaria en el frente que se extiende sobre el borde de la capa del Continente A. Tales cuencas son asimétricas: son más gruesas en el margen del orógeno y se adelgazan hacia el interior del continente. Mientras tanto, la correa de empuje hacia atrás en el Continente B continúa activa. El acortamiento durante la colisión también reactiva las fallas normales que unen los cortes de sótano en la base del margen pasivo; Debido a que la reactivación ocurre en respuesta a la compresión, estas fallas ahora se mueven como fallas inversas. Este nuevo movimiento emplaza rebanadas de sótano más cercanas a la parte interior del cinturón de plegado sobre estratos del anterior margen pasivo. El proceso general de transformación de la cuenca de margen pasivo en un cinturón de empuje se denomina inversión de

cuenca. Usamos el término para enfatizar que, durante este proceso, una región que previamente había sufrido una extensión y hundimiento durante la formación de la cuenca, ahora se vuelve a unir con una inversión de sentido de corte en fallas preexistentes, y experimenta levantamiento. Eventualmente, una porción de la litosfera oceánica que alguna vez separó el Continente A del Continente B puede empujar sobre el margen pasivo invertido del Continente A. Esta porción, que aparece en el orógeno como una banda de roca mafica y ultramáfica altamente esquilada, define la sutura; la roca en un lado de la sutura fue una vez parte del Continente A, mientras que la roca en el otro lado fue una vez parte del Continente B. Mientras tanto, en la parte interna del orógeno, o su "hinterland", la corteza se espesa considerablemente, y se produce un plegado dúctil (que crea pliegues grandes y apretados a isoclinales), esquila (que crea milonitas) y metamorfismo regional (que crea esquistos y gneises) en profundidad Con la deformación progresiva, las rocas metamórficas deformadas plásticamente se mueven hacia arriba y hacia el frente. En algunos casos se desarrollan grandes pliegues reclinados. Finalmente, la litosfera oceánica descendente rompe el borde del Continente A y se hunde lentamente en las profundidades del manto. Sin una fuente de nuevo magma, el arco volcánico de margen convergente del Continente B se apaga. En el Continente B, los estilos de deformación son iguales, pero la vergencia de las estructuras es opuesta a las que se forman en el borde del Continente A; las rocas en el lado del continente B del orógenoempujan hacia el interior del continente B. Por lo tanto, en conjunto, el orógeno es divergente, lo que significa que los lados opuestos del orógeno, en general, bordean en direcciones opuestas.

Etapa N3 Engrosamiento de la corteza y colapso extensional. Hasta ahora, nos hemos centrado en el acortamiento horizontal que tiene lugar en la corteza durante la tectónica de colisión. Pero tenga en cuenta que a medida que la corteza se acorta horizontalmente, también se engrosa. De hecho, la corteza debajo de los orógenos de colisión puede alcanzar un espesor de 60 a 70 km, casi el doble del espesor de la corteza normal. El acortamiento durante la colisión también hace que el manto litosférico se espese sustancialmente. El engrosamiento de la corteza no puede continuar indefinidamente porque, a medida que la corteza se engrosa, la roca en profundidad se calienta y, por lo tanto, se debilita. Como consecuencia, la tensión diferencial desarrollada

en el orógeno debido al peso de la roca suprayacente (la "sobrecarga") excede la resistencia de la roca en profundidad, y la roca comienza a fluir y se desarrolla una deformación extensional horizontal .En otras palabras, debido a la fuerza de la gravedad, los orógenos muy gruesos colapsan bajo su propio peso, a este proceso se denomina colapso extensional (o colapso orogénico). El colapso extensional dúctil en profundidad en una orogenia provoca el estiramiento de la corteza superior, donde la roca es más fría y aún frágil. Por lo tanto, durante el colapso, la roca de la corteza superior se rompe y se forman fallas normales. Debido a que el colapso disminuye el grosor de la corteza superior, provoca la descompresión de la corteza inferior. Esta descompresión puede desencadenar la fusión parcial de la corteza profunda, o incluso de la astenosfera subyacente, produciendo magmas. La fusión también puede ser causada por la deslaminación de la litosfera. Esto significa que la quilla profunda de la litosfera que se desarrolla durante el engrosamiento disminuye. La astenosfera caliente se eleva para ocupar su lugar y calienta la litosfera restante. Algunos investigadores sostienen que una gran parte de la corteza media puede en realidad fundirse parcialmente en esta etapa. Lo que es seguro es que el magma se forma e invade la corteza superior en muchos orógenos de colisión después de que la deformación haya cesado. Debido a que se entromete después de la deformación, el granito no tiene tela de tectónica, por lo que los geólogos se refieren al granito como granito postorogénico.

9) Explique el caso de colisión donde ocurre indension expulsión (interexpulsion o escape tectónicos). Veamos un proceso de choque entre dos masas continentales, donde ocurre una pequeña subducción u obducción. Grandes masas de material van a ser consumidas por el proceso, provocando una orogénesis bastante notable, pero parte de ese material que no se comporta tan dúctil si no bien tiende a comportarse más frágil, al momento de ese choque, va a tender a que más escapar de ese sito producto a esa misma compresión. Ejemplo de esto es descrito a continuación. Un mapa de Turquía proporciona otro ejemplo de fallas en el deslizamiento de una huelga como resultado de una colisión. Aquí, el movimiento hacia el norte de la placa árabe ha atrapado a Turquía en una prensa. Las tensiones resultantes presionan a Turquía hacia el oeste en el Mediterráneo mientras la Placa de Arabia Saudita se mueve hacia el norte. Esta porción es acomodada por desplazamiento de deslizamiento en las fallas del norte y este de Anatolia. Este ejemplo ilustra cómo los bloques de la placa superior en un orógeno de colisión se pueden exprimir lateralmente fuera de la trayectoria de un indentador, al igual que una semilla de sandía salpica lateralmente cuando la aprietas entre tus dedos. Este proceso tectónico se llama escape lateral.

10) Haga una revisión del archipiélago de Japón y de Los Andes sudamericano. Escriba un resumen de una hoja, para cada uno de los casos, explicando la revisión hecha. Los Andes es una de las cordilleras más extensas de la tierra, estudios reflejan que esta no surgió como las demás, de un choque frontal entre dos placas tectónicas, si no que en cambio se formó a partir de una sola placa tectónica del océano pacifico, que se deslizo bajo otra placa próxima situada bajo América del Sur a lo que se le denomina subducción, que comenzó aproximadamente hace 200 millones de años. Con información copilada para hacer pruebas que indicaran una semejanza a otras cordilleras, todo arrojo una marcada diferencia para el área en estudio, pues hasta ese momento se creía que los Andes sudamericanos eran producto de la colisión de la placa de Sudamérica con la de nazca, de la misma forma en que las montañas del Himalaya se originaron en Asia por el choque de la india contra este continente. Pero la teoría de la tectónica de placas proporciona una explicación fácil: la Cordillera de los Andes se formó donde los ductos del Océano Pacífico debajo de América del Sur a lo largo de un límite de placa convergente, mientras que las Montañas del Himalaya se elevaron cuando India se estrelló en Asia, formando un erógeno de colisión. Conjuntos complejos de estructuras (que incluyen fallas de empuje, pliegues y foliaciones tectónicas) se desarrollan en los límites de placas convergentes y orógenos colisiónales. Como consecuencia, la corteza se acorta y se engrosa. En el proceso, el metamorfismo y, localmente, la actividad ígnea tiene lugar. Y, aunque puede parecer sorprendente al principio, la gravedad puede hacer que las regiones altas de orogenia convergente y de colisión se colapsen y se extiendan lateralmente, lo que produce fallas extensionales. La opinión predominante es que los andes se convirtió en una cadena de montañas hace entre seis a diez millones de años, cuando un enorme volumen de roca callo fuera de la base de la corteza terrestre en respuesta a un exceso de engrosamiento de la corteza en esta región. Cuando se eliminó gran parte de este material denso, la porción restante de la corteza se sometió a una rápida elevación. Así mismo entonces los Andes es el resultado de un engrosamiento gradual de la corteza.

Japón es una de las zonas donde más terremotos de gravedad se producen, esto a quedado reflejado durante los últimos tiempos. ¿A qué se debe? Este fenómeno tiene que ver precisamente a la ubicación del país; pues se encuentra en el medio de la interacción de cuatro placas. La mayor parte del territorio está asentado sobre la placa de Ojotsk, ubicándose su línea de fricción con la placa Euroasiática, por otra parte se encuentra delimitando con la placa de Filipina y por la placa del pacifico. Por eso se dice que Japón se encuentra en una de las zonas más inestables y complejas del planeta. Esta compleja distribución, origina profundas y extensas fosas oceánicas y está directamente relacionado a las más de 3000 illas e islotes que se sitúan en una franja de 3700 km sobre el llamado cinturón de fuego. Este cinturón de fuego se trata de un inmenso anillo situado en las costas del océano del pacifico donde se produce interacción entre grandes placas, es decir que se produce subducción.