Antearco es un término tectónico de placas que se refiere a una región en una zona de subducción entre una fosa oceánica y el arco volcánico asociado . Las regiones del antearco están presentes a lo largo de los márgenes convergentes y del mismo nombre se forman "frente a" los arcos volcánicos que son característicos de los márgenes de las placas convergentes. Una región de retroarco es la región compañera detrás del arco volcánico.
Muchos antearcos tienen una cuña de acreción que puede formar una cresta topográfica conocida como cresta de arco exterior que es paralela al arco volcánico. Una cuenca del antearco entre la cuña de acreción y el arco volcánico puede acumular espesos depósitos de sedimento, a veces denominada vaguada del arco exterior. Debido a las tensiones de colisión cuando una placa tectónica se subduce debajo de otra, las regiones del antearco son fuentes de terremotos poderosos. [1] [2]
Durante la subducción , una placa oceánica es empujada debajo de otra placa tectónica, que puede ser oceánica o continental . El agua y otros volátiles en la placa subductora provocan que el flujo se derrita en el manto superior , creando magma que asciende y penetra la placa suprayacente, formando un arco volcánico . El peso de la losa en subducción flexiona la placa superior y crea una fosa oceánica . Esta área entre la zanja y el arco se llama región del antearco, y el área detrás del arco y alejada de la zanja se conoce como región del contraarco .
La región del manto entre la placa superior y la losa en subducción experimenta un flujo de esquina cerca del arco posterior impulsado por el movimiento descendente de la losa en subducción. [3] Al mismo tiempo, la temperatura de la cuña del manto más cercana a la zanja está dominada por la losa en subducción más densa y fría, lo que da como resultado una porción fría y estancada de la cuña del manto. [4] [5]
Las teorías iniciales propusieron que las fosas oceánicas y los arcos magmáticos eran los principales proveedores de cuñas de sedimentación de acreción en las regiones del antearco. Un descubrimiento más reciente sugiere que parte del material acumulado en la región del antearco proviene de una fuente del manto junto con turbiditas de trinchera derivadas de material continental. Esta teoría se mantiene debido a la evidencia de que los sedimentos pelágicos y la corteza continental se están subduciendo en procesos conocidos como subducción de sedimentos y erosión por subducción, respectivamente. [2]
A lo largo del tiempo geológico hay un reciclaje constante de los depósitos del antearco debido a la erosión, deformación y subducción sedimentaria. La constante circulación de material en la región del antearco (prisma de acreción, cuenca del antearco y trinchera) genera una mezcla de secuencias ígneas, metamórficas y sedimentarias. En general, hay un aumento en el grado metamórfico desde la trinchera hasta el arco donde el grado más alto (esquisto azul a eclogita) está estructuralmente elevado (en los prismas) en comparación con los depósitos más jóvenes (cuencas). Las regiones del antearco también son donde se colocan las ofiolitas en caso de que se produzca una obducción , pero dichos depósitos no son continuos y, a menudo, pueden eliminarse mediante erosión. [2] [6]
A medida que las placas tectónicas convergen, el cierre de un océano dará como resultado la convergencia de dos masas de tierra, cada una de las cuales es un arco de islas o un margen continental. Cuando estos dos cuerpos chocan, el resultado es la orogénesis , momento en el que la corteza oceánica que se encuentra debajo se ralentiza. [2] [7] En las primeras etapas de la colisión arco-continente , hay elevación y erosión del prisma de acreción y la cuenca del antearco. En las últimas etapas de la colisión, la región del antearco puede suturarse, rotarse y acortarse, lo que puede formar pliegues sincolisión y cinturones de empuje.
En la superficie, la región del antearco puede incluir una(s) cuenca(s) del antearco, la altura del arco exterior, un prisma de acreción y la propia zanja. [2] La interfaz de subducción del antearco puede incluir una zona sismogénica, donde pueden ocurrir megaterremotos, una zona desacoplada y una zona viscosamente acoplada. [4] [8]
El prisma de acreción está ubicado en la pendiente de la zanja donde el ángulo de pendiente disminuye significativamente. Entre la ruptura y el arco magmático, una cuenca sedimentaria llena de material erosivo del arco volcánico y el sustrato puede acumularse en una cuenca del antearco que se superpone a las rebanadas de empuje más antiguas en la cuña de la región del antearco. [2]
En general, la topografía del antearco (específicamente en la región de la trinchera) intenta lograr un equilibrio entre la flotabilidad y las fuerzas tectónicas causadas por la subducción. El movimiento ascendente del antearco está relacionado con las fuerzas de flotabilidad y el movimiento hacia abajo está asociado con el forzamiento tectónico que hace que la litosfera oceánica descienda. [2] La relación entre la pendiente de la superficie y el empuje de subducción también juega un papel muy importante en la variación de la estructura y deformación del antearco. [1] Una cuña de subducción se puede clasificar como estable con poca deformación o inestable con deformación interna generalizada (consulte la sección sobre Modelos). Algunas deformaciones comunes en los sedimentos del antearco son la deformación sinsedimentaria y los olistostromos , como el observado en la región del antearco de Magnitogorsk . [7]
Hay dos modelos que caracterizan la formación y deformación de una cuenca de antearco y dependen de la deposición y hundimiento de sedimentos (ver figura). El primer modelo representa una cuenca de antearco formada con poco o ningún suministro de sedimentos. Por el contrario, el segundo modelo representa una cuenca con un suministro saludable de sedimentos. La profundidad de la cuenca depende del suministro de sedimentos de placas oceánicas, material clástico de origen continental y tasas de convergencia ortogonal. [1] [2] El flujo de acreción (suministro y salida de sedimentos) también determina la velocidad a la que crecen las cuñas de sedimentación dentro del antearco. [1]
La edad de la corteza oceánica junto con la velocidad convergente controla el acoplamiento a través de la interfaz convergente de la corteza continental y oceánica. La fuerza de este acoplamiento controla la deformación asociada con el evento y se puede ver en las firmas de deformación de la región del antearco. [2]
Se ha demostrado que la intensa interacción entre las placas superior e inferior en las regiones del antearco desarrolla fuertes mecanismos de acoplamiento que resultan en megaterremotos como el terremoto de Tohoku-oki que ocurrió frente a la costa del Pacífico en el noreste de Japón (Tian y Liu. 2013). Estos mega terremotos pueden estar correlacionados con valores bajos de flujo de calor generalmente asociados con las regiones del antearco. Los datos geotérmicos muestran un flujo de calor de ~30–40 mW/m 2 , lo que indica un manto frío y fuerte. [9]
Un buen ejemplo es el antearco de Mariana, donde los científicos han realizado extensas investigaciones. En este entorno hay un margen erosivo y una pendiente de antearco que consta de volcanes de lodo serpentinos de 2 km de altura y 30 km de diámetro. Las propiedades erosivas de estos volcanes son consistentes con los grados metamórficos (esquistos azules) esperados para esta región en el antearco. Hay evidencia de datos y modelos geotérmicos que muestran la interfaz losa-manto, los niveles de fricción y la fría litosfera oceánica en la fosa. [2] Otros buenos ejemplos son: