Una cuenca de arco posterior es un tipo de cuenca geológica que se encuentra en algunos límites de placas convergentes . Actualmente, todas las cuencas de arco posterior son características submarinas asociadas con arcos de islas y zonas de subducción , y muchas de ellas se encuentran en el Océano Pacífico occidental . La mayoría de ellos resultan de fuerzas tensionales , provocadas por un proceso conocido como retroceso de la fosa oceánica , donde una zona de subducción se mueve hacia la placa en subducción. [1] Las cuencas de retroarco fueron inicialmente un fenómeno inesperado en la tectónica de placas , ya que se esperaba que los límites convergentes fueran universalmente zonas de compresión. Sin embargo, en 1970, Dan Karig publicó un modelo de cuencas de arco posterior consistente con la tectónica de placas. [2]
Las cuencas de retroarco suelen ser muy largas y relativamente estrechas, a menudo de miles de kilómetros de largo, aunque sólo tienen unos pocos cientos de kilómetros de ancho como máximo. Para que se forme una extensión del retroarco, se requiere una zona de subducción, pero no todas las zonas de subducción tienen una característica de extensión del retroarco. [3] Las cuencas de arco posterior se encuentran en áreas donde la placa en subducción de la corteza oceánica es muy antigua. [3] El ancho restringido de las cuencas del arco posterior se debe a que la actividad magmática depende del agua y de la convección inducida del manto, lo que limita su formación a lo largo de las zonas de subducción. [3] Las tasas de dispersión varían desde sólo unos pocos centímetros por año (como en la depresión de las Marianas ) hasta 15 cm/año en la cuenca de Lau . [4] Las crestas que se extienden dentro de las cuencas hacen erupción de basaltos que son similares a los que surgen de las dorsales en medio del océano ; la principal diferencia es que los basaltos de la cuenca del arco posterior son a menudo muy ricos en agua magmática (normalmente entre 1 y 1,5 % en peso de H 2 O), mientras que los magmas basálticos de las dorsales oceánicas son muy secos (normalmente <0,3 % en peso de H 2 O). El alto contenido de agua de los magmas basálticos de la cuenca del arco posterior se deriva del agua transportada hacia la zona de subducción y liberada en la cuña del manto suprayacente . [1] Fuentes adicionales de agua podrían ser la eclogitización de anfíboles y micas en la losa de subducción. Al igual que las dorsales oceánicas, las cuencas de arco posterior tienen respiraderos hidrotermales y comunidades quimiosintéticas asociadas .
Se han observado pruebas de expansión del fondo marino en núcleos del fondo de la cuenca. El espesor del sedimento que se acumuló en la cuenca disminuyó hacia el centro de la cuenca, lo que indica una superficie más joven. Harry Hess propuso la idea de que el espesor y la edad de los sedimentos en el fondo del mar están relacionados con la edad de la corteza oceánica. [5] Las anomalías magnéticas de la corteza que se habían formado en las cuencas del arco posterior se desviaron en su forma de la corteza formada en las dorsales oceánicas. [2] En muchas áreas las anomalías no parecen paralelas, así como los perfiles de las anomalías magnéticas en la cuenca carecen de simetría o una anomalía central como lo hace una cuenca oceánica tradicional, lo que indica una expansión asimétrica del fondo marino. [2]
Esto ha llevado a algunos a caracterizar la expansión en las cuencas del arco posterior como más difusa y menos uniforme que en las dorsales oceánicas. [6] La idea de que la expansión de la cuenca del arco posterior es intrínsecamente diferente de la expansión de las dorsales en medio del océano es controvertida y ha sido debatida a lo largo de los años. [6] Otro argumento presentado es que el proceso de expansión del fondo marino es el mismo en ambos casos, pero el movimiento de los centros de expansión del fondo marino en la cuenca provoca la asimetría en las anomalías magnéticas. [6] Este proceso se puede ver en la cuenca del arco posterior de Lau. [6] Aunque las anomalías magnéticas son más complejas de descifrar, las rocas muestreadas en los centros de expansión de las cuencas del arco posterior no difieren mucho de las de las dorsales en medio del océano. [7] Por el contrario, las rocas volcánicas del arco de islas cercano difieren significativamente de las de la cuenca. [7]
Las cuencas de arco posterior se diferencian de las dorsales normales en medio del océano porque se caracterizan por una extensión asimétrica del fondo marino, pero esto es bastante variable incluso dentro de cuencas individuales. Por ejemplo, en la depresión de las Marianas central, las tasas de expansión actuales son 2 a 3 veces mayores en el flanco occidental, [8] mientras que en el extremo sur de la depresión de las Marianas la posición del centro de expansión adyacente al frente volcánico sugiere que la corteza terrestre en general La acumulación ha sido casi completamente asimétrica allí. [9] Esta situación se refleja en el norte, donde también se desarrolla una gran asimetría. [10]
Otras cuencas de arco posterior, como la cuenca de Lau, han experimentado grandes saltos de rift y eventos de propagación (cambios repentinos en el movimiento relativo de rift) que han transferido centros de expansión desde posiciones del arco distal a posiciones más proximales del arco. [11] Por el contrario, el estudio de las tasas de expansión recientes parece ser relativamente simétrico, con quizás pequeños saltos de ruptura. [12] La causa de la expansión asimétrica en las cuencas de retroarco sigue siendo poco conocida. Las ideas generales invocan asimetrías relativas al eje de expansión en los procesos de generación de arco fundido y flujo de calor, gradientes de hidratación con la distancia desde la losa, efectos de cuña del manto y evolución desde el rifting hasta la expansión. [13] [14] [15]
Se cree que la extensión de la corteza detrás de los arcos volcánicos es causada por procesos asociados con la subducción. [1] A medida que la placa en subducción desciende hacia la astenosfera , arroja agua, lo que provoca el derretimiento del manto, el vulcanismo y la formación de arcos de islas. Otro resultado de esto es que se forma una celda de convección. [1] El magma ascendente y el calor junto con la tensión hacia afuera en la corteza en contacto con la celda de convección hacen que se forme una región de fusión, lo que resulta en una grieta . Este proceso impulsa el arco de la isla hacia la zona de subducción y el resto de la placa se aleja de la zona de subducción. [1] El movimiento hacia atrás de la zona de subducción en relación con el movimiento de la placa que se está subduciendo se llama retroceso de zanja (también conocido como retroceso de bisagra o retroceso de bisagra ). A medida que la zona de subducción y su trinchera asociada retroceden, la placa superior se estira, adelgazando la corteza y formando una cuenca de arco posterior. En algunos casos, la extensión es provocada por la entrada de una característica flotante en la zona de subducción, que localmente ralentiza la subducción e induce a la placa de subducción a girar adyacente a ella. Esta rotación está asociada con el retroceso de la zanja y la extensión de la placa superior. [9]
Se ha descubierto que la edad de la corteza en subducción necesaria para establecer la expansión del retroarco es de 55 millones de años o más. [15] [3] Esta es la razón por la cual los centros de expansión del arco posterior parecen concentrados en el Pacífico occidental. [3] El ángulo de inclinación de la losa en subducción también puede ser significativo, como se muestra, es mayor que 30° en áreas de extensión del arco posterior; Lo más probable es que esto se deba a que, a medida que la corteza oceánica envejece, se vuelve más densa, lo que da lugar a un ángulo de descenso más pronunciado. [3]
El adelgazamiento de la placa superior debido a la ruptura del arco posterior puede conducir a la formación de nueva corteza oceánica (es decir, la expansión del arco posterior). A medida que la litosfera se estira, la astenosfera que se encuentra debajo se eleva a poca profundidad y se derrite parcialmente como resultado de la fusión por descompresión adiabática . A medida que este derretimiento se acerca a la superficie, comienza la propagación.
La sedimentación es fuertemente asimétrica, y la mayor parte del sedimento proviene del arco volcánico activo que retrocede al ritmo del retroceso de la fosa. [16] A partir de núcleos recolectados durante el Proyecto de perforación en aguas profundas (DSDP), se encontraron nueve tipos de sedimentos en las cuencas del arco posterior del Pacífico occidental. [16] Los flujos de escombros de conglomerados masivos de lecho grueso a medio representan el 1,2% de los sedimentos recolectados por el DSDP. [16] El tamaño promedio de los sedimentos en los conglomerados es del tamaño de un guijarro, pero puede variar desde gránulos hasta guijarros . [16] Los materiales accesorios incluyen fragmentos de piedra caliza , pedernal , fósiles de aguas poco profundas y clastos de arenisca . [dieciséis]
Los sistemas de abanicos submarinos de turbidita arenisca y lutita intercaladas constituyeron el 20% del espesor total de sedimento recuperado por el DSDP. [16] Los abanicos se pueden dividir en dos subsistemas según las diferencias en litología , textura , estructuras sedimentarias y estilo de lecho . [16] Estos sistemas son el subsistema de ventilador interno y medio y el subsistema de ventilador externo. [16] El sistema interno y medio del ventilador contiene areniscas y lutitas intercaladas de estratos finos a medianos. [16] Las estructuras que se encuentran en estas areniscas incluyen clastos de carga , microfallas , pliegues de asentamiento, laminaciones convolutas , estructuras de deshidratación, lechos graduados y cimas gradacionales de lechos de arenisca. [16] Se pueden encontrar secuencias parciales de Bouma dentro del subsistema. [16] El subsistema de ventilador externo generalmente consiste en sedimentos más finos en comparación con el sistema de ventilador interno y medio. [16] En este sistema se encuentran areniscas, limolitas y lutitas volcánicas bien clasificadas . [16] Las estructuras sedimentarias que se encuentran en este sistema incluyen láminas paralelas, láminas microcruzadas y lechos graduados. [16] En este subsistema se pueden identificar secuencias parciales de Bouma. [dieciséis]
Las arcillas pelágicas que contienen micronódulos de hierro-manganeso , cuarzo , plagioclasa , ortoclasa , magnetita , vidrio volcánico , montmorillonita , illita , esmectita , restos de foraminíferos , diatomeas y espículas de esponja constituyeron la sección estratigráfica superior en cada sitio donde se encontró. Este tipo de sedimento consistió en el 4,2% del espesor total de sedimento recuperado por el DSDP. [dieciséis]
Los sedimentos biogénicos pelágicos de sílice consisten en radiolarios, diatomeas, exudados de silicoflagelados y pedernal. [16] Constituye el 4,3% del espesor del sedimento recuperado. [16] Los carbonatos pelágicos biogénicos son el tipo de sedimento más común recuperado de las cuencas del arco posterior del Pacífico occidental. [16] Este tipo de sedimento representó el 23,8% del espesor total del sedimento recuperado por el DSDP. [16] Los carbonatos pelágicos consisten en exudado, creta y piedra caliza. [16] Los nanofósiles y foraminíferos constituyen la mayor parte del sedimento. [16] Los carbonatos resedimentados constituyeron el 9,5% del espesor total del sedimento recuperado por el DSDP. [16] Este tipo de sedimento tenía la misma composición que el carbonatado pelágico biogénico, pero había sido reelaborado con estructuras sedimentarias bien desarrolladas. [16] Los piroclásticos que consisten en ceniza volcánica , toba y una serie de otros componentes, incluidos nanofósiles, pirita , cuarzo, restos de plantas y vidrio, constituyeron el 9,5% del sedimento recuperado. [16] Estos sedimentos volcánicos se obtuvieron del vulcanismo tectónico controlado regional y de las fuentes cercanas del arco de islas. [dieciséis]
Las cuencas activas de arco posterior se encuentran en las regiones de las Marianas , Kermadec-Tonga , Escocia del Sur , Manus , Fiji del Norte y el Mar Tirreno , pero la mayoría se encuentran en el Pacífico occidental. No todas las zonas de subducción tienen cuencas de retroarco; algunos, como los Andes centrales , están asociados con la compresión del arco trasero .
Hay una serie de cuencas de arco posterior extintas o fósiles, como la cuenca Parece Vela-Shikoku, el Mar de Japón y la cuenca Kurile. Las cuencas de retroarco de compresión se encuentran, por ejemplo, en los Pirineos y los Alpes suizos . [17]
Con el desarrollo de la teoría de las placas tectónicas , los geólogos pensaron que los márgenes de las placas convergentes eran zonas de compresión, por lo que no se esperaban zonas de fuerte extensión por encima de las zonas de subducción (cuencas de arco posterior). La hipótesis de que algunos márgenes de placas convergentes se estaban extendiendo activamente fue desarrollada por Dan Karig en 1970, mientras era estudiante de posgrado en el Instituto Scripps de Oceanografía . [2] Este fue el resultado de varias expediciones geológicas marinas al Pacífico occidental.