Márgenes convergentes
Dado que la Tierra es constante en volumen, la formación continua de nueva corteza terrestre produce un exceso que debe equilibrarse con la destrucción de corteza en otros lugares. Esto se consigue en los límites de placas convergentes, también conocidos como límites de placas destructivos, en los que una placa desciende en ángulo -es decir, es subducida- por debajo de la otra.
Debido a que la corteza oceánica se enfría a medida que envejece, con el tiempo se vuelve más densa que la astenosfera subyacente, por lo que tiene tendencia a subducir, o sumergirse, bajo las placas continentales adyacentes o las secciones más jóvenes de la corteza oceánica. La vida de la corteza oceánica se prolonga gracias a su rigidez, pero finalmente esta resistencia es superada. Los experimentos demuestran que la litosfera oceánica subducida es más densa que el manto circundante hasta una profundidad de al menos 600 km.
Los mecanismos responsables del inicio de las zonas de subducción son controvertidos. A finales del siglo XX y principios del XXI surgieron pruebas que apoyan la idea de que las zonas de subducción se inician preferentemente a lo largo de fracturas preexistentes (como las fallas de transformación) en la corteza oceánica. Independientemente del mecanismo exacto, el registro geológico indica que la resistencia a la subducción se supera con el tiempo.
Cuando dos placas oceánicas se encuentran, la placa más antigua y densa se subduce preferentemente bajo la más joven y cálida. Cuando uno de los márgenes de la placa es oceánico y el otro es continental, la mayor flotabilidad de la corteza continental impide que se hunda, y la placa oceánica se subduce preferentemente. Los continentes se conservan preferentemente de esta manera respecto a la corteza oceánica, que se recicla continuamente en el manto. Esto explica que las rocas del fondo oceánico tengan generalmente menos de 200 millones de años, mientras que las rocas continentales más antiguas tienen más de 4.000 millones de años. Antes de mediados del siglo XX, la mayoría de los geocientíficos sostenían que la corteza continental era demasiado flotante para ser subductada. Sin embargo, más tarde se puso de manifiesto que las astillas de corteza continental adyacentes a la fosa profunda, así como los sedimentos depositados en ella, pueden ser arrastrados por la zona de subducción. El reciclaje de este material se detecta en la química de los volcanes que entran en erupción por encima de la zona de subducción.
Encyclopædia Britannica, Inc.
Dos placas que transportan corteza continental chocan cuando la litosfera oceánica entre ellas ha sido eliminada. Finalmente, la subducción cesa y se crean imponentes cadenas montañosas, como el Himalaya. Véase más abajo Montañas por colisión continental.
Debido a que las placas forman un sistema integrado, no es necesario que la nueva corteza formada en un determinado límite divergente se compense completamente en la zona de subducción más cercana, siempre que la cantidad total de corteza generada sea igual a la destruida.
Zonas de subducción
El proceso de subducción implica el descenso al manto de una losa de litosfera oceánica hidratada y fría de unos 100 km de espesor que lleva una capa relativamente fina de sedimentos oceánicos. La trayectoria de descenso está definida por numerosos terremotos a lo largo de un plano que suele estar inclinado entre 30° y 60° hacia el interior del manto y que se denomina zona Wadati-Benioff, en honor al sismólogo japonés Kiyoo Wadati y al sismólogo estadounidense Hugo Benioff, pioneros en su estudio. Entre el 10 y el 20 por ciento de las zonas de subducción que dominan la cuenca oceánica circumpacífica son subhorizontales (es decir, subducen con ángulos entre 0° y 20°). Los factores que rigen el buzamiento de la zona de subducción no se conocen del todo, pero probablemente incluyen la edad y el grosor de la litosfera oceánica que subduce y la velocidad de convergencia de las placas.
Encyclopædia Britannica, Inc.
La mayoría de los terremotos de esta zona de buzamiento plano, aunque no todos, son consecuencia de la compresión, y la actividad sísmica se extiende de 300 a 700 km (200 a 400 millas) por debajo de la superficie, lo que implica que la corteza subducida conserva cierta rigidez hasta esta profundidad. A mayores profundidades, la placa subductada se recicla parcialmente en el manto.
El lugar de la subducción está marcado por una profunda zanja, de entre 5 y 11 km (3 y 7 millas) de profundidad, que se produce por el arrastre por fricción entre las placas cuando la placa descendente se dobla antes de subducir. La placa que avanza raspa los sedimentos y las partes elevadas del suelo oceánico de la corteza superior de la placa inferior, creando una zona de rocas muy deformadas dentro de la fosa que se adhiere, o se acrecienta, a la placa que avanza. Esta mezcla caótica se conoce como cuña de acreción.
Las rocas de la zona de subducción experimentan altas presiones pero temperaturas relativamente bajas, un efecto del descenso de la losa oceánica fría. En estas condiciones, las rocas se recristalizan, o se metamorfosean, para formar un conjunto de rocas conocido como blueschists, llamado así por el mineral azul de diagnóstico llamado glaucophane, que sólo es estable a las altas presiones y bajas temperaturas que se encuentran en las zonas de subducción. (En niveles más profundos de la zona de subducción (es decir, a más de 30-35 km), se forman las eclogitas, que consisten en minerales de alta presión como el granate rojo (piropo) y la onfacita (piroxeno). La formación de eclogitas a partir de blueschist va acompañada de un aumento significativo de la densidad y ha sido reconocida como un importante factor adicional que facilita el proceso de subducción.