Colisión continental

This article includes a list of references, related reading, or external links, but its sources remain unclear because it lacks inline citations. Please help improve this article by introducing more precise citations. (July 2017) (Learn how and when to remove this message)

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 , por el cual se destruye la zona de subducción, se producen montañas y se unen dos continentes . Solo se sabe que la colisión continental ocurre en la Tierra.

La colisión continental no es un acontecimiento instantáneo, sino que puede tardar varias decenas de millones de años antes de que se detengan las fallas y los plegamientos provocados por las colisiones. La colisión entre la India y Asia lleva ya unos 50 millones de años y no muestra signos de disminuir. La colisión entre Gondwana oriental y occidental para formar el orógeno de África oriental tardó unos 100 millones de años desde su inicio (610 Ma) hasta su fin (510 Ma). La colisión entre Gondwana y Laurasia para formar Pangea se produjo en un intervalo relativamente breve, de unos 50 millones de años.

El proceso comienza cuando dos continentes (diferentes trozos de corteza continental ), separados por una extensión de océano (y corteza oceánica ), se aproximan 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 hunde debajo de él, levantando cadenas montañosas volcánicas a cierta distancia detrás de él, como los Andes de América del Sur en la actualidad. La subducción involucra a toda la litosfera , cuya densidad está controlada en gran medida por la naturaleza de la corteza que lleva. La corteza oceánica es delgada (~6 km de espesor) y densa (alrededor de 3,3 g/cm ³ ), y consta de basalto , gabro y peridotita . En consecuencia, la mayor parte de la corteza oceánica se subduce fácilmente en una fosa oceánica . En contraste, la corteza continental es gruesa (~45 km de espesor) y flotante, compuesta principalmente de rocas graníticas (densidad promedio de aproximadamente 2,5 g/cm ³ ). La corteza continental se subduce con dificultad, pero lo hace hasta profundidades de 90-150 km o más, como lo evidencian los conjuntos metamórficos de ultraalta presión (UHP) . La subducción normal continúa mientras exista el océano, pero el sistema de subducción se interrumpe cuando el continente transportado por la placa descendente ingresa a la fosa. 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 en la placa superior se extingue lentamente. Al resistir la subducción, la corteza se dobla hacia arriba y hacia abajo, levantando montañas donde solía haber una fosa. La posición de la fosa 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 .

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

Cuando las montañas empiezan a crecer en la zona de colisión, se produce una orogenia . Existen otros modos de formación de montañas y orogenia, pero sin duda la colisión continental es uno de los más importantes. Las precipitaciones y nevadas aumentan en las montañas a medida que estas se elevan, tal vez a un ritmo de unos pocos milímetros por año (a una tasa de crecimiento de 1 mm/año, una montaña de 5.000 m de altura puede formarse en 5 millones de años, un período de tiempo que es menos del 10% de la vida de una zona de colisión típica). Se forman sistemas fluviales y pueden crecer glaciares en los picos más altos. La erosión se acelera a medida que las montañas se elevan y grandes volúmenes de sedimentos se vierten en los ríos, que arrastran sedimentos desde las montañas para depositarlos en cuencas sedimentarias en las tierras bajas circundantes. Las rocas de la corteza se fallan por empuje sobre los sedimentos y el cinturón montañoso se ensancha a medida que aumenta en altura. También se desarrolla una raíz cortical, como lo requiere 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 empuja a la otra. El engrosamiento va acompañado de calentamiento, por lo que la corteza se debilita a medida que se engrosa. La corteza inferior comienza a fluir y colapsar bajo la creciente masa montañosa, formando grietas cerca de la cresta de la cordillera. La corteza inferior puede derretirse parcialmente , formando granitos anatécticos que luego se elevan hacia las unidades suprayacentes, formando intrusiones de granito . El engrosamiento de la corteza proporciona uno de los dos efectos negativos sobre el crecimiento de las montañas en las zonas de colisión, el otro es la erosión. La noción popular de que la erosión es responsable de la destrucción de las montañas es solo parcialmente 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 arrastrada hacia abajo por la litosfera oceánica que se hunde en la zona de subducción a ambos lados de la colisión, así como debajo del continente impactante.

El ritmo de formación 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 mediante el examen del registro de sedimentos desprendidos de las montañas en ascenso hacia 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 .

Los efectos de la colisión se sienten mucho más allá del lugar inmediato de la colisión y la formación de montañas. A medida que continúa 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 de corteza adyacentes pueden moverse hacia ella. Como ejemplo de esto, la colisión de la India con Asia obligó a grandes regiones de corteza a moverse hacia el sur para formar el sudeste asiático moderno . Otro ejemplo es la colisión de Arabia con Asia , que está comprimiendo 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 dar lugar a la formación de rifts y valles de rift como el que ocupa el lago Baikal , el lago más profundo de la Tierra.

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

• Ernst, WG (2006). "Preservación/exhumación de complejos de subducción de ultraalta presión". Lithos . 92 (3–4): 321–335. Bibcode :2006Litho..92..321E. doi :10.1016/j.lithos.2006.03.049.
• Ernst, WG; Maruyama, S. Wallis; Wallis, S. (1997). "Exhumación rápida impulsada por flotabilidad de corteza continental metamorfoseada a presión ultraalta". Actas de la Academia Nacional de Ciencias . 94 (18): 9532–9537. Bibcode :1997PNAS...94.9532E. doi : 10.1073/pnas.94.18.9532 . PMC  23212 . PMID  11038569.
• O'Brien, PJ (2001). "Subducción seguida de colisión; ejemplos alpinos e himalayos". Física de la Tierra y del interior planetario . 127 (1–4): 277–291. Bibcode :2001PEPI..127..277O. doi :10.1016/S0031-9201(01)00232-1.
• Toussaint, G.; Burov, E.; Avouac, J.-P. (2004). "Evolución tectónica de una zona de colisión continental: un modelo numérico termomecánico" (PDF) . Tectonics . 23 (6): TC6003. Bibcode :2004Tecto..23.6003T. doi :10.1029/2003TC001604. S2CID  18607619.
• Song, SG (2014). "Orogénesis continental desde la subducción oceánica, la colisión/subducción continental hasta el colapso del orógeno y el reciclaje del orógeno: el ejemplo del cinturón UHPM de Qaidam del Norte, noroeste de China". Earth-Science Reviews . 129 (3–4): 59–84. Bibcode :2014ESRv..129...59S. doi :10.1016/j.earscirev.2013.11.010.

• Donde chocan los continentes
• Dinámica de las zonas de colisión continental
• El ciclo de Wilson