Resumen cuencas tras arco

Por:Yuliana Correa Velásquez Juan Camilo Piedrahita Valencia

Materia:Geodinámica

Condiciones de formación:

Según el modelo de (Sdrollias and Muller 2005) ponen un límite a la generación de la extensión en el back-arc, en general son un proceso que se deriva propiamente de la generación de un arco en una zona de subducción o supra subducción, en donde siempre la placa que subduce es posee ciertas características, como una edad mayor a 55 Ma, que se encuentran mucho más frías que las más jóvenes, estas subducen en general a ángulos de 30° o más, en general se forma una distención en la placa suprayacente lejos del trench, la generación de este espacio permite no solo el relajamiento mecánico del sistema, sino también facilita la subducción.

Luego de que se da la apertura se empieza un proceso independiente, que ya no tiene que ver con el comportamiento de la placa suprayacente, el vulcanismo generado en el tras arco seria de un origen diferente al que se observa en el arco y en el ante arco, mientras en el arco el magmatismo se genera a partir de procesos dentro de la subducción, en el trasarco el magmatismo y vulcanismo se da por el afloramiento de la cuña del manto, dado por la atracción descompresora producto de la actividad de la placa suprayacente, este hecho produce una fusión del manto que empieza a alimentar la producción de corteza oceánica.

En general, se ha demostrado que los mecanismos de accionamiento para la extensión de devolución de arco para ser una combinación de la cinemática de la superficie, las propiedades de la losa subducting, el efecto del flujo de manto en la losa, y la dinámica de la cuña del manto. (Sdrollias y Muller 2005).

Esquema ilustrativo que muestra como la subducción de una placa provoca extensión en la cuenca de trasarco de la placa oprimida, mediante fusión parcial de la misma por descompresión y ascenso de materiales a alta temperatura. Autor: Huston et al., 2010

Mecanismos de Formación.

(Scholz and Campos, 1995). (Martinez et al, 2007).

H2O

Mecanismos de formación de un backarc según TaylorSe Proponen dos mecanismos para la generación de las cuencas distencionales asociadas a zonas de convergencia de placas, como lo es un arco, ya sea de islas o continental.

Trench roll back: en este caso la velocidad de en la que subduce la placa subyacente, es menor que la taza de convergencia con la placa suprayacente, esto genera que la parte frontal del arco se rompa formando una zona de distención que posteriormente produciría la cuenca de back arc. El punto negro indica que se considera fijo la placa. La flecha del forearc indica que esta se está moviendo hacia el mar.

Slab “Sea anchor”: en el segundo caso la placa superior se puede separar del Trench, esta hace que el Slab se ancle al manto, causando el trench que resiste la migración de la placa superior retirada, en este caso también se conserva una pequeña pieza del arco “Forearc”. El punto negro indica que el forearc se considera fijo.

Lo cierto es que no siempre la ruptura se da en el arco, sino también se puede dar la ruptura detrás del arco, con un margen de maniobra de hasta más o menos 50 km. (Taylor and Karner, 1983).

Las debilidades locales en el arco no son las únicas causantes de la ruptura, tales como los movimientos de las placas implicadas, la geometría del Slab, la tracción con la cuña del manto durante la ruptura, algunas cuencas tras arco han mostrado un crecimiento centrado en una zona, y parecen estar sometidos posteriormente a procesos típicos de MOR. (Stern et al ., 1984). En cambio otras cuencas parecen haber sido formadas desde un principio como un MOR.

Modelo acreción de corteza de tras arco

Brian Taylor ;, Fernando Martínez

Las cuencas trasarco son como marianas, el este de escocia, Lau y Manus, se consideran rápidas cuando presentan movimientos entre 100 mm/año y lentas cuando las tasas son menores a 50 mm/año, en el caso de los arcos de isla los backark están situados entre 10 y 400 km desde sus respectivos arcos,

Modelo acreción de corteza de tras arco (A) En MORs superficie placas litosféricas (zonas de color gris claro sólidos) (flechas abiertas) separados y advección coque en el manto (líneas de corriente de trazos). Al levantarse por encima del (seco) solidus (línea continua gruesa) de fusión de liberación de presión se produce hasta que limitada el fundido se transporta al eje de dispersión (líneas de puntos finos) y acrece la corteza (gris oscuro). Derretir-agotado los flujos del manto horizontalmente lejos con las placas litosféricas de separación. Sombreado gris en el manto por encima de la de solidus indica el aumento de agotamiento de la capa residual hacia la superficie. Esta cifra sigue [1].

(B) En la configuración de subducción el movimiento de la losa (flechas negras) acciona la advención en la esquina de flujo en la cuña del manto (indicado por líneas de corriente de trazos con flechas pequeñas). El agua liberada por la losa (que aumenta en la concentración hacia la parte delantera volcánica) y la advección vertical, inducida por el flujo de esquina expanden el volumen del manto por encima de lo solido (indicado por la línea continua gruesa). Como material del manto es advectado en la zona de hidratación progresiva se produce la fusión parcial. El fundido se eleva (líneas de puntos finos) y puede formar parte posterior de arcos cadenas de montes submarinos (indicado por las formas triangulares de superficie). El Manto está agotado progresivamente (indicado por el sombreado más oscuro gris) de un componente de la masa fundida hacia el frente volcánico (gran superficie de forma triangular) y se advección hacia la esquina de cuña y hacia abajo con la losa. Para litosfera de edad y / o subducida despacio, advección hacia abajo y refrigeración losa mantienen los solidus por encima de la losa. Esta cifra sigue [66] y [70].

(C) Cuando la extensión de back-arc comienza, la oposición litosfera cerca del frente volcánico reológicamente débil. Material del manto hidratado en esta región se advección hacia arriba

dentro de la litosfera de estiramiento y adelgazamiento, lo que lleva a altos grados de fusión en la fase de ruptura, a menos que la lenta subducción lleve a la significativa refrigeración cuña del manto. (D) Con el aumento de la extensión de un centro de expansión del fondo marino se estableció cerca del frente volcánico advectando manto altamente hidratado. Como consecuencia, una etapa magmática mejorada y corteza gruesa (indicado por gris capa oscura) resultado.

(E) con la continua propagación del eje de extensión se separa del frente volcánico. Manto de hidratación de las disminuciones de la losa y el manto fuertemente empobrecido en masa fundida se mezcla con varyingly manto ambiente como resultado de flujo de esquina y la advección por el centro de expansión (indicado por línea de corriente cerrado). Estas condiciones resultan en magmatismo disminuida y corteza más delgada (indicado por la corteza más delgada capa de color gris oscuro).

(F) Eventualmente, el sistema de difusión de trasarco separa suficientemente de la frente volcánico que no se ve afectada significativamente por la hidratación, recirculada manto empobrecido en estado fundido, y los componentes derivados de la losa geoquímicas. Difundir centros ahora advección manto ambiente MORB-fuente y sus características de acreción de la corteza es como MOR.

Este modelo puede complementarse con uno de los modelos propuestos por Moores 1995. Donde se forma un complejo flujo alrededor de la cuña del manto, esta es una de las explicaciones más razonables para explicar las diferencias geoquímicas con un riff.

Modelos alternativos

Los modelos de Moores consideran la formación del Backarc a partir de un arco ya establecido que no interactúa en la primera etapas de este.

En este modelo se presenta un tirón de la placa que subduce por acción de gravedad esta cae progresivamente, esto a su vez produce un arrastre del arco y se forma una depresión en la parte trasera del arco.

Este modelo es complementario al modelo de (Martinez et al, 2007) este modelo muestra la importancia de los vectores de empuje en direcciones opuestas de la placa subducida y el slab que gana ángulo “flat slab”.

Slab rollback lateral

Louis Moresi 2013 de la universidad de Monash en Australia profesor de matematica computacional y geofisica , Dynamics of continental accretion.

Este es un modelo de la acresion continental en el que un obsaculo en la subduccion causa un Slab rollback lateral, en el que la diferencia de velociadades y deformacion a lo largo del trench hacen que el lado menos deformado trate de compensar el desequilibrio de fuerzas que se genera y así el rompimiento lateral de la parte tracera del arco. En la imagen se observa la gran influencia que puede tener la subducción en la formacion del backarc.

Litología:

.Las rocas volcánicas de la cuenca trasarco presentan unas características geoquímicas propias, por ejemplo los basaltos tienen un contenido de potasio mayor que el de un MOR, K2O >0.2%, EL Si02 alrededor de 54%, se observan basaltos, andesitas basálticas en gran proporción con estas características, es común que en las fases iniciales de la distención se encuentren riolita ya que se da un magmatismo alcalino que suele ser muy escaso, pero es un importante indicador del ambiente, en general el trasarco puede tener asociado un conjunto de rocas propias del arco, como lo son los basaltos, andesitas y riolita, que pueden estar asociadas al magmatismo en el trasarco o son rocas que se generaron cuando la zona de distención se estaba dando sobre una zona de debilidad dentro del arco.

Rocas piroclásticas. Se observan asociado a los sistemas volcánicos de trasarco, una gran cantidad de materialPiroclástico, producto de las facies intermedias y acidas que se observan en el magmatismo, se observan tovas de varias composiciones, siendo muy común el Lapilli, tovas soldadas, entre otros.

Rocas sedimentariasEn las diferentes fases de la evolución de un trasarco se generan distintos tipos de rocas sedimentarias. En la fase inicial de la distención se producen sedimentos gruesos, molasicos producto del aumento de la energía y la formación cuencas, se observan areniscas, conglomerados, brechas y areniscas conglomeráticas. En general rocas sedimentarias pelágicas, de las cuales son muy importantes las Grauvacas, los sedimentos pelágicos se intercalan con sedimentos volcánicos con epiclastos, piroclásticas y flojos masivos de basalto. Cuando la cuenta obtiene suficiente profundidad, el agua empieza a hacer importante y en las diferentes etapas de evolución en cuanto a la profundidad se dan rocas químicas como las evaporitas, cuando ya hay un mar se forman las rocas calcáreas, los chert, las liditas, rocas pelíticas propias de ambientes profundos como lagos y mares internos.

Modelos de evolución vulcano-sedimentaria

Según Karig and Moore (1975) (A) y según Carey and Sigurdsson (1984).

Este modelo de evolución de la cuenca trasarco, muestra como la influencia del agua, el vulcanismo y la actividad magmática dan unas particularidades al sistema que lo diferencian de un MOR o un RIFT continental. En ambos modelos se parte de un rifting en la fase temprana de su evolución.

En el modelo A, a partir de tasas de sedimentación de mm/ año de cada tipo de sedimentos y su distribución. En el perfil I en la primera etapa se observan tasas de sedimentación de sedimentos finos, mesclado con gruesos y material volcánico con altas tasas de sedimentación no por debajo de 100 mm/año, en el perfil 2, ya se ve una mayor diferenciación de los sedimentos según el área, se observan zonas con Finos con tasas de 50 mm/ año, material pelágico y material volcánico con altas tasas en el borde del arco, en el perfil 3, las tasas de depositación de finos disminuye por debajo de los 50 mm/año y aumenta la zona de vulcanismo y molasas, pero el vulcanismo y las molasas pueden estar intercaladas con finos, y en el último perfil se muestra la etapa final donde los finos prevalecen luego de cesado el vulcanismo, aunque aún continúan las molasas. En el modelo B se observan la distribución de las diferentes facies sedimentarias según el momento de la extensión en el retro arco, en la etapa 1 se observa el rifting en una etapa temprana, en la etapa 2 se observa la apertura del trasarco, en la etapa 3 la madurez de la cuenca, y en la etapa 4 se observa cómo se apaga la zona de formación de corteza para dar lugar a un nuevo siclo de retro arco.

Modelo de evolución volcánica de un backarc.

Taylor conceptos modificados de Karig y Moore (1975) y Carey y Sigurdsson (1984). El modelo empieza a partir del rifting que se da en el forearc, donde se da la acumulación de depósitos volcaniclásticos gruesos asociados a la subsidencia y el vulcanismo. Etapa 1: Fase pre-rift Está representado por una etapa volcánica subaérea donde se forman en el arco, los depósitos volcaniclásticos flanquean él arco.Etapa 2: Esta etapa representa el rifting en el forearc se empieza una nueva etapa de vulcanismo subaéreo pero ahora asociada o depositada a las primeras fases de extensión, la depositación volcaniclásticos se deposita en un nuevo lugar geométrico. Etapa 3: representa un momento en el cual la cuenca ha tomado la suficiente madures para formar mar u océano incipiente, el vulcanismo ahora empieza una etapa submarina con dos opciones de depositación, en esta etapa se dan dos escenarios, el vulcanismo cambia de posición del arco protoremanente al protoarco, y el vulcanismo móvil a través de la cuenca trasarco naciente.Etapa 4: El arco volcánico se reestablece y los centros de expansión generadores de corteza aparecen.

Modelo de expansión

(Moores, E.M., Twiss, R.J. 1995)

En la figura se observan diagramas de bloques muestras los posibles mecanismos para formar los centros de expansión.

Modelo A: Es el modelo simétrico en el cual la expansión se da de manera ordenada, este modelo incluye la formación de fallas transformantes similares a las de los MORB. Esto sucede posiblemente en los trasarco de Marianas, Izu-bonin “ ambas en Filipinas al sw de Japón y Tonga-Kermadec en nueva Zelanda.

Modelo B: Expansión desordenado, se caracteriza por un rendimiento asimétrico del vulcanismo, con un patrón anómalo y confuso del magmatismo, esto sucede tal vez en Solomon y Bismarck “ NE de Australia Papua-nueva guinea”

Modelo C: Intrusiones difusas y extrusiones de fuentes muy puntuales o fuentes amplias, posiblemente esto sucede en el arco de Japón.

Ejemplo en en Kermadec

FIGURE 2.10. Esquema de interpretación “modelo de bloques” que muestra la morfología sur del rift Havre Trough con colaboración de la lava almohadillada y diques intrusivos en forma de hoja. Superposición I muestra un modelo esquemático de la magnetización abierta y mallada estructura con intrusivos inter-bloques magnéticos emplazadas entre los bloques de la grieta de la corteza más vieja de arco bajo la magnetización.Superposición 2 muestra los perfiles de anomalías magnéticas resultantes a lo largo de las líneas de la encuesta arbitrarias que forman "pseudo-lineal anomalías magnéticas" (after Wright. 1993a).

Geoquímica Isotópica: Geoquímica general Asociada al H2O Isotopía. En general los BAB estudiados por Taylor muestran una geoquímica muy particular, muestran anomalías negativas en Na8, Fe8 y Ti8, y anomalías positivas en H2O (8) y la relación Ba/La.

La geoquímica isotópica de los ejemplos observados son el resultado de la influencia en la subducción que se genera en el arco magmático, la introducción de magmas enriquecidos en agua, por los procesos de advención en la cuña del manto, en la figura 10 se observa que el Na8 y el Fe8 poseen proporciones menores en los BAB que en MOR, Se observa una línea puntada, que separa ambos ambientes, los arcos estudiados de Marianas, Lau, Manus y Escocia, al parecer existe una relación entre el evolución de las cuencas, el grado y la presión de fusión por descompresión, que son proporcionales a el aumento de la temperatura del manto, en general la geoquímica de estos magmas va cambiando mientras el arco madura, y va dejando de estar hidratada, la hidratación es producto de la fusión previa que se da en la subducción.

En la figura 11, se observa como aumenta el Ti 8 y el Fe 8, de manera proporcional, y en general se observa una tendencia que aumenta en las diferentes cuencas estudiadas.

En la figura 12, se compara la cantidad de agua (8) con el Fe (8), se observa que existe una asociación entre los magmas con agua superior al 0, 48 de H2O a los derivados de magmas en generados en la subducción ósea los de trasarco, por otro lado los de MOR, siempre poseen una cantidad de agua menor a la observada. Estos dos parámetros son inversamente proporcionales en las muestras, por lo cual son muy buenos indicadores, de la evolución del trasarco.

En cuanto a algunos elementos incompatibles, que normalmente se generan en los procesos de subducción también puede ser usados para discriminar entre el MOR y el BAB, en la figura 13 se muestra que la relación Ba/La disminuye con respecto aumenta el Ti (8), lo mismo pasaría si se compara con respecta al Fe(8), estos isotopos de Hierro y Titanio son producto de la cristalización reprimida de la plagioclasas con respecto al olivino, esta relación en el trasarco puede ser negativa producto también de la mescla del magma MOR mesclado con fuentes magmáticas del arco.

En la figura 14 se observa un decrecimiento del Ti8 con respecto al agua en los sistemas que concuerda todo lo dicho anteriormente. Son inversamente proporcionales en el sistema MOR y BAB.

En la figura 15, se observa la proporcionalidad que existe entre el contenido de agua y los elementos incompatibles, presentan valores cada vez más bajos mientras las cuencas maduran y se van convirtiendo en MOR.

Geoquimica elementos menores

Petrografia

Elementos Mayores.

Modificación a partir de Langmuir et al. 2006

En esta grafica se observan los los elementos mayores que pueden ayudar a diferenciar entre ambiente de trasarco y Morb, y la relacion con la profundida y la distancia al arco, el Si 8 por lo general en el BAB Tiene valores mayores a 50, en el Ti8 es normal tener valores mas altos de 1,3 para MORB, Fe 8, los valores del Fe, sulen ser mas altos en el MORB, mas o menos por encima de 9, Na8 tambien es un buen indicativo para el MORB, que normalmente estan por encima de 2.7, el K8 es uno de los mejores indicadores que diferenciarian el MORB de un BAB, por lo genal los valores para el MORB son menores a 0,2 y para el BAB son mayores al 0,2.

Bibliografía.

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