El Arco de Ryukyu es un arco de islas 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 mi). [2] [3] [4] Está ubicado a lo largo de una sección del límite de placa convergente donde la Placa del Mar de Filipinas 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 Fosa de Okinawa , un arco volcánico activo, y la Fosa de Ryukyu. [7] El Arco de Ryukyu, basado 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 a unos 130˚E, mientras que la brecha de Kerama separa Ryukyu central y Ryukyu del sur a unos 127 ˚E. [2] [5] [7] Las unidades geológicas del arco incluyen rocas ígneas , sedimentarias y metamórficas , que van desde el Paleozoico al Cenozoico en edad.
Varios estudios definieron la extensión geográfica y morfológica del Arco Ryukyu en tres partes: Ryukyu del Norte, que incluye las Islas Ōsumi ; Ryukyu Central, que incluye las Islas Amami y las Islas Okinawa ; Ryukyu del Sur, que incluye las Islas Miyako y las Islas Yaeyama . [2] [7] Las partes más septentrionales y más meridionales 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 Ryukyu del Norte y Central se consideran como la extensión de la Zona Exterior del Sudoeste de Japón, [7] [9] [10] mientras que las rocas metamórficas en Ryukyu del Sur están asociadas con la Zona Interior del Sudoeste de Japón. [11] El arco podría unirse en la configuración actual en el Plioceno - Pleistoceno debido a diferentes tasas de migración hacia el sudeste a medida que avanzaba la tectónica. [2]
La depresión de Okinawa es la cuenca del arco posterior del Arco Ryukyu, y se ha formado por la extensión litosférica de la placa euroasiática continental. [3] Grabens extensionales , de unos 10 km de ancho y unos 50-100 km de largo, con alineación escalonada se pueden encontrar en las partes medias y meridionales de la depresión de Okinawa. [3] [5] De toda la depresión de Okinawa, la parte meridional es la más evolucionada y activa, ya que su profundidad máxima, que es mayor que otras partes, es de unos 2200 m. [4] La depresión de Okinawa acomoda sedimentos terrígenos de la plataforma continental de Asia y el Arco 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 de 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 subductoras y superpuestas) en el norte de Ryukyu y se desvanece gradualmente en el centro y sur de Ryukyu. [5]
Aquí se resumen las principales unidades geológicas del Arco Ryukyu, pero no todas.
Las formaciones Motobu y Yonamine son rocas pérmicas que constituyen el basamento de la península Motobu de la isla de Okinawa , Ryukyu central. [14] La formación Motobu consiste principalmente en piedra caliza intercalada con sílex y filita . [15] La piedra caliza contiene fósiles de foraminíferos de la era pérmica. [8] La formación Yonamine, con estratos de filita intercalada, pizarra , arenisca , piedra caliza, piedra verde y sílex, [15] se encuentra debajo de la formación Motobu [16] y contiene corales pérmicos. [17]
La Formación Tomuru se distribuye en las islas Iriomote e Ishigaki de las islas Yaeyama, al 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 sílex, lutita , arenisca y caliza están incrustados en una matriz fangosa . [11] La edad metamórfica de esta formación varía de 145 a 130 Ma ( Cretácico Inferior ) y fue determinada por la datación de micas fengíticas K-Ar. [11] Los datos de Radiolaria muestran que la formación se acrecionó en el Toarciense en el Jurásico Inferior. [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 está empujada debajo de la Formación Tomuru a lo largo del empuje Sokobaru [11] y está intruida por rocas graníticas del Oligoceno , llamadas Plutón Omoto. [6]
La Formación Nakijin es un depósito de piedra caliza, basalto y una pequeña cantidad de limo calcáreo , toba y lodolita calcárea de 450 a 500 m de espesor. [14] Los registros fósiles de amonitas y halobiids en esta formación sugieren una edad Triásico Tardío. [14] La Formación Nakijin se puede encontrar en Ryukyu Central, es decir, la Isla Sesoko y la parte noroeste de la península Motobu de la Isla 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, asociadas con el cinturón de Shimanto. [7] [20] El cinturón de Shimanto es un complejo de acreción en la Zona Exterior del Sudoeste de Japón, que se extiende desde Honshu , Shikoku y Kyushu hasta el norte y centro de Ryukyu. [2] El grupo comprende rocas sedimentarias y metasedimentarias metamorfoseadas hasta facies de esquisto verde , incluyendo arenisca y pizarra de tipo flysch con piedras verdes máficas. [7] En el Grupo Shimanto de Ryukyu central y norte se pueden encontrar deformaciones como pliegues volcados, isoclinales y con inclinación hacia el noroeste , y fallas de empuje con vertimiento hacia el 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 esquisto pelítico y máfico, filita y pizarra, con pedernal y caliza en menor medida, [21] y aflora en la mayor parte del norte de la isla de Okinawa. [15] Aunque solo se han encontrado fósiles traza en la formación, se cree que es del Cretácico al Eoceno temprano en edad por correlaciones con otras formaciones en la isla. [21] La Formación Kayo presenta capas de turbidita que contienen fósiles de lutita, arenisca y nummulita que indican una edad del Eoceno medio. [22] ] Se encuentra debajo de la Formación Nago a lo largo de una falla de empuje que se inclina hacia el noroeste. [21] El plegamiento de empuje y el metamorfismo de la formación sugieren un origen de trinchera. [22] [20]
Las formaciones Miyara y Nosoko del Eoceno afloran en las islas Yaeyama, al sur de Ryukyu. [7] La formación Miyara es una sucesión de conglomerado , arenisca, pizarra y caliza que se inclina hacia el sur-suroeste y que se depositó a lo largo de la costa de la isla Ishigaki. [8] Una gran variedad de fósiles marinos (por ejemplo, algas calcáreas, foraminíferos, corales, equinodermos , briozoos y gasterópodos ) se han conservado en las calizas, 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 y brecha , 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 de Ishigaki. [8] También se encuentra de manera concordante por encima de la Formación Miyara. [22] Los datos paleomagnéticos de la Formación Nosoko indican una desviación media de la dirección magnética de aproximadamente 30˚ en el sentido de las agujas del reloj alejándose del polo esperado. [23] Estos datos, junto con las edades radiométricas , sugieren que el sur de Ryukyu podría haber girado unos 25˚ con respecto al continente asiático en el Mioceno hace entre 6 y 10 Ma. [23]
El Grupo Yaeyama es un conjunto de rocas sedimentarias que comprende principalmente arenisca con intercalaciones de conglomerado, caliza, lutita y vetas de carbón, y que aflora en las Islas Yaeyama, Ryukyu del Sur. [2] [7] La edad del grupo es del Mioceno temprano, como lo sugieren los datos paleontológicos . [18] Las vetas de carbón, las láminas cruzadas y los fósiles traza revelan que el grupo posiblemente se deriva de sedimentos en una plataforma continental. [2] [7] El grupo muestra menos deformación, como inclinación y plegamiento, que las formaciones del Eoceno de Ryukyu del Sur, lo que sugiere que Ryukyu del Sur ha sido estable desde el Mioceno temprano. [2]
El Grupo Shimajiri consta de un miembro superior y uno inferior. El miembro superior (Shinzato), de finales del Mioceno o del Plioceno, consta de toba y pizarra; el miembro inferior (Yonabaru), de finales del Mioceno, contiene pizarra 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] El norte, centro y sur de Ryukyu pueden haber tenido cuencas y configuraciones tectónicas diferentes 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 fosa de Okinawa del sur. [4] La ruptura de la fosa de Okinawa del sur 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 sedimentos del Holoceno . [25] Se distribuye en Ryukyu central y meridional y está marcado por una discordancia distintiva por encima del Grupo Shimajiri. [25] El grupo comprende predominantemente los depósitos de caliza y terrazas de Ryukyu de arena y grava. [25] La caliza de Ryukyu tiene generalmente un espesor de 40 a 60 m y se caracteriza por fallas postdeposicionales, que dieron lugar a la formación de terrazas y sedimentos asociados (depósitos de terrazas). [25] Tras la deposición de la caliza de Ryukyu, las fallas predominantes de noroeste a sureste a lo largo del arco de Ryukyu dieron lugar a un episodio de elevación en forma de domo de las rocas del basamento 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 subdujo 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 (alrededor de 70 Ma) hasta el Paleógeno. [29] La subducción y la acreción pueden haberse detenido a fines del Eoceno antes de la deposición del Grupo Shimajiri Neógeno-Cuaternario. [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 cortical, durante el Mioceno temprano. [2] [6] [22] Después de un cese de la subducción alrededor de 10-6 Ma, la placa del Mar de Filipinas reanudó la subducción desde finales del Mioceno (alrededor de 6 Ma), lo que llevó a la expansión del arco posterior de la depresión de Okinawa. [30] El rifting inicial de la depresión 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 un rifting inicial de la parte sur de la depresión de Okinawa en el Pleistoceno temprano, lo que dio lugar a distintos procesos tectónicos, es decir, sedimentación , domo cortical, erosión y hundimiento . [4] El surgimiento del Arco Ryukyu, junto con el hundimiento de la Depresión de Okinawa, puede haber ocurrido a fines del Pleistoceno (1,7–0,5 Ma) después del desarrollo del Grupo Shimajiri y antes del del Grupo Ryukyu. [22] El rifting de arco posterior y la sedimentación asociada en la Depresión de Okinawa del sur han continuado desde hace 2 Ma. [4]