Cuenca de arco posterior

Una cuenca de retroarco es un tipo de cuenca geológica que se encuentra en algunos límites de placas convergentes . En la actualidad, todas las cuencas de retroarco 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 ellas son resultado de fuerzas de tensión , causadas por un proceso conocido como retroceso de la fosa oceánica , donde una zona de subducción se mueve hacia la placa que subduce. ^[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 retroarco 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 y solo unos pocos cientos de kilómetros de ancho como máximo. Para que se forme la 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 retroarco se encuentran en áreas donde la placa de subducción de la corteza oceánica es muy antigua. ^[3] El ancho restringido de las cuencas de retroarco se debe a que la actividad magmática depende del agua y la convección inducida del manto, lo que limita su formación a lo largo de las zonas de subducción. ^[3] Las tasas de expansión varían desde solo unos pocos centímetros por año (como en la depresión de las Marianas ), hasta 15 cm/año en la cuenca de Lau . ^[4] Las crestas de expansión dentro de las cuencas hacen erupción de basaltos que son similares a los que brotan de las dorsales oceánicas ; La principal diferencia es que los basaltos de cuenca de trasarco suelen ser muy ricos en agua magmática (normalmente entre el 1 y el 1,5 % en peso de H2O ₎ , mientras que los magmas basálticos de las dorsales oceánicas son muy secos (normalmente <0,3 % en peso de H2O ₎ . El alto contenido de agua de los magmas basálticos de cuenca de trasarco se deriva del agua transportada por la zona de subducción y liberada en la cuña del manto suprayacente . ^[1] Otras fuentes de agua podrían ser la ecologización de anfíboles y micas en la placa en subducción. De forma similar a las dorsales oceánicas, las cuencas de trasarco tienen respiraderos hidrotermales y comunidades quimiosintéticas asociadas .

Se han observado evidencias de expansión del fondo marino en los núcleos del fondo de la cuenca. El espesor del sedimento que se acumuló en la cuenca disminuyó hacia el centro de la misma, lo que indica una superficie más joven. La idea de que el espesor y la edad del sedimento en el fondo marino están relacionados con la edad de la corteza oceánica fue propuesta por Harry Hess. ^[5] Las anomalías magnéticas de la corteza que se habían formado en las cuencas de arco posterior se desviaron en 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 de 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 de arco posterior como más difusa y menos uniforme que en las dorsales oceánicas. ^[6] La idea de que la expansión en las cuencas de arco posterior es inherentemente diferente de la expansión en las dorsales oceánicas es controvertida y ha sido debatida a través 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 causa la asimetría en las anomalías magnéticas. ^{[6] Este} proceso se puede ver en la cuenca de arco posterior de Lau. [6] Aunque las anomalías magnéticas son más complejas de descifrar, las rocas muestreadas de los centros de expansión de las cuencas de arco posterior no difieren mucho de las de las dorsales oceánicas. ^[7] En contraste, 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 oceánicas normales porque se caracterizan por una expansión asimétrica del fondo marino, pero esto es bastante variable incluso dentro de una misma cuenca. Por ejemplo, en la fosa de las Marianas central, las tasas de expansión actuales son 2-3 veces mayores en el flanco occidental, ^[8] mientras que en el extremo sur de la fosa de las Marianas la posición del centro de expansión adyacente al frente volcánico sugiere que la acreción cortical general ha sido casi completamente asimétrica allí. ^[9] Esta situación se refleja en el norte, donde también se desarrolla una gran asimetría de expansión. ^[10]

Otras cuencas de arco posterior, como la cuenca de Lau, han sufrido grandes saltos de rift y eventos de propagación (cambios repentinos en el movimiento relativo del rift) que han transferido los centros de expansión desde posiciones distales al arco a posiciones más proximales al arco. ^[11] Por el contrario, el estudio de las tasas de expansión recientes parece ser relativamente simétrico con quizás pequeños saltos de rift. ^[12] La causa de la expansión asimétrica en las cuencas de arco posterior sigue siendo poco comprendida. Las ideas generales invocan asimetrías relativas al eje de expansión en los procesos de generación de fusión del arco y flujo de calor, gradientes de hidratación con la distancia desde la placa, efectos de cuña del manto y evolución del rifting a 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 , vierte agua, lo que provoca la fusión del manto, el vulcanismo y la formación de arcos insulares. 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 insular hacia la zona de subducción y el resto de la placa lejos de la zona de subducción. ^[1] El movimiento hacia atrás de la zona de subducción en relación con el movimiento de la placa que está siendo subducida se llama retroceso de la trinchera (también conocido como retroceso de la bisagra o retroceso de la bisagra ). A medida que la zona de subducción y su trinchera asociada tiran hacia atrás, la placa superior se estira, adelgazando la corteza y formando una cuenca de arco posterior. En algunos casos, la extensión se desencadena por la entrada de una formación flotante en la zona de subducción, que ralentiza localmente la subducción e induce a la placa que se encuentra en proceso de subducción a girar en su proximidad. Esta rotación está asociada con el retroceso de la fosa y la extensión de la placa que la sobrepasa. ^[9]

Se ha descubierto que la edad de la corteza en subducción necesaria para establecer la expansión de arco posterior es de 55 millones de años o más. ^{[15] [3]} Es por esto que los centros de expansión de arco posterior parecen estar concentrados en el Pacífico occidental. ^[3] El ángulo de inclinación de la placa en subducción también puede ser significativo, ya que se ha demostrado que es mayor a 30° en áreas de expansión de arco posterior; esto probablemente se debe a que a medida que la corteza oceánica envejece se vuelve más densa, lo que resulta en 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, expansión del arco posterior). A medida que la litosfera se estira, la astenosfera que se encuentra debajo se eleva a profundidades superficiales y se derrite parcialmente como resultado de la fusión por descompresión adiabática . A medida que este derretimiento se acerca a la superficie, comienza la expansión.

La sedimentación es fuertemente asimétrica, con la mayoría de los sedimentos provenientes del arco volcánico activo que retrocede al mismo ritmo que la trinchera. ^[16] A partir de núcleos recolectados durante el Proyecto de Perforación en Aguas Profundas (DSDP, por sus siglas en inglés), se encontraron nueve tipos de sedimentos en las cuencas de arco posterior del Pacífico occidental. ^{[16] Los flujos de escombros de} conglomerados masivos de estratos gruesos a medianos 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 guijarros, pero puede variar desde gránulos hasta cantos rodados . ^[16] Los materiales accesorios incluyen fragmentos de piedra caliza , sílex , fósiles de aguas poco profundas y clastos de arenisca . ^[16]

Los sistemas de abanicos submarinos de areniscas turbidíticas y lutitas 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 estratificación . ^[16] Estos sistemas son el subsistema de abanico interno y medio y el subsistema de abanico externo. ^[16] El sistema de abanico interno y medio contiene areniscas y lutitas intercaladas de estratificación delgada a media. ^[16] Las estructuras que se encuentran en estas areniscas incluyen clastos de carga , microfallas , pliegues de hundimiento, laminaciones convolutas , estructuras de deshidratación, estratificación gradada y cimas gradacionales de lechos de arenisca. ^[16] Se pueden encontrar secuencias parciales de Bouma dentro del subsistema. ^[16] El subsistema de abanico externo generalmente consta de sedimentos más finos en comparación con el sistema de abanico interno y medio. ^[16] En este sistema se encuentran areniscas volcanoclásticas, limolitas y lutitas bien clasificadas . ^[16] Las estructuras sedimentarias que se encuentran en este sistema incluyen láminas paralelas, láminas microcruzadas y estratificación gradada. ^[16] Se pueden identificar secuencias parciales de Bouma en este subsistema. ^[16]

Las arcillas pelágicas que contienen micronódulos de hierro y 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 en el que se encontró. Este tipo de sedimento consistió en el 4,2% del espesor total de sedimento recuperado por el DSDP. ^[16]

Los sedimentos de sílice pelágicos biogénicos consisten en radiolarios, diatomeas, lodos silicoflagelados y sílex. ^[16] Constituyen el 4,3% del espesor del sedimento recuperado. ^[16] Los carbonatos pelágicos biogénicos son el tipo de sedimento más común recuperado de las cuencas de retroarco del Pacífico occidental. ^[16] Este tipo de sedimento constituyó el 23,8% del espesor total del sedimento recuperado por el DSDP. ^[16] Los carbonatos pelágicos consisten en lodo, tiza y caliza. ^[16] Los nanofósiles y los foraminíferos constituyen la mayoría 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 carbonato 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 vegetales y vidrio, constituyeron el 9,5% del sedimento recuperado. ^[16] Estos sedimentos volcánicos se obtuvieron del vulcanismo controlado tectónicamente regional y de las fuentes del arco de islas cercano. ^[16]

Las cuencas de retroarco activas se encuentran en las regiones de las islas 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; algunas, como los Andes centrales , están asociadas con la compresión de retroarco .

Existen varias cuencas de retroarco extintas o fósiles, como la cuenca Parece Vela-Shikoku, la cuenca del mar de Japón y la cuenca de las Kuriles. Se encuentran cuencas de retroarco compresionales, por ejemplo, en los Pirineos y los Alpes suizos . ^[17]

Con el desarrollo de la teoría de la tectónica de placas , los geólogos pensaron que los márgenes convergentes de las placas 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 convergentes de las placas se estaban expandiendo activamente fue desarrollada por Dan Karig en 1970, mientras era estudiante de posgrado en la Institución Scripps de Oceanografía . ^[2] Esto fue el resultado de varias expediciones geológicas marinas al Pacífico occidental.

• Región del arco posterior
• Cuenca del antearco
• Cuenca intraarco

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• Animación de la subducción, el retroceso de la fosa y la expansión de la cuenca de retroarco en EGU GIFT2017: Shaping the Mediterranean from the Inside Out, vía YouTube