El Arco Ryukyu es un arco insular que se extiende desde el sur de Kyushu a lo largo de las Islas Ryukyu hasta el noreste de Taiwán , abarcando unos 1.200 kilómetros (750 millas). [2] [3] [4] Está ubicado a lo largo de una sección del límite de la placa convergente donde la Placa del Mar de Filipinas se está subduciendo hacia el noroeste debajo de la Placa Euroasiática a lo largo de la Fosa de Ryukyu . [3] [4] [5] El arco tiene una tendencia general de noreste a suroeste y está ubicado al noroeste del Océano Pacífico y al sureste del Mar de China Oriental . [6] Corre paralelo a la depresión de Okinawa , un arco volcánico activo, y a la fosa de Ryukyu. [7] El Arco de Ryukyu, basándose en su geomorfología, se puede segmentar de norte a sur en Ryukyu del Norte, Ryukyu Central y Ryukyu del Sur; el estrecho de Tokara separa Ryukyu del norte y Ryukyu central aproximadamente a 130 ˚E, mientras que la brecha de Kerama separa Ryukyu central y Ryukyu del sur aproximadamente a 127 ˚E. [2] [5] [7] Las unidades geológicas del arco incluyen rocas ígneas , sedimentarias y metamórficas , con edades que van desde el Paleozoico al Cenozoico .
Varios estudios definieron geográfica y morfológicamente la extensión del Arco de Ryukyu en tres partes: el norte de Ryukyu, que incluye las islas Ōsumi ; Ryukyu central, que incluye las islas Amami y las islas Okinawa ; Sur de Ryukyu, que incluye las islas Miyako y las islas Yaeyama . [2] [7] Las partes más al norte y al sur del Arco Ryukyu terminan en Kyushu y Taiwán, respectivamente. [8]
Las características geológicas y estructurales de Ryukyu del Sur son bastante diferentes de las de Ryukyu del Norte y Central; Ryukyu del Sur, y Ryukyu del Norte y Central pueden haberse desarrollado en entornos geológicos dispares antes del Mioceno medio . [2] Los complejos de acreción en el norte y centro de Ryukyu se consideran la extensión de la zona exterior del suroeste de Japón, [7] [9] [10] mientras que las rocas metamórficas en el sur de Ryukyu están asociadas con la zona interior del suroeste de Japón. [11] El arco podría unirse a la configuración actual en el Plioceno - Pleistoceno debido a diferentes tasas de migración hacia el sureste a medida que avanzaba la tectónica. [2]
La depresión de Okinawa es la cuenca del arco posterior del Arco de Ryukyu y se formó por la extensión litosférica de la Placa Euroasiática continental. [3] Los grabens extensionales , de unos 10 km de ancho y unos 50-100 km de largo, con alineación escalonada, se pueden encontrar en la parte media y sur de Okinawa Trough. [3] [5] De toda la depresión de Okinawa, la parte sur es la más evolucionada y activa, ya que su profundidad máxima, que es mayor que la de otras partes, es de unos 2200 m. [4] La depresión de Okinawa alberga sedimentos terrígenos de la plataforma continental de Asia y el Arco de Ryukyu a un ritmo elevado. [4]
El Arco de Ryukyu es un sitio de sismicidad activa caracterizado por terremotos poco profundos, dada la convergencia en curso entre la Placa del Mar de Filipinas y la Placa Euroasiática. [8] Los datos sísmicos de los terremotos se han utilizado para detectar estructuras sísmicas debajo del Arco Ryukyu. [12] Se han descubierto zonas de baja velocidad sísmica , que posiblemente estén asociadas con el afloramiento de magma, debajo de volcanes activos y la depresión de Okinawa. [12]
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Un frente volcánico activo se encuentra a 100 km por encima de la zona Wadati-Benioff (una zona plana de sismicidad en la interfaz entre las placas subductora y superior) en el norte de Ryukyu y se desvanece gradualmente en el centro y el sur de Ryukyu. [5]
Aquí se resumen las unidades geológicas principales, pero no todas, del Arco Ryukyu.
Las formaciones Motobu y Yonamine son rocas del Pérmico que constituyen el basamento de la península de Motobu en la isla de Okinawa , Ryukyu central. [14] La Formación Motobu se compone principalmente de piedra caliza intercalada con pedernal y filita . [15] La piedra caliza contiene fósiles de foraminíferos de la edad Pérmica. [8] La Formación Yonamine, con estratos intercalados de filita, pizarra , arenisca , piedra caliza, piedra verde y pedernal, [15] subyace a la Formación Motobu [16] y contiene corales del Pérmico. [17]
La Formación Tomuru se distribuye en las islas Iriomote e Ishigaki de las islas Yaeyama, en el sur de Ryukyu. [7] [11] [18] La formación tiene una edad de 220–190 Ma (hace millones de años) ( Triásico Tardío - Jurásico Temprano ) y comprende rocas ultramáficas y rocas metamórficas de alta presión/temperatura (P/T), es decir, metagabro y esquistos máficos , silíceos y pelíticos . [11] [19]
La Formación Fusaki, ubicada en la isla Ishigaki y la isla Taketomi de las islas Yaeyama en el sur de Ryukyu, [18] comprende rocas olistromales débilmente metamorfoseadas : bloques alóctonos de pedernal, lutita , arenisca y caliza están incrustados en una matriz fangosa . [11] La edad metamórfica de esta formación oscila entre 145 y 130 Ma ( Cretácico Inferior ) y fue determinada mediante datación con micas fengíticas K-Ar. [11] Los datos de Radiolaria muestran que la formación se acrecentó en el Toarciano en el Jurásico Temprano. [6] Esta formación es parte de un complejo de acreción de una zona de subducción del Jurásico Medio. [11] En la isla Ishigaki, esta formación se encuentra debajo de la Formación Tomuru a lo largo del empuje de Sokobaru [11] y está invadida por rocas graníticas del Oligoceno , llamadas Plutón Omoto. [6]
La Formación Nakijin es un depósito de piedra caliza, basalto y una cantidad menor de limolita calcárea , tobácea y lutita calcárea de 450 a 500 m de espesor. [14] Los registros fósiles de amonitas y halobíidos en esta formación sugieren una edad del Triásico Tardío. [14] La Formación Nakijin se puede encontrar en el centro de Ryukyu, es decir, la isla Sesoko y la parte noroeste de la península Motobu de la isla de Okinawa. [14] Esta formación se superpone a la Formación Yonamine a lo largo de una falla inversa. [14]
El Grupo Shimanto es un conjunto de rocas metamórficas que datan del Cretácico Inferior al Mioceno inferior y que están asociadas con el cinturón de Shimanto. [7] [20] El cinturón de Shimanto es un complejo de acreción en la zona exterior del suroeste de Japón que se extiende desde Honshu , Shikoku y Kyushu hasta el norte y el centro de Ryukyu. [2] El grupo comprende rocas sedimentarias y metasedimentarias metamorfoseadas hasta facies de esquistos verdes , incluidas areniscas de tipo flysch y pizarras con piedras verdes máficas. [7] En el Grupo Shimanto de Ryukyu central y septentrional se pueden encontrar deformaciones como pliegues isoclinales, volcados y con inclinación noroeste y fallas de cabalgamiento con convergencia SE. [7]
En la isla de Okinawa, Ryukyu central, el Grupo Shimanto está separado en la Formación Nago y la Formación Kayo. [21] La Formación Nago comprende esquistos pelíticos y máficos, filita y pizarra, con pedernal y piedra caliza menores, [21] y aflora la mayor parte del norte de la isla de Okinawa. [15] Aunque solo se han encontrado rastros de fósiles en la formación, se cree que su edad es del Cretácico al Eoceno temprano por correlaciones con otras formaciones en la isla. [21] La Formación Kayo presenta lechos de turbidita que contienen fósiles de lutita, arenisca y nummulita que indican la edad del Eoceno medio. [22] ] Subyace a la Formación Nago a lo largo de una falla de empuje con inclinación noroeste. [21] El plegamiento de empuje y el metamorfismo de la formación sugieren un origen de trinchera. [22] [20]
Las formaciones Eoceno Miyara y Nosoko afloran en las islas Yaeyama, en el sur de Ryukyu. [7] La Formación Miyara es una sucesión de conglomerados , areniscas, lutitas y calizas con inmersión sur-suroeste depositados a lo largo de la costa de la isla Ishigaki. [8] En las calizas se ha conservado una gran variedad de fósiles marinos (por ejemplo, algas calcáreas, foraminíferos, corales, equinodermos , briozoos y gasterópodos ), y también se encontraron moluscos en el conglomerado. [8] Los foraminíferos y las algas calcáreas en las calizas sugieren una edad del Eoceno tardío. [8]
La Formación Nosoko es una secuencia de 300 m de espesor de toba , arenisca volcánica, brechas y lavas con diques , umbrales y otras pequeñas intrusiones . [8] Esta formación está ampliamente expuesta en la península de Nosoko en el norte de la isla Ishigaki. [8] También se encuentra de manera conformable por encima de la Formación Miyara. [22] Los datos paleomagnéticos de la Formación Nosoko indican una desviación media de la dirección magnética aproximadamente 30˚ en el sentido de las agujas del reloj desde el polo esperado. [23] Estos datos, junto con las edades radiométricas , sugieren que el sur de Ryukyu podría haber rotado unos 25˚ con respecto al continente asiático en el Mioceno entre 6 y 10 Ma. [23]
El Grupo Yaeyama es un conjunto de rocas sedimentarias que comprenden principalmente arenisca con intercalaciones de conglomerado, piedra caliza, lutita y vetas de carbón, y que afloran en las islas Yaeyama, en el sur de Ryukyu. [2] [7] La edad del grupo es del Mioceno temprano, como lo sugieren los datos paleontológicos . [18] Las vetas de carbón, las láminas transversales y los rastros de fósiles revelan que el grupo posiblemente se derive de sedimentos en una plataforma continental. [2] [7] El grupo muestra menos deformación, como inclinación y plegado, que las formaciones del Eoceno del sur de Ryukyu, lo que sugiere que el sur de Ryukyu ha permanecido estable desde principios del Mioceno. [2]
El Grupo Shimajiri consta de un miembro superior y un miembro inferior. El miembro superior (Shinzato) del Mioceno tardío o Plioceno está formado por toba y esquisto; el miembro inferior (Yonabaru) del Mioceno contiene lutita intercalada con limolita y arenisca. [24] El Grupo Shimajiri es la primera unidad geológica que se encuentra en el norte, centro y sur de Ryukyu. [2] [7] Ryukyu del norte, central y del sur pueden haber tenido diferentes cuencas y configuraciones tectónicas antes del Mioceno tardío (la edad de deposición del grupo). [2] A pesar de estar ampliamente distribuido en el Mar de China Oriental, el Arco de Ryukyu y su antearco , el grupo no se encuentra en la depresión sur de Okinawa. [4] La ruptura de la depresión sur de Okinawa precedió a la deposición del grupo. [4]
El Grupo Ryukyu son depósitos del Pleistoceno formados después del desarrollo del Grupo Shimajiri pero antes de que se depositaran los sedimentos del Holoceno . [25] Se distribuye en el centro y sur de Ryukyu y está marcado por una discordancia distinta por encima del Grupo Shimajiri. [25] El grupo comprende predominantemente los depósitos de arena y grava de Ryukyu Limestone y Terrace. [25] La piedra caliza Ryukyu tiene generalmente entre 40 y 60 m de espesor y se caracteriza por fallas posdeposicionales, que dieron como resultado la formación de terrazas y los sedimentos asociados (depósitos de terrazas). [25] Tras la deposición de la piedra caliza de Ryukyu, las fallas predominantes de noroeste a sureste a lo largo del Arco de Ryukyu dieron como resultado un episodio de levantamiento de rocas del basamento en forma de cúpula en las Islas Ryukyu, denominado 'Movimiento Uruma'. [26]
A lo largo de la Fosa de Ryukyu, la Placa del Mar de Filipinas se está subduciendo hacia el noroeste bajo la Placa Euroasiática a una velocidad estimada de 5 a 7 cm/año. [27] Los ángulos de subducción se vuelven cada vez más oblicuos al arco hacia el sur. [27] Los datos del Sistema de Posicionamiento Global muestran que el sur de Kyushu y el Arco de Ryukyu migran hacia el sureste (hacia la Fosa de Ryukyu) en relación con Eurasia, en comparación con la migración hacia el oeste-noroeste de otros arcos de Japón. [28]
Los prismas de acreción del Pérmico-Jurásico se acumularon a lo largo del lado oriental de Pangea , donde la antigua Placa del Pacífico se subducía bajo el antiguo bloque continental asiático. [29] Vastas regiones del Arco de las Islas de Japón, incluido el Arco de Ryukyu, se desarrollaron a partir de acreciones pertinentes a la subducción durante el Jurásico. [29] La evidencia fósil y paleomagnética del Grupo Shimanto sugiere que la subducción de una placa oceánica joven ocurrió en el Cretácico Superior (aproximadamente 70 Ma) hasta el Paleógeno. [29] La subducción y la acreción pueden haberse detenido a finales del Eoceno antes de la deposición del Grupo Neógeno-Cuaternario Shimajiri. [22]
La deposición de sedimentos de la plataforma continental (el Grupo Yaeyama) tuvo lugar en el sur de Ryukyu, que en ese momento era estable y no tenía movimiento de la corteza, durante el Mioceno temprano. [2] [6] [22] Después de un cese de la subducción alrededor de 10 a 6 Ma, la placa del Mar de Filipinas reanudó la subducción desde finales del Mioceno (aproximadamente 6 Ma), lo que llevó a la expansión del arco posterior de la depresión de Okinawa. [30] La ruptura inicial de la depresión del norte de Okinawa puede haber causado una rotación en sentido antihorario en el norte de Ryukyu y el sur de Kyushu después de 6 Ma. [30] Mientras tanto, los datos paleomagnéticos registran una rotación en el sentido de las agujas del reloj del sur de Ryukyu después de 10 Ma. [23] Los estudios de reflexión sísmica indican una ruptura inicial de la parte sur de la depresión de Okinawa a principios del Pleistoceno, que dio lugar a distintos procesos tectónicos, es decir, sedimentación , domo de la corteza, erosión y hundimiento . [4] La aparición del Arco de Ryukyu, junto con el hundimiento de la Depresión de Okinawa, puede haber ocurrido a finales del Pleistoceno (1,7–0,5 Ma), después del desarrollo del Grupo Shimajiri y antes del Grupo Ryukyu. [22] El rifting del arco posterior y la sedimentación asociada en la depresión sur de Okinawa han continuado desde hace 2 Ma. [4]