Colisión continental - Continental collision

Caricatura de una colisión tectónica entre dos continentes

En geología , la colisión continental es un fenómeno de la tectónica de placas que ocurre en los límites convergentes . La colisión continental es una variación del proceso fundamental de subducción , mediante el cual se destruye la zona de subducción, se producen montañas y se suturan dos continentes . Solo se sabe que la colisión continental ocurre en la Tierra.

La colisión continental no es un evento instantáneo, pero pueden pasar varias decenas de millones de años antes de que se detengan las fallas y el plegamiento causados ​​por las colisiones. La colisión entre India y Asia ha estado ocurriendo durante unos 50 millones de años y no muestra signos de disminuir. La colisión entre el este y el oeste de Gondwana para formar el orógeno de África Oriental tomó alrededor de 100 millones de años desde el principio (610 Ma) hasta el final (510 Ma). La colisión entre Gondwana y Laurasia para formar Pangea ocurrió en un intervalo relativamente breve, de unos 50 millones de años.

Zona de subducción: el lugar de la colisión

El proceso comienza cuando dos continentes (diferentes trozos de corteza continental ), separados a través de un tramo de océano (y corteza oceánica ), se acercan entre sí, mientras que la corteza oceánica se consume lentamente en una zona de subducción . La zona de subducción corre a lo largo del borde de uno de los continentes y se sumerge debajo de él, levantando cadenas montañosas volcánicas a cierta distancia detrás de él, como los Andes de América del Sur hoy. La subducción involucra a toda la litosfera , cuya densidad está controlada en gran medida por la naturaleza de la corteza que transporta. La corteza oceánica es delgada (~ 6 km de espesor) y densa (alrededor de 3,3 g / cm³) y está formada por basalto , gabro y peridotita . En consecuencia, la mayor parte de la corteza oceánica se subduce fácilmente en una trinchera oceánica . En contraste, la corteza continental es gruesa (~ 45 km de espesor) y flotante, compuesta principalmente de rocas graníticas (densidad promedio de alrededor de 2.5 g / cm³). La corteza continental se subduce con dificultad, pero se subduce a profundidades de 90-150 km o más, como lo demuestran las suites metamórficas de presión ultra alta (UHP) . La subducción normal continúa mientras exista el océano, pero el sistema de subducción se interrumpe cuando el continente transportado por la placa descendente entra en la trinchera. Debido a que contiene una corteza continental gruesa, esta litosfera es menos densa que el manto astenosférico subyacente y se interrumpe la subducción normal. El arco volcánico de la placa superior se extingue lentamente. Resistiendo la subducción, la corteza se dobla hacia arriba y hacia abajo, elevando montañas donde solía estar una trinchera. La posición de la trinchera se convierte en una zona que marca la sutura entre los dos terrenos continentales . Las zonas de sutura a menudo están marcadas por fragmentos de la corteza oceánica preexistente y rocas del manto, conocidas como ofiolitas .

Subducción profunda de la corteza continental.

La corteza continental en la placa descendente está profundamente subducida como parte de la placa descendente durante la colisión, definida como una corteza flotante que entra en una zona de subducción. Una proporción desconocida de retornos corteza continental subducidos a la superficie como ultra- alta presión (UHP) terranes metamórficas, que contienen metamórfica coesita y / o diamante más o menos inusual silicio Ricos granates y / o de potasio llevando los piroxenos . La presencia de estos minerales demuestra la subducción de la corteza continental hasta al menos 90-140 km de profundidad. Se conocen ejemplos de terrenos UHP en el cinturón Dabie-Sulu del centro-este de China , los Alpes occidentales , el Himalaya de la India , el macizo Kokchetav de Kazajstán , el macizo bohemio de Europa, el norte de Qaidam en el noroeste de China , la región de Gneis occidental de Noruega y Mali . Terranes más UHP consisten en un hojas o imbricadas nappes . El hecho de que la mayoría de los terrenos UHP estén formados por láminas delgadas sugiere que los tramos mucho más gruesos y volumétricamente dominantes de la corteza continental están subducidos más profundamente.

Orogenia y colapso

Formación de montañas por un movimiento de falla inverso

Se inicia una orogenia cuando las montañas comienzan a crecer en la zona de colisión. Hay otros modos de formación de montañas y orogenia, pero sin duda la colisión continental es uno de los más importantes. Las precipitaciones y las nevadas aumentan en las montañas a medida que aumentan, quizás a una tasa de unos pocos milímetros por año (a una tasa de crecimiento de 1 mm / año, se puede formar una montaña de 5.000 m de altura en 5 millones de años, un período de tiempo que es menor más del 10% de la vida útil de una zona de colisión típica). Se forman sistemas fluviales y los glaciares pueden crecer en los picos más altos. La erosión se acelera a medida que las montañas se elevan y grandes volúmenes de sedimentos se vierten a los ríos, que transportan los sedimentos de las montañas para depositarlos en cuencas sedimentarias en las tierras bajas circundantes. Las rocas de la corteza se precipitan sobre los sedimentos y el cinturón montañoso se ensancha a medida que aumenta su altura. También se desarrolla una raíz de la corteza, según lo requiera la isostasia ; las montañas pueden ser altas si están sustentadas por una corteza más gruesa. El engrosamiento de la corteza puede ocurrir como resultado del acortamiento de la corteza o cuando una corteza se contrae demasiado. El espesamiento va acompañado de calentamiento, por lo que la corteza se debilita a medida que se espesa. La corteza inferior comienza a fluir y colapsar bajo la creciente masa montañosa, formando fisuras cerca de la cresta de la cordillera. La corteza inferior puede derretirse parcialmente , formando granitos anatécticos que luego se elevan a las unidades superpuestas, formando intrusiones de granito . El engrosamiento de la corteza proporciona una de las dos reacciones negativas sobre el crecimiento de las montañas en las zonas de colisión, y la otra es la erosión. La noción popular de que la erosión es responsable de destruir montañas es sólo la mitad de correcta: el flujo viscoso del manto inferior débil también reduce el relieve con el tiempo, especialmente una vez que la colisión se completa y los dos continentes están completamente suturados. La convergencia entre los continentes continúa porque la corteza todavía está siendo derribada por la litosfera oceánica que se hunde en la zona de subducción a ambos lados de la colisión, así como debajo del continente que choca.

El ritmo de construcción de montañas asociado con la colisión se mide mediante la datación radiométrica de rocas ígneas o unidades que se han metamorfoseado durante la colisión y examinando el registro de sedimentos desprendidos de las montañas ascendentes a las cuencas circundantes. El ritmo de la convergencia antigua se puede determinar con mediciones paleomagnéticas , mientras que la tasa actual de convergencia se puede medir con GPS .

Efectos de campo lejano

Los efectos de la colisión se sienten mucho más allá del lugar inmediato de la colisión y la formación de montañas. A medida que continúe la convergencia entre los dos continentes, la región de engrosamiento y elevación de la corteza se hará más amplia. Si hay una cara libre oceánica, los bloques corticales adyacentes pueden moverse hacia ella. Como ejemplo de esto, la colisión de India con Asia obligó a grandes regiones de corteza a desplazarse hacia el sur para formar el sudeste asiático moderno . Otro ejemplo es la colisión de Arabia con Asia , que está exprimiendo la Placa de Anatolia (actual Turquía ). Como resultado, Turquía se está moviendo hacia el oeste y el sur hacia el mar Mediterráneo y se aleja de la zona de colisión. Estos efectos de campo lejano pueden resultar en la formación de grietas y valles de ruptura como el que ocupa el lago Baikal , el lago más profundo de la Tierra.

Zonas de colisión de fósiles

Las colisiones continentales son una parte crítica del ciclo del supercontinente y han ocurrido muchas veces en el pasado. Las antiguas zonas de colisión están profundamente erosionadas, pero aún pueden reconocerse porque marcan sitios de intensa deformación, metamorfismo y actividad plutónica que separan tramos de corteza continental que tienen diferentes historias geológicas antes de la colisión. Las zonas de colisión antiguas se denominan comúnmente "zonas de sutura" por los geólogos, porque aquí es donde se unen o suturan dos continentes anteriores .

Referencias

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enlaces externos