Ciencias del Mar Morfología de los Sistemas de Arcos de Islas Los

Ciencias del Mar
Morfología de los Sistemas de Arcos de Islas
Los sistemas de arcos de islas se forman cuando litosfera oceánica se subducta por
debajo de litosfera oceánica. Son típicas de las márgenes de océanos en
contracción como el Océano Pacífico, que es donde se localizan la mayoría de los
arcos de islas, también se presentan en el Atlántico Oeste donde las Antillas
Menores y el Arco de Escocia se formaron en el borde Este de pequeñas placas
oceánicas, aisladas por fallas transformes donde el movimiento en general es hacia
el Oeste.
2. Morfología de los sistemas de arcos de islas.
La morfología generalizada de un sistema de arcos de islas se muestra en la figura
1, no todos los componentes se presentan en todos los sistemas. Iniciamos la
descripción a partir del océano en dirección al arco de islas, se presenta una comba
de unos 500 m de alto que se localiza a 120 - 150 km de la trinchera. La región de
ante-arco comprende a la trinchera, a la cuña de acreción (también llamado primer
arco o prisma de acreción) y a la cuenca ante-arco; el prisma de acreción esta
formado por cuñas de empuje, constituidas por los sedimentos que rellenan la
trinchera y por fragmentos de corteza oceánica arrancados de la losa descendente
por el filo de la placa cabalgante. El contacto de la cuña acrecionaria y la cuenca
ante-arco es frecuentemente una región sometida a esfuerzos de compresión.
Fig. 1 Esquema morfológico generalizado de una zona de subducción oceánica
La cuenca ante-arco es una región de sedimentación tranquila entre el prisma de
acreción y el arco de islas. El arco de islas o segundo arco está formado por un arco
sedimentario exterior y por un arco volcánico interior; el arco sedimentario
comprende corales y sedimentos vulcanoclásticos, subyacidos por rocas volcánicas
más antiguas que las que se encuentran en el arco volcánico, este subestrato
volcánico puede representar el sitio donde inició el vulcanismo, cuando la placa
oceánica relativamente fría empezó su descenso, conforme la placa fría se hundia
dentro de la astenósfera, la posición de la actividad ígnea extrusiva se movió hacia
atrás, hasta su actual posición representada por el arco volcánico. El arco de islas y
el arco remanente (cordillera tras-arco o tercer arco) encierran un mar marginal
(cuenca tras-arco) por detrás del arco de islas. Los mares marginales tienen por lo
general anchuras de 200 a 600 km. En algunos sistemas de arcos de islas puede
haber tres generaciones de mares marginales desarrollados hacia el lado del arco
de islas.
3. Geofísica de los sistemas de arcos de islas.
3.1 Anomalías de gravedad en la zonas de subducción oceánica
La figura 2 es un perfil que muestra las anomalías de aire libre a través de una
sección del arco de las Aleutianas, el cual es típico de la mayoría de las zonas de
subducción. La comba de la placa que se está hundiendo es marcada por una
anomalía de gravedad positiva de alrededor de 500 gales. La trinchera y la cuña
acrecionaria son indicados por una gran anomalía negativa de algunos 2,000 gu
amplitud que resulta del desplazamiento de materiales de la corteza por el agua de
mar y sedimentos.
Fig. 2
Anomalía de gravedad en una zona de subducción ( Grow, 1973 )
El arco de islas está marcado por una gran anomalía positiva. Las anomalías
isostáticas son grandes y tienen la misma polaridad de las anomalías de aire libre.
Estas grandes anomalías resultan del equilibrio dinámico impuesto sobre el sistema
por compresión, de tal forma que la trinchera es forzada hacia abajo y el arco es
sostenido en alto por equilibrio isostático debido a las fuerzas que conducen a las
placas.
3.2 Estructura de los sistemas de arcos de islas a partir de datos sismológicos
En los sistemas de arcos de islas hay una intensa actividad sísmica, un gran
número de eventos ocurren sobre un plano cuya inclinación promedio es de 450
hacia abajo a partir de la horizontal, el plano es conocido como zona de Benioff, los
terremotos sobre el plano se extienden desde la superficie en la trinchera, hasta
profundidades de alrededor de los 680 km. La figura 3 ilustra como los focos de los
terremotos someros se distribuyen cerca de la trinchera y conforme profundizan se
alejan de la misma, la figura 4 muestra una sección a través del sistema de arco
Tonga-Karmandec, proyectando los focos de los terremotos sobre un plano vertical
paralelo
a
la
dirección
de
deslizamiento.
Figura 3. Distribución de los focos sísmicos de acuerdo con su profundidad y
distancia a la trinchera del sistema de arco de islas Tonga - Kermadec.
Mucha información sobre la naturaleza de la zona de Benioff se obtuvo a partir del
estudio de las amplitudes de las ondas de cuerpo, generadas a partir de terremotos
profundos. Las amplitudes de las ondas sísmicas que arriban a las islas volcánicas
que constituyen el arco, como Tonga, son más grandes que aquellas que se
registran en islas localizadas en el frente o por detrás del arco, como en Rarotonga
y Fiji (figura 5). Las diferencias en amplitud se describen por lo general en términos
del factor Q, el cual se define como el inverso de el factor de atenuación específico,
en general cuanto mas alto es el factor Q mas fuertes son las rocas. Trayectorias
con alto Q indican poca atenuación de las ondas sísmicas y viceversa. Las ondas
sísmicas viajando a lo largo de la zona sísmica parecen pasar a través de una
región de alto Q mientras que las que viajan lateralmente registran pasar por una
región más normal de bajo Q. La zona de benioff parece entonces definir la cima de
una zona de alto Q de alrededor 100 km de espesor. Esta interpretación ha sido
refinada por el uso de una red local de sismómetros en la región de el arco de
Tonga.
Fig. 4 Topografía exagerada 13 a 1.
En el recuadro está una ampliación de la región de terremotos
profundos, Redibujado Isacks et. al, 1969
Fig. 5
Sección hipotética de arco de Tonga, basado en la atenuación
de ondas sísmicas (oliver & Isaks, 1967)
En adición a los resultados previos, una zona de muy alta atenuación
(extremadamente bajo Q de alrededor de 50) ha sido definida en el manto superior
arriba de la losa que se esta hundiendo (figura 6), en una región de alrededor 300
km de ancho, entre el arco de islas activo (islas tonga) y la cordillera tras-arco
(cordillera Lau) . esto implica que el manto debajo del mar marginal es mucho mas
débil que en cualquier otro lugar o que la litosfera es considerablemente más
delgada.
Fig. 6
Sección esquemática de la zona de arco de Tonga,
que muestra una zona de alta atenuación
sísmisidad en las márgenes de la cuenca (Barazangi & Isacks, 1971)
Detalladas investigaciones de la región por arriba de la litosfera que se esta
subductando han sido realizadas usando tomografía sísmica. La figura 7 muestra
una sección a través de el arco del Japón a 39.80 N con contornos en porcentaje de
la variación relativa de velocidad en la región de la placa pacifica subductada. La
cima de la losa que se hunde es claramente indicada por una alta velocidad.
También se presenta una anomalía de baja velocidad en la cuña arriba de la placa
en subducción la cual se extiende de la superficie a una profundidad de alrededor
de 65 km. Esta subyace al arco volcánico y es interpretada como un levantamiento
diapírico de material parcialmente fundido. También se muestra la doble zona de
Benioff en esta región.
Fig. 7 Contornos de la variación de la velocidad en %, derivados de una análisis
tomográfico de la región que está encima de la subducción Japonesa a 39.0º Norte.
También se observa en la figura los focos de los temblores definiendo la doble zona
de Benioff.
La actividad sísmica en la losa que desciende se debe a tres procesos diferentes, En
la figura 8 se muestra la zona “a” donde la flexión hacia abajo de la litosfera
provoca esfuerzos de tensión y fallas de tipo normal lo que da lugar a terremotos
por arriba de los 25 km. El doblamiento de la litosfera causa la comba que se
presenta hacia el océano, a 120 - 150 km del eje de la trinchera, investigaciones
recientes en este ambiente muestran que la flexura no es completamente elástica y
que incluye deformación plástica, un modelo de litosfera con dos capas, elástica y
plástica, podría deformarse de una forma similar a lo observado.
Fig. 8
El modelo de subducción de mecanismos de placas a, b y c,
indica regiones de macanismos focales distintos.
La zona “b” se caracteriza por terremotos causados por fallas de empuje a lo largo
del contacto entre la placa cabalgante y la placa que se hunde. En verdad la placa
cabalgante sufre deformación compresional por algunas decenas de kilómetros en
dirección a la tierra partiendo de la trinchera.
Los terremotos que ocurren en el plano de Benioff en la zona “c”, a profundidades
mas grandes que el espesor de la litosfera, no se producen por empuje entre la
cima de la placa descendente y la astenosfera, debido a que esta última es muy
débil para soportar los esfuerzos necesarios para provocar fallamiento, los
terremotos en esta zona son el resultado de la deformación interna de la placa
rígida que desciende, la mayoría de los eventos ocurren entre 20 y 30 km por
debajo de la cima de la losa. Hasegawa et al. (1978) usando un arreglo local de
sismógrafos ha identificado lo que parece ser una doble zona de Benioff en el arco
del Japón, uno corresponde con la cima de la placa descendente y el más bajo
corresponde con la zona principal de terremotos donde se originan por deformación
interna. Es probable que el plano superior de terremotos se deba a los esfuerzos
causados por el desdoblamiento de la placa que ha sufrido una cierta deformación
plastica permanente durante su descenso inicial. Fujita y Kanamori (1981) y
Spence (1987) atribuyen la zona sísmica inferior a la tensión en la placa que resulta
del profundo hundimiento y la zona superior debido a empujes provocados por la
resistencia que presenta el manto. Los planos nodales determinados a partir de
soluciones al mecanismo focal, muestran que la zona “c” está sujeta a esfuerzos de
compresión y de tensión, se ha sugerido que la distribución del tipo esfuerzos
resulta del grado de resistencia experimentado por la placa durante su descenso.
En la figura 9a la placa se hunde a través de la astenosfera debido a su negativa
flotabilidad y es llevada hacia abajo sufriendo tensión mientras no se impida su
descenso. En la figura 9b la base de la placa se aproxima a la mesosfera, la cual
resiste el descenso y el esfuerzo en la base de la placa se transforma en
compresión. Conforme la placa se hunde más, la mesosfera impide un mayor
descenso y soporta la margen inferior de la placa hasta que la mayoría de los
esfuerzos se transforman en compresión (figura 9c).
Fig. 9 Mapa de localización de secciones transversales
en el arco de las Aleutianas, muestra de los focos de los terremotos
En la figura 9d una porción de la placa se ha separado de la porción superior, la
parte superior se somete a tensión y la inferior a compresión. la distribución de
esfuerzos en la figura 9b nos de una posible explicación a la presencia de huecos
sísmicos observados a lo largo de la parte media de la zona de Benioff en ciertas
trincheras como la del Perú y Chile. Otro tipo de huecos sísmicos se presenta en
algunos arcos de islas a profundidades someras.
La figura 10 muestra una sección a través del arco Alaska-Aleutianas. Hay un
prominente agujero sísmico entre la trinchera y un punto a medio camino del arco
volcánico, que se hace mas grande de oeste a este, el ángulo de subducción es
muy pequeño en esta región, la probable causa de este hoyo sísmico y somero
bajocorrimiento es la presencia de una gran cantidad de sedimentos terrígenos
dentro de la trinchera, los cuales se hacen mas abundantes hacia la sección del a
trinchera adyacente a Alaska. La naturaleza no consolidada de este material no
permite que se concentre la energía necesaria para producir sismos y su alta
flotabilidad pudiera forzar a la placa descendente en un ángulo muy bajo.
Fig. 10
Muestra una sección a través del Arco Alaska-Aleutianas.
3.3 Flujo de calor en la placa descendente
La rigidez, la alta flotavilidad negativa y la capacidad de producir sismos de la placa
que se hunde en una zona de subducción, son consecuencia de su relativamente
baja temperatura con respecto al manto, la losa en subducción puede mantener sus
propiedades mecánicas y térmicas hasta alcanzar grandes profundidades.
La variación de la temperatura dentro de la losa está controlada por los siguientes
factores:
•
•
•
•
•
•
•
La tasa de subducción; entre más rápido sea el descenso menor tiempo
habrá para que se trasmita el calor de los alrededores a la placa.
El espesor de la placa que desciende; cuando el espesor de la losa es muy
grande, le tomará mas tiempo alcanzar el equilibrio térmico con la
astenosfera circundante.
La fricción entre los bordes superior e inferior de la placa y la astenosfera,
genera calor que es trasmitido a la propia placa.
La cantidad de calor transmitida por conducción de la astenosfera a la placa
descendente.
El calentamiento adiabático asociado con la compresión de la placa conforme
se hunde.
El calor derivado del decaimiento radioactivo de algunos elementos
presentes en los minerales de la litosfera oceánica, es probable que el calor
aportado por esta fuente sea mínimo debido a que las placas oceánicas son
prácticamente estériles en estos elementos.
El calor latente asociado con los cambios de fase de los minerales al cambiar
a estructuras cristalinas más densas, por ejemplo el cambio de olivino a
espinela es una reacción exotérmica que se presenta a profundidades de
alrededor de los 400 km.
Se han propuesto diferentes modelos de la distribución de temperaturas en la placa
descendente, dos de ellos se presentan en la figura 11, a pesar de que difieren en
detalles, todos indican que la losa que se hunde mantiene su identidad térmica a
grandes profundidades, contrastes de temperatura de 700 C entra la placa y el
manto adyacente se presentan a profundidades de 800 km. Podemos concluir que
la longitud de la zona de Benioff indica la profundidad a la que la placa descendente
conserva su identidad térmica.
Fig. 11 Dos modelos de estructuras termales de la litósfera descendente,
dibujos de Schubert et al.. 1975;
b) dibujo de Toksoz, 1971. Con autorización de la Amarican Geophysical Union,
indicando las zonas de cambios de fase.
4. Metamorfismo en las márgenes convergentes.
Las condiciones anómalas de presión y temperatura que se presentan en las zonas
de subducción den lugar a series de rocas metamórficas cuya disposición depende
de la dirección en que se lleve a cabo la subducción (figura 12).
Fig. 12 Modelo de la Interpretación de la convergencia de las palcas tectónicas
aplicado a las márgenes del SW de Japón.
Dibujos tomados de Barber, 1982, con el permiso de la Geologist Association.
Un anómalo bajo gradiente geotérmico de 10 0C m-1 resulta del rápido descenso
de la placa fría en la trinchera hasta una profundidad de 30 km. La baja
temperatura y alta presión en este ambiente da lugar a una serie de rocas
metamórficas caracterizadas por la presencia de glaucofano y jadeita, los cuales
indican la facies de esquistos azules, asociados casi donde quiera con series
ofiolíticas.
El ascenso del magma producido por fusión parcial del manto da lugar a un
gradiente geotérmico anormalmente alto de 25 y hasta 50 0C m-1 , que produce
una segunda serie de rocas metamórficas asociadas con vulcanismo superficial, las
rocas metamórficas están caracterizadas por la presencia de andalusita, la cual se
forma a altas temperaturas y bajas presiones. La figura 13 muestra los minerales
que se espera se formen a las condiciones de presión y temperatura que caracteriza
estos dos ambientes.
Fig. 13
Condiciones de presión y temperatura en regiones de metamorfismo
regional.
Líneas punteadas, curvas geotérmicas para alta, mediana y baja temperatura;
líneas sólidas, curvas de equilibrio de reacción.
Dibujos tomados de Miyashiro, 1973.
Las zonas de subducción presentan cinturones biparalelos de rocas metamórficas
de casi la misma edad, el exterior de baja temperatura y alta presión, el segundo
se asocia con el arco de islas y es de alta temperatura y baja presión, los
cinturones por lo general se encuentran separados unos 100 a 250 km.
En el Japón se han reconocido tres pares de cinturones de diferente edad, en el
presente la placa Pacífica es subductada en la dirección Noroeste bajo el arco de
Japón y la polaridad de los cinturones paralelos Sangun - Hida y Ryoke Sanbagawa indica que se formaron con un bajocorrimiento similar, sin embargo, los
cinturones Ryoke y Sanbagawa se encuentran muy cercanos, mas de lo que predice
el modelo propuesto, y se ha sugerido que estan en yustaposición debido a una
gran falla de rumbo con desplazamiento de 400 km, este movimiento transcurrente
ha sido confirmado por una cartografía detallada. Los cinturones Hidaka Kamuikotu muestra una polaridad invertida y debió haberse formado en una fase
diferente del movimiento de las placas.
Los cinturones metamórficos biparalelos se han identificado en otras zonas de
subducción del mundo, tanto de arco de islas como de tipo Andino, sin embargo, en
los cinturones orogénicos fanerozoicos de la región atlántica no se observan los
cinturones metamórficos biparalelos, pues solo se presenta uno de ellos. Miyashiro
(1973), ha notado que se requiere un muy bajo gradiente geotérmico para que se
desarrolle la facies de esquistos azules y si esto no ocurre solo se presentará un
metamorfismo de media presión. Otra posible explicación es que si la placa
desciende lentamente o si litosfera oceánica muy joven y todavía caliente es
subductada no se darán las condiciones para que se presenten los esquistos azules.
Los terrenos de esquistos azules se encuentran actualmente dentro de los
continentes y probablemente representan las suturas de antiguas márgenes
continentales en las que se consumió una cuenca oceánica, los esquisto azules son
comunes en los complejos de subducción del Mesozoico y Cenozoico, pero más
raros en terrenos fanerozoicos más antiguos, lo que pudiera indicar que las
condiciones de presión y temperatura en este ambiente se ha hecho mas extremas
con el paso del tiempo.
Barber (1982) ha refutado la valides del modelo de los cinturones biparalelos,
demostró que la deformación de los cinturones ocurrieron en épocas diferentes; las
investigaciones paleomagnéticas han revelado que los elementos del Japón se
encontraban en latitudes ecuatoriales y que han rotado en dirección contraria a las
manecillas del reloj desde el palacogeno? , cuando el eje mayor de las islas fue
paralelo a la costa de Asia, Barber ha sugerido que la subducción hacia el norte en
un ángulo oblicuo durante esa época fue acompañado por movimientos sinestrales
a lo largo de la trinchera, de esta forma los cinturones de alta y baja presión fueron
acrecionados y llevados juntos durante estas fases de movimiento y representan
terrenos “sospechosos”. Serán las nuevas investigaciones las que resuelvan esta
controversia.
5. Petrología ígnea de los arcos de islas.
Cuando una placa oceánica se subduce bajo otra y alcanza una profundidad de 80
km, produce en la superficie un arco de islas debido a la actividad volcánica y
plutónica que se genera a 150 o 200 km de la trinchera.
Tres series de rocas volcánicas pueden presentarse en los ambientes de arcos de
islas :
a) La serie toleítica baja en potasio, en la que dominan las lavas basálticas
asociadas con volúmenes menores de andesitas basálticas ricas en Fe y andesitas.
b) La serie calco-alcalina, dominada por andesitas más enriquecidas en potasio,
otros elementos incompatibles y elementos de las Tierras Raras ligeras.
c) La serie alcalina, la cual incluye dos subgrupos, los basaltos alcalinos y las lavas
shoshoniticas.
Los arcos de islas jóvenes, como Tonga - Kermadec, Nuevas Híbridas, Aleutianas y
las Antillas Menores, son estructuralmente simples y están subyacidos por una
corteza de menos de 20 km de espesor, en ellos se presentan las rocas toleíticas y
se han interpretado como derivadas por cristalización fraccionada del olivino a
partir de un magma primario toleítico de olivino originado a niveles relativamente
someros de 80 a 120 km de profundidad.
Los arcos de islas maduros más antiguos, como el Japón y el arco de Indonesia,
son más complejos y han sido construidos a partir de generaciones previas de
productos de márgenes de placas en subducción y están subyacidos por una
corteza de 20 a 35 km de espesor. El magmatismo que se presenta en estos
ambientes es principalmente calco-alcalino y raramente alcalino, se cree que se
derivan a partir de magmas generados a profundidades cada vez mayores, de
hecho en algunos arcos maduros una tendencia composicional se hace presente
conforme se incrementa la distancia a la trinchera, de toleítico a calco-alcalino,
representando magmas que provienen de fuentes cada vez más profundas.
También hay una variación en los elementos, su abundancia y composición
isotópica presentes en las rocas volcánicas que `pueden ser correlacionadas con la
profundidad de generación del magma.
En los arcos de islas maduros se presentan rocas ígneas plutónicas, las cuales
representan el residuo de la cámara magmática que cristalizo a profundidad, son
por lo general de composición granodiorítica y presentan las mismas variaciones
que las rocas volcánicas.
Las series volcánicas asociadas a los arcos de islas, presentan pocas variaciones, a
pesar de que geográficamente se encuentran muy separadas, lo que parece indicar
que estas series se desarrollan a partir de un mismo tipo de magma padre cuya
composición siempre es la misma, evidencias petrológicas y mineralógicas señala
que los magmas paternos se producen a partir de la fusión parcial del manto,
inmediatamente arriba de la placa que se esta sepultando. Davidson (1983) ha
demostrado que ciertas relaciones isotópicas presentes en estas rocas muestran
una gran contaminación por sedimentos derivados de del continente, por lo tanto,
los sedimentos de la trinchera son llevados hacia abajo en las zonas de subducción
e incorporados a la astenosfera fundida.
Es difícil explicar la fuente del calor para que se funda la astenosfera por arriba de
la placa descendente, originalmente se pensó que procedía de la fricción entre la
losa que se hundía y el manto circundante, es poco probable que esto llegue a ser
así. Ringwood (1977) ha sugerido que la fusión parcial tiene lugar a relativamente
bajas temperaturas debido a la alta presión de vapor que resulta de la
deshidratación de varias fases minerales.
La figura 14a muestra como a profundidades de 100 km las anfibolitas se
transforman en eclogitas liberando agua, el agua sube a la astenosfera que se
encuentra en la cuña por arriba de la zona de Benioff produciendo fusión parcial de
pirolíta, lo que da origen a los basaltos toleíticos a profundidades de 80 a 100 km,
conforme el magma sube se va fraccionando, y produce las andesitas basálticas y
andesitas típicas de las series toleíticas de los arcos de islas jóvenes.
A profundidades mayores a los 100 km, se libera agua a partir de cuerpos de
serpentinita localizados en la corteza oceánica (figura 14b), la alta presión de agua
a profundidades de 100 a 200 km produce la fusión parcial de las cuarzo eclogitas,
produciendo magmas ácidos, los cuales reaccionan con las pirolítas sobreyacientes
de la astenosfera formando diapiros, los cuales se elevan y sufren fusión parcial,
durante el ascenso se fraccionan y producen las series calco - alcalinas de
andesitad, dacita y riolíta, típicas de los arcos de islas maduros.
Fig. 14
a) Primera fase del desarrollo de arco de islas
b) Fase posterior al desarrollo de un arco de islas
(dibujos tomados de Ringwood, 1974)
El modelo anterior implica que los magmas se originan tanto de la cima de la placa
que se hunde como de la sobreyaciente astenosfera, la astenosfera residual ha sido
irreversiblemente diferenciada y nunca mas podrá participar en la generación de
magmas
basálticos
en
las
cordilleras
oceánicas.
6. Geoquímica isotópica de los arcos de islas.
Las relaciones isotópicas de los arcos de islas son mostrados en la figura 15, donde
se comparan con las relaciones presentes en márgenes continentales activas.
Fig. 15
Composición isotópica de Nd y Sr de rocas volcánicas
en un Arco de Islas y Márgenes Continentales adyacentes a la zona de subducción
Las rocas volcánicas extruídas en los arcos de islas tienen relaciones isotópicas de
Nd altas y relaciones de Sr bajas, son rocas que se forman como resultado de la
fusión parcial de corteza oceánica alterada hidrotermalmente, de sedimentos
terrígenos arrastrados por la placa que se hunde, del manto por arriba de la placa
en subducción y de la base de la pila volcánica de los arcos de islas.
El agua de mar juega un papel importante como fuente de 87Sr radiogénico,
elementos alcalinos y facilita la fusión, por lo que las rocas presentes en este tipo
de ambientes tienen un amplio intervalo de composición isotópica y cada una de las
provincias volcánicas de este tipo reflejan una serie única de circunstancias que
afectaron la composición química e isotópica de las rocas.
Las islas Aleutianas, Japón, Nueva Bretaña y el arco de Sonda en Java, son el
producto de la subducción de corteza oceánica originalmente creada en las
cordilleras de expansión, bajo litosfera oceánica, por esta razón se comparan las
relaciones isotópicas de las rocas volcánicas de los arcos de islas con los basaltos
de las cordilleras meso-oceánicas (MORBs), la dispersión de los datos a lo largo y a
la derecha del arreglo del manto indica que Nd y Sr procedente de otras fuentes y
que fueron incorporados dentro de los magmas antes de ser extruídos .
7.
Sedimentación
en
los
arcos
de
islas.
Debido a que los sistemas de arcos de islas están constituidos por diversos
elementos morfológicos en los cuales existe sedimentación, iniciaremos la
descripción de de los diversos ambientes sedimentarios asociados, partiendo del
océano hacia el arco de islas.
La zona de la fosa es la parte más profunda del sistema, cuyo fondo es plano
debido al depósito de materiales hemipelágicos y turbiditas. Los materiales que
constituyen las cuñas de acreción son de tipo eupelágicos, los cuales son
transportados sobre la placa oceánica que se está hundiendo en la fosa, las cuñas
incluyen parte del material depositado en la trinchera y partes de corteza oceánica
desprendidos por el filo de la placa cabalgante.
La cuenca ante-arco tiene una estructura interna simple, ya que mientras tiene
lugar el depósito en ella, apenas hay deformación. La sedimentación en estas
cuencas es fundamentalmente de materiales terrigenos (aunque en las partes más
profundas hay turbiditas) alimentados a partir del arco volcánico. Los materiales
casi sin deformar se presentan en clara discordancia sobre el material infrayacente.
Las cuencas tras-arco son de dos tipos, las activas con un centro de expansión
oceánica y las inactivas, en ellas la sedimentación esencialmente piroclástica y
detrítica, la cuenca retroarco que es la que queda comprendida entre el tercer arco
y el continente, presenta sedimentación de tipo marina somera en los sectores
adyacentes al continente y pelágica con importantes intercalaciones de turbiditas
en el resto de la cuenca, una diferencia importante entre las turbiditas de este
ambiente y las de la cuenca ante-arco y fosa es que las primeras incluyen
materiales que provienen del continente.
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