Cunha de acréscimo - Accretionary wedge

Diagrama do processo geológico de subducção

Uma cunha de acreção ou prisma de acreção se forma a partir de sedimentos acumulados na placa tectônica não subdutora em um limite de placa convergente . A maior parte do material na cunha de acréscimo consiste em sedimentos marinhos raspados da laje descendente da crosta oceânica , mas em alguns casos a cunha inclui os produtos erosivos de arcos de ilhas vulcânicas formados na placa superior.

Um complexo de acréscimo é uma cunha de acréscimo atual (em uso moderno) ou anterior. Acrescionários complexos são tipicamente constituídos por uma mistura de Turbiditos de material terrestre, basaltos a partir do fundo do oceano , e oceânico e hemipelagic sedimentos . Por exemplo, a maior parte do embasamento geológico do Japão é composta de complexos de acréscimo.

Materiais dentro de uma cunha de acréscimo

Cunhas de acréscimo e terranos acretados não são equivalentes a placas tectônicas, mas sim estão associados a placas tectônicas e acretas como resultado de colisão tectônica. Os materiais incorporados nas cunhas de acréscimo incluem:

  • Basaltos do fundo do oceano - normalmente montes costeiros raspados da placa subdutora
  • Sedimentos pelágicos - normalmente imediatamente sobrepostos à crosta oceânica da placa subdutora
  • Sedimentos da vala - normalmente turbiditos que podem ser derivados de:
  • Oceânico, arco de ilha vulcânica
  • Arco vulcânico continental e orógeno cordilheira
  • Massas continentais adjacentes localizadas ao longo da greve (como Barbados ).
  • Material transportado através da calha de deslizamento por gravidade e o fluxo de detritos a partir da forearc cume (olistostrome)
  • Bacias sobrepostas, que são pequenas bacias localizadas na depressão superficial do prisma de acreção.
  • O material exposto na crista anterior pode incluir fragmentos da crosta oceânica ou rochas metamórficas de alta pressão empurradas de mais fundo na zona de subducção.

Regiões elevadas dentro das bacias oceânicas , como cadeias de ilhas lineares, dorsais oceânicas e pequenos fragmentos da crosta terrestre (como Madagascar ou Japão), conhecidas como terranos , são transportadas em direção à zona de subducção e agregadas à margem continental. Desde os períodos Devoniano Superior e Carbonífero Inferior, cerca de 360 ​​milhões de anos atrás, a subducção abaixo da margem ocidental da América do Norte resultou em várias colisões com terranos, cada uma produzindo um evento de formação de montanha . A adição gradativa desses terranos agregados adicionou uma média de 600 km (370 mi) de largura ao longo da margem oeste do continente norte - americano .

Geometria

A expressão topográfica da cunha de acréscimo forma um lábio, que pode barrar bacias de materiais acumulados que, de outra forma, seriam transportados para a vala a partir da placa de sobreposição. Cunhas de acréscimo são o lar da mistura , pacotes intensamente deformados de rochas que carecem de camadas internas coerentes e ordem interna coerente.

A estrutura interna de uma cunha de acréscimo é semelhante à encontrada em um cinturão de impulso frontal de pele fina . Uma série de impulsos beirando a trincheira é formada com as estruturas mais externas mais jovens elevando progressivamente os impulsos mais internos mais antigos.

A forma da cunha é determinada pela rapidez com que a cunha fracassará ao longo de seu decolamento basal e em seu interior; isso é altamente sensível à pressão do fluido dos poros . Essa falha resultará em uma cunha madura que tem uma forma de seção transversal triangular de equilíbrio de um cone crítico . Uma vez que a cunha atinge um afilamento crítico, ela manterá essa geometria e crescerá apenas em um triângulo semelhante maior .

Impactos de cunhas de acréscimo

Cunha de acréscimo ( USGS Visual Glossary)

Diz-se que as pequenas seções da crosta oceânica que são empurradas sobre a placa superior estão obstruídas. Onde isso ocorre, fatias raras da crosta oceânica, conhecidas como ofiolitas , são preservadas em terra. Eles fornecem um valioso laboratório natural para estudar a composição e o caráter da crosta oceânica e os mecanismos de sua colocação e preservação na terra. Um exemplo clássico é o ofiolito Coast Range da Califórnia, que é um dos mais extensos terrenos de ofiolito da América do Norte. Esta crosta oceânica provavelmente se formou durante o período Jurássico médio , cerca de 170 milhões de anos atrás, em um regime extensional dentro de um arco posterior ou de uma bacia anterior. Posteriormente, foi acrescido à margem continental da Laurásia.

O afilamento sedimentar longitudinal de sedimentos pré-orogênicos se correlaciona fortemente com a curvatura do cinturão acrecional frontal submarino na margem do Mar da China Meridional , sugerindo que a espessura do sedimento pré-orogênico é o principal controle sobre a geometria das estruturas frontais. A preexistente inclinação Mar da China Meridional que mentiras obliquamente na frente da cunha accretionary avanço tem impedido o avanço de dobras frontais resultando numa terminação sucessiva de pregas contra e ao longo de ataque da inclinação Mar da China Meridional. A existência da encosta do Mar da China Meridional também leva o ataque de dobras colidindo com a tendência NNW a se transformar mais acentuadamente em uma direção NE, paralela ao ataque da encosta do Mar da China Meridional. A análise mostra que as heterogeneidades mecânicas / crustais pré-orogênicas e a morfologia do fundo do mar exercem fortes controles sobre o desenvolvimento do cinturão de impulso na incipiente zona de colisão do arco-continente de Taiwan .

Em cunhas de acréscimo, a sismicidade ativando impulsos sobrepostos pode conduzir a elevação de metano e óleo da crosta superior.

Modelos mecânicos que tratam complexos de acreção como cunhas criticamente cônicas de sedimento demonstram que a pressão dos poros controla seu ângulo de afilamento, modificando a resistência ao cisalhamento basal e interna. Os resultados de alguns estudos mostram que a pressão dos poros em cunhas de acréscimo pode ser vista como uma resposta mantida dinamicamente aos fatores que impulsionam a pressão dos poros (termos de origem) e aqueles que limitam o fluxo (permeabilidade e comprimento do caminho de drenagem). A permeabilidade do sedimento e a espessura do sedimento de entrada são os fatores mais importantes, enquanto a permeabilidade da falha e a partição do sedimento têm um pequeno efeito. Em um desses estudos, verificou-se que conforme a permeabilidade do sedimento aumenta, a pressão dos poros diminui de valores quase litostáticos para hidrostáticos e permite que ângulos de estreitamento estáveis ​​aumentem de ± 2,5 ° a 8 ° -12,5 °. Com o aumento da espessura do sedimento (de 100–8.000 m (330–26.250 pés)), o aumento da pressão dos poros leva a uma diminuição no ângulo de conicidade estável de 8,4 ° –12,5 ° para <2,5–5 °. Em geral, a baixa permeabilidade e o sedimento de entrada espesso sustentam altas pressões de poro consistentes com geometria cônica superficialmente, enquanto a alta permeabilidade e sedimento de entrada fino devem resultar em geometria íngreme. Margens ativas caracterizadas por uma proporção significativa de sedimentos de granulação fina dentro da seção de entrada, como as Antilhas do norte e Nankai oriental , exibem ângulos estreitos de afilamento, enquanto aquelas caracterizadas por uma proporção maior de turbiditos arenosos, como Cascadia , Chile e México , têm ângulos estreitos íngremes. As observações das margens ativas também indicam uma forte tendência de diminuição do ângulo de conicidade (de> 15 ° a <4 °) com o aumento da espessura do sedimento (de <1 a 7 km).

O carregamento tectônico rápido de sedimento úmido em cunhas de acréscimo provavelmente fará com que a pressão do fluido aumente até que seja suficiente para causar a fratura do dilatante. A desidratação do sedimento que foi submetido à tração e acumulado abaixo da cunha pode produzir um grande suprimento estável desse fluido altamente sobrepressor. A fratura dilatante criará rotas de escape, de modo que a pressão do fluido provavelmente será amortecida no valor necessário para a transição entre a fratura por cisalhamento e tração oblíqua (dilatante), que é ligeiramente superior à pressão de carga se a compressão máxima for quase horizontal. Isso, por sua vez, amortece a resistência da cunha na resistência coesiva, que não depende da pressão e não varia muito ao longo da cunha. Perto da frente da cunha, a resistência provavelmente será a da coesão nas falhas de empuxo existentes na cunha. A resistência ao cisalhamento na base da cunha também será razoavelmente constante e relacionada à resistência coesiva da camada de sedimento fraco que atua como o destacamento basal. Essas suposições permitem a aplicação de um modelo de continuum de plástico simples, que prevê com sucesso o afunilamento suavemente convexo observado das cunhas de acréscimo.

Pelayo e Weins postularam que alguns eventos de tsunami resultaram da ruptura da rocha sedimentar ao longo do decolamento basal de uma cunha de acréscimo.

O retrocesso da parte traseira da cunha de acréscimo, em direção ao arco sobre as rochas da bacia anterior, é um aspecto comum da tectônica de acréscimo. Uma suposição mais antiga de que os batentes de cunhas de acréscimo mergulham para trás em direção ao arco, e que o material de acréscimo é colocado abaixo de tais batentes, é contradita por observações de muitos antebraços ativos que indicam (1) o retrocesso é comum, (2) as bacias de antebraço são associados quase onipresentes de cunhas de acréscimo, e (3) embasamento anterior, onde a imagem, parece divergir do pacote sedimentar, mergulhando sob a cunha enquanto os sedimentos sobrejacentes são frequentemente levantados contra ela. O retrocesso pode ser favorecido onde o relevo é alto entre a crista da cunha e a superfície da bacia do antebraço, porque o relevo deve ser suportado por tensão de cisalhamento ao longo do retrocesso.

Exemplos

Cunhas atualmente ativas

Cunhas antigas exumadas

  • Faixa da Costa Chilena entre 38 ° S e 43 ° S ( Complexo Metamórfico Bahía Mansa ).
  • Cunha Accricionária da Calábria no Mediterrâneo Central - A tectônica neogênica do Mediterrâneo central está relacionada à subducção e reversão da trincheira da bacia Jônica sob a Eurásia, causando a abertura das bacias do arco voltaico Liguro-Provençal e Tirreno e a formação da Calábria cunha de acréscimo. A cunha de acréscimo da Calábria é um complexo de acréscimo parcialmente submerso localizado no mar Jônico e delimitado lateralmente pelas escarpas de Apúlia e Malta.
  • As montanhas olímpicas localizadas no estado de Washington. As montanhas começaram a se formar há cerca de 35 milhões de anos, quando a placa Juan de Fuca colidiu e foi forçada (subduzida) sob a placa norte-americana .
  • Plataforma Kodiak no Golfo do Alasca - A geologia da Floresta Nacional de Chugach é dominada por duas unidades litológicas principais, o Grupo Valdez (Cretáceo Superior) e o Grupo Orca (Paleoceno e Eoceno). O Grupo Valdez é parte de um cinturão de rochas do complexo de acréscimo do Mesozóico com 2.200 km de comprimento por 100 km de largura, denominado terreno de Chugach. Este terreno se estende ao longo da margem costeira do Alasca, da Ilha Baranof, no sudeste do Alasca, até a Ilha Sanak, no sudoeste do Alasca . O Grupo Orca é parte de um complexo de acréscimo da idade Paleógena chamado de terrano Príncipe William que se estende por Prince William Sound em direção ao oeste através da área da Ilha Kodiak , subjacente a grande parte da plataforma continental a oeste
  • Neogene cunha accretionary off Península de Kenai , Alaska - acreção subducção e repetiu colisão terrane forma a margem convergente do Alasca. O Terrano Yakutat está atualmente colidindo com a margem continental abaixo do Golfo do Alasca central . Durante o Neógeno, a parte oeste do terreno foi subduzida, após o que uma cunha de sedimentos se agregou ao longo da Trincheira das Aleutas no nordeste . Esta cunha incorpora sedimentos erodidos da margem continental e sedimentos marinhos transportados para a zona de subducção na placa do Pacífico.
  • A Formação Franciscana da Califórnia - as rochas franciscanas na área da baía variam em idade de cerca de 200 milhões a 80 milhões de anos. O Complexo Franciscano é composto de um amálgama complexo de blocos semicerentes, chamados de terranos tectonostratigráficos, que foram raspados episodicamente da placa oceânica subdutora, empurrados para o leste e espalhados contra a margem oeste da América do Norte. Esse processo formou uma sequência de empilhamento na qual as rochas estruturalmente mais altas (no leste) são as mais antigas, e na qual cada cunha de impulso principal para o oeste se torna mais jovem. Dentro de cada um dos blocos do terreno, no entanto, as rochas tornam-se mais jovens, mas a sequência pode ser repetida várias vezes por falhas de empuxo.
  • Os Apeninos na Itália são em grande parte uma cunha de acréscimo formada como consequência da subducção. Esta região é tectônica e geologicamente complexa, envolvendo a subducção da microplaca de Adria abaixo dos Apeninos de leste a oeste, a colisão continental entre as placas da Eurásia e África construindo o cinturão de montanhas alpinas mais ao norte e a abertura da bacia do Tirreno para o Oeste.
  • O Cinturão Flysch dos Cárpatos na Boêmia , Eslováquia , Polônia , Ucrânia e Romênia representam a zona de pele fina do Cretáceo a Neógeno do cinturão de impulso dos Cárpatos, que é empurrado sobre o Maciço da Boêmia e a Plataforma do Leste Europeu . Representa uma continuação de Alpine Rhenodanubian Flysch de Penninic Unit .

Veja também

Referências

links externos