Abstract
Dados de reflexão sísmica multi-canal registados entre Itata () e offshores de Coyhaique () foram processados para obter imagens sísmicas. A análise dos perfis sísmicos revelou que reflectores de fundo fraco e descontínuo simulando reflectores estavam associados a processos de acreção basal, enquanto reflectores de fundo forte e contínuo simulando reflectores estavam associados a processos de acreção frontal. Isto pode ser explicado considerando que durante os processos de acreção basal, os movimentos tectónicos de extensão devido à elevação podem favorecer fugas de fluidos dando origem a reflectores simuladores de fundo mais fracos e descontínuos. Durante os processos de acreção frontal (dobramento e empuxo), alta circulação de fluido e condições tectônicas estáveis, no entanto, podem ser responsáveis por refletores mais fortes e contínuos que simulam o fundo. Ao longo dos offshores de Arauco-Valdivia, prismas acrecionários íngremes, falhas normais, bacias de declive e leito de sedimentos subplacado mais espesso foram associados ao acreção basal, enquanto ao longo dos offshores de Itata, Chiloe e Coyhaique, pequenos prismas acrecionários, dobráveis e leito de sedimentos subplacado mais fino foram associados ao acreção frontal.
1. Introdução
Em registros sísmicos marítimos, o Refletor Simulador de Fundo (BSR) é um bom indicador da presença de hidratos de gás. O BSR permitiu definir a distribuição do hidrato de gás ao longo de várias margens continentais. O BSR está associado à interface acústica entre os sedimentos sobrejacentes contendo gás hidrato, o que aumenta a velocidade sísmica de compressão, e os sedimentos subjacentes contendo gás livre, o que diminui a velocidade sísmica de compressão. A BSR foi identificada em seções sísmicas em complexos accrecionais ao longo de ambos os cenários de margem convergente e passiva . Ao longo da margem continental chilena, a BSR é bem relatada por vários cruzeiros geofísicos. Em particular, o BSR é reconhecido ao longo do prisma acrecionário .
Ao longo da margem chilena, dois processos tectônicos principais são reconhecidos. O primeiro está associado ao acreção frontal e o segundo ao acreção basal.
Este estudo visa identificar as principais estruturas morfológicas na margem continental, em particular na fossa oceânica e na encosta continental. Desta forma, através da interpretação de seis secções empilhadas e pós-empilhadas, as relações entre as características de BSR e os processos tectónicos podem ser identificadas (Figura 1).
>Mapa de área de estudo.
2. Cenário Tectônico e Geológico
A área de estudo está localizada ao longo do Chile Central, entre 35° e 45°S, incluindo os offshores Itata, Arauco, Toltén e Valdivia (de 36° a 40°S) e os offshores Chiloé e Coyhaique (de 43° a 45°S) (Figura 1).
O Chile Central e Sul (34°-46°S) está limitado ao norte, na crista Juan Fernandez, e ao sul, na ascensão do Chile. A cordilheira Juan Fernandez é caracterizada pelo segmento de planície Pampeana, que apresenta uma falta de vulcanismo e a elevação das serras Pampeanas, as montanhas mais altas dos Andes, como o maciço do Aconcagua (6989 m). Ao sul do segmento do Pampeanas flat-slab, a margem andina é caracterizada pela subducção normal (mergulhos de 30°) que se estende de 34° a 46°S até a junção tripla do Chile. A convergência entre as placas Nazca e sul-americanas ocorre a uma taxa média de 6,4 cm/ano. Nesta área (de 34° a 45°S) toda a margem é caracterizada por um vetor oblíquo de convergência (N78°E) e alcança uma direção ortogonal no segmento austral.
A inclinação continental é constituída por uma inclinação inferior e uma inclinação superior. O declive inferior está associado ao prisma acrecionário que é construído por turbidites que são incorporados desde o enchimento da vala até ao declive inferior como sedimentos acentuados, enquanto o declive superior está associado a um importante volume de sedimentos terrigenos de rochas vulcânicas do arco andino, depositados num porão metamórfico continental.
A vala oceânica é preenchida por sedimentos de espessura parcialmente superior a 2 km, aparecendo localmente mais como uma planície plana do que como uma depressão batimétrica . O enchimento da vala é composto por estratos turbidíticos e hemipelágicos entrelaçados, que mostram certa ciclicidade em seu padrão de reflexão sísmica que é interpretada como a influência dos ciclos climáticos globais sobre a sedimentação . O porão oceânico representa a Placa Nazca subducente sob a Placa da América do Sul e é constituído por sedimentos pelágicos e basaltos oceânicos.
3. Dados e Processamento Sísmico
Neste estudo são analisadas seis linhas sísmicas. Quatro delas (SO161-44, SO161-35, SO161-29 e SO161-40; ver Figura 1) foram adquiridas pelo cruzeiro RV SONNE (janeiro-fevereiro 2001) como parte do projeto “Subduction Processes Off Chile (SPOC)”, e as outras duas (RC2901-728 e RC2901-734; ver Figura 1) foram adquiridos pela RV CONRAD cruise (janeiro-fevereiro de 1988), como parte do projeto “Mid-Ocean Spreading Ridge (Chile Ridge)” do Programa de Perfuração Oceânica (ODP). Foram utilizados os dados sísmicos de pré-pilhamento de quatro linhas sísmicas (RC2901-728, SO161-44, SO161-29 e RC2901-734), enquanto que para as outras duas linhas (SO161-35 e SO161-40) só estão disponíveis os dados sísmicos empilhados. Os dados sísmicos foram adquiridos durante o cruzeiro RV SONNE usando um streamer digital de 3000 m de comprimento e 132 canais com 12,5 m entre os primeiros 24 canais e 25 m entre os outros canais. A fonte sísmica foi um conjunto afinado de 20 armas de ar, fornecendo um volume total de 54,1 l, com um espaçamento de disparo de 50 m. Os dados sísmicos adquiridos durante o cruzeiro RV CONRAD utilizaram um streamer digital de 3000 m de comprimento, com 240 canais e intertrace de 12.5 m. A fonte sísmica foi um conjunto afinado de 10 armas de ar com um volume total de 61,3 1, com um espaçamento de disparo de 50 m.
O processamento sísmico foi realizado usando o software de código aberto Sismic Unix (SU) . A fim de obter uma imagem sísmica precisa, um processamento padrão foi realizado nos dados sísmicos do Prestack, seguido pela migração do tempo de pós-estaque (métodos Phase Shift e Stolt). A fim de avaliar os atributos sísmicos da seção empilhada, foi realizado um processamento de verdadeira amplitude. De facto, em cada etapa de processamento, foi verificada a preservação do espectro de amplitude. No caso das linhas sísmicas SO161-35 e SO161-40, para as quais apenas estavam disponíveis dados sísmicos empilhados, foi realizada uma migração de deslocamento de fase utilizando a velocidade sísmica da água (1480 m/s).
O primeiro passo do processamento padrão foi converter os dados do formato SEGY para o formato SU. Uma vez convertidos no formato SU, uma verificação do desvio mínimo foi feita usando a primeira chegada (onda direta). De facto, assumindo a velocidade da água sísmica igual a 1480 m/s (da análise de onda directa), foi identificado um desvio temporal de 0,12 s na linha sísmica SO161-44. Foi corrigido o deslocamento em 0,12 s, todos os dados sísmicos.
O passo seguinte foi definir a disposição geométrica dos dados do presck. Neste estudo, as coordenadas fonte-receptor foram definidas arbitrariamente sem considerar as coordenadas geográficas, e o offset e o ponto médio comum (CMP) foram calculados usando as coordenadas fonte-receptor previamente calculadas. No caso das linhas sísmicas SO161-44 e SO161-29, duas serpentinas diferentes foram consideradas: a primeira de 24 canais espaçados a cada 12,5 m e a segunda de 108 canais espaçados a cada 25 m. A geometria de configuração foi atribuída separadamente e, em seguida, integrada como uma única serpentina. Foram definidas distâncias CMP de 6,25 m (para as linhas sísmicas RC2901-728 e RC2901-734) e 12,5 m (para as linhas sísmicas SO161-44 e SO161-29).
Para atenuar o ruído e corrigir os efeitos na amplitude devido à divergência esférica frente às ondas, foram aplicados um filtro passa-banda (15-70 Hz) e um ganho, respectivamente.
Na linha sísmica SO161-44, foram reconhecidos ruídos fortes associados a reflexos fora do plano (limpeza lateral), provavelmente devido à morfologia irregular. Para atenuar este ruído, foi aplicado um filtro dip (inclinação de 8-5,5 10-4) no domínio F-K.
Uma análise da velocidade de empilhamento a cada 100 CMP (ou seja, a cada 1250 m para as linhas sísmicas SO161-44 e SO161-29 e a cada 625 m para as linhas sísmicas RC2901-728 e RC2901-734). Consequentemente, foram utilizados modelos de velocidade de empilhamento para realizar o empilhamento . A fim de obter uma imagem sísmica precisa, foi realizada uma migração do tempo de pós-empilhamento; assim, os modelos de velocidade de empilhamento foram convertidos em modelos de velocidade de intervalo. Além disso, foram realizados diferentes testes de migração do tempo de pós-empilhamento (métodos de Stolt e mudança de fase). Os melhores resultados foram obtidos usando o método de deslocamento de fase. Finalmente, para obter os cortes finais de pós-empilhamento, um filtro passa-banda (15-70 Hz), traços de mistura, ganho de AGC (janela de 800 ms) e muting foram aplicados.
4. Resultados
4.1. RC2901-728
RC2901-728 secção comigrada no tempo, localizada em Itata (36°S), é caracterizada por uma cave oceânica regular, com um pequeno número de estruturas na parte mais ocidental, enquanto que em profundidade são evidentes estruturas sob pressão.
Na base do declive inferior, foi reconhecida uma rampa anticlíneo. Na base da encosta inferior, foi reconhecida uma rampa anticlíneo. Em cerca de 8 s, reflexos de alta amplitude são interpretados como uma superfície de decolagem (Figura 2). Abaixo deste nível, outro refletor com alta amplitude pode ser associado com o topo do porão oceânico. Uma bacia com declive elevado atrás de um subvertical é caracterizada por reflectores divergentes e contínuos (Figura 2). Reflexões caóticas com baixa amplitude instantânea (ver inserção na Figura 2) podem estar relacionadas com depósitos de slump (CDPs 8000 e 9500, resp.,). Dos CDPs 8000 a 13000, um BSR forte e contínuo foi identificado e pode ser associado à presença de hidratos de gás. Dos CDPs 10500 a 11500, foi reconhecida uma estrutura floral negativa (Figura 2). Em profundidade, reflexos com alta amplitude foram associados ao topo do porão continental.
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RC2901-728 perfil sísmico. Seções com sobreposição de traçado de linha. A caixa indica a localização da seção instantânea relatada na inserção.
4.2. SO161-44
SO161-44 seção comigrada no tempo (Figura 3) localizada ao largo da Arauco (perto de 38°S) mostra características diferentes em comparação com a seção anterior. Várias falhas no topo do subsolo oceânico foram reconhecidas.
(a)
(b)
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SO161-44 perfil sísmico. Seções com sobreposição de traçado de linha.
Na base da inclinação, refletores levemente deformados, propulsores e subtornos afetam o preenchimento da trincheira. O topo de um nível acusticamente semitransparente (cerca de 7 s) pode ser associado a uma superfície de descolamento.
A inclinação inferior é larga cerca de 15 km e é mais íngreme do que a secção SO161-44. Na base do declive inferior, são reconhecidos sedimentos ligeiramente deformados, que envolvem apenas o leito mais raso do enchimento sedimentar (cerca de 0,8 s de espessura; Figura 3). A superfície de decolagem e o topo do porão oceânico (cerca de 6 s e 7,5 s) mostram características de arrasto (Figura 3). Dos CDPs 5700 a 6600, uma sequência de impulso dá forma a uma inclinação inferior íngreme. Para leste, uma escarpa de falha normal com offset de cerca de 1 s (próximo ao CDP 7000) foi reconhecida. Aqui, foram observadas reflexões caóticas. Note que a escarpa de falha marca o limite entre a inclinação inferior e a inclinação superior.
A inclinação superior mostra uma topografia irregular interrompida por dois impulsos principais (nos CDPs 7000 e 8000). As reflexões caóticas, observadas na parte rasa e profunda, são evidentes (Figura 3). Dos CDPs 7200 a 7600 (5 km de largura), uma zona deprimida caracterizada por altos morfológicos e uma estrutura de graben foi imitada. Foram reconhecidas algumas bacias inclinadas no topo de protuberâncias de beira-mar. Em cerca de 3,2 s, foi identificado um BSR descontínuo e forte. Reflexões com alta amplitude em cerca de 4 s podem ser interpretadas como o topo do porão continental.
4.3. SO161-35
SO161-35 secção de tempo de pós-estágio, localizada ao sul da Ilha Mocha perto de 38,5°S mostra um topo de porão oceânico irregular.
A inclinação inferior é caracterizada por uma topografia irregular, que é perturbada por uma alta morfológica (cerca de CDP 9000). Na descida foi reconhecida uma secção de impulso estreitamente espaçada, enquanto que na subida dois impulsos principais, amplamente espaçados, formam o prisma acrecionário (Figura 4). Em cerca de 7 s e 8 s, reflexos de alta amplitude e características de pull-up foram associados com o topo do leito de sedimentos subplatados e com o topo do porão oceânico. Dos CDPs 9200 a 10000 foi reconhecido um BSR fraco e descontínuo (Figura 4). O fundo do mar é caracterizado por altos morfológicos anómalos, que podem estar associados a possíveis vulcões de lama. Dos CDPs 10200 a 11500, foram reconhecidas duas bacias de declive principal. Note-se que estas bacias são afectadas principalmente pelo deslocamento de falhas normais e inversas (ver Figura 4). No lado direito das bacias, falhas normais configurando estruturas “meio-graben” foram reconhecidas (Figura 4). Em cerca de 5 s, foram reconhecidas reflexões com alta amplitude associadas ao topo do porão continental.
(a)
(b)
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SO161-35 perfil sísmico. Seções com sobreposição de traçado de linha.
4.4. SO161-40
SO161-40 secção com traçado de linha sobreposta (Figura 5), localizada no sul da ilha de Chiloe (43,5°S), é caracterizada por um cave oceânica regular. Os sedimentos das trincheiras são afectados por impulsos e falhas normais.
(a)
(b)
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SO161-40 perfil sísmico. Perfis com sobreposição de linhas de desenho.
Na base da inclinação inferior, uma estrutura de impulso forma uma rampa anticlíneo. Em profundidade, reflexos caóticos e falhas inativas afetam a seqüência sedimentar; aqui, o leito inferior e o topo do porão oceânico são menos claros, mas alguns reflexos de alta amplitude podem ser reconhecidos em 6 s e 7 s, respectivamente (Figura 5). Dos CDPs 7800 a 10000, as escarpas são evidentes e podem ser associadas a falhas normais. Em profundidade, dos CDPs 8000 a 9000, foi reconhecido um BSR forte e contínuo. Note que a inclinação do BSR é interrompida por falhas ativas que configuram uma possível estrutura floral (Figura 5). Em cerca de 3 s, reflexos de alta amplitude, afetados por falhas, foram associados ao topo do subsolo continental. Foi reconhecida a subida do CDPs 9000 a 10000, uma altura morfológica e um canal submarino (3 km de largura), controlado por falhas normais (Figura 5).
5. Discussões e Conclusões
Dois processos principais de acreção podem ser reconhecidos ao longo da margem chilena: o primeiro está relacionado com acreção frontal e o segundo com acreção basal . Ambos os processos, de acreção frontal e basal, foram reconhecidos em todas as seções sísmicas. Em particular, as áreas caracterizadas pelo topo de porão oceânico regular, altos morfológicos e empuxo através da encosta continental (RC2901-728, SO161-40 e RC2901-734; Figura 6) podem ser associadas ao acreção frontal, enquanto as áreas caracterizadas pelo topo de porão oceânico irregular, ausência de altos morfológicos, e declives continentais mais amplos e íngremes podem ser associadas ao acreção basal. Além disso, podem ser descritas as relações entre a espessura do leito de sedimentos sub-base e a morfologia do declive inferior. Assim, leitos sedimentares subplacados mais espessos contribuem para a formação de taludes mais íngremes, enquanto leitos sedimentares subplacados mais finos contribuem para a formação de taludes mais ásperos. Nas secções RC2901-728 e SO161-40, um leito sedimentar subplacado mais fino (0,5 s) está de acordo com um declive mais áspero, enquanto nas secções SO161-44 e SO161-35 (Figura 6(b)) um leito sedimentar subplacado mais espesso (1,2 s) evidencia um declive mais íngreme e mais suave. Desta forma, uma maior quantidade de sedimentos subplacados pode determinar a formação de duplex abaixo do prisma acrecionário afetando os sedimentos acretudos e elevando o prisma interno, como evidenciado nas seções SO161-44, SO161-35, e SO161-29. Parece que o material não raspado fornece acomodações de movimento ao longo dos impulsos durante a elevação gerando impulsos subhorizontais. O crescimento lateral e vertical dos prismas associados ao acreção basal tem sido relatado por vários autores em diferentes margens continentais (ou seja, 8, 22, 23, 24, e 25). Pelo contrário, em áreas onde é reconhecido um leito de sedimentos mais fino e subplacado, o prisma acrecionário mostra os prismas com alto deslocamento, que estão relacionados a um acreção frontal episódica. Neste caso, o material subplacado tem uma influência menor. Desta forma, a evolução para estes prismas será semelhante à dos prismas mostrados nas seções analisadas anteriormente.
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(a) Esquerda: RC2901-728 perfil de desenho de linha. Direita: diagrama de acreção frontal. (b) Esquerda: SO161-44, SO161-35, e SO161-29 perfis de desenho de linhas. Direita: diagrama de acreção basal. (c) Esquerda: SO161-40 e RC2901-734 perfis de traçado de linha. Direita: diagrama de acreção frontal.
BSRs observados em seções sísmicas são freqüentemente considerados como indicadores da existência de gás livre, delineando a base da zona de estabilidade do hidrato de gás. Ao sul da crista Juan Fernandez, o BSR foi reconhecido no prisma interno em todos os cortes. Na parte mais ao norte (RC2901-728, SO161-40) e na parte mais ao sul (SO161-40 e RC2901-734), a BSR é forte e contínua (Figuras 6(a) e 6(b)), enquanto na parte central (SO161-44, SO161-35 e SO161-29) foi reconhecida uma BSR fraca e descontínua (Figura 6(b)). Assim, as relações entre as características da RSB e os processos de acreção podem ser observadas; em particular, a RSB é forte e contínua na correspondência com os processos de acreção frontal, enquanto é fraca e descontínua na presença dos processos de acreção basal. Durante o acreção frontal, movimentos tectônicos parecem afetar o prisma frontal, mas não afetam o prisma interno favorecendo as condições de acúmulo de fluidos e conseqüentemente a formação de BSRs fortes e contínuos (ver à direita nas Figuras 6(a) e 6(c)). Entretanto a elevação por acreção basal gera movimentos tectônicos de extensão no prisma interno, o que pode favorecer as fugas de fluido (ver à direita na Figura 6(b)) e, conseqüentemente, a mudança de temperatura. Portanto, a profundidade da zona de estabilidade do hidrato de gás é fortemente variável ao longo da linha sísmica e, consequentemente, o BSR desaparece ou torna-se mais fraco. Além disso, um menor gradiente geotérmico (30°C/km) no setor norte (seção SO161-44) está de acordo com uma crosta oceânica mais antiga (35 Ma), onde uma reduzida circulação de fluido pode ser esperada. Enquanto no sector sul (RC2901-734), um maior e variável gradiente geotérmico (50-95°C/km) está de acordo com uma crosta oceânica mais jovem (15 Ma) , onde o aumento da circulação de fluidos pode ser esperado. Note que as características do BSR podem ser explicadas considerando vários fatores. Assim, é possível associar uma RBS fraca e descontínua principalmente a uma circulação reduzida e a um tectônico ativo. No entanto, na parte mais setentrional (Itata offshore), um BSR forte e contínuo está em desacordo com uma crosta oceânica mais antiga. Mesmo que uma circulação reduzida da crosta oceânica seja esperada, condições tectônicas estáveis e fontes biogênicas de metano podem explicar uma BSR mais forte e contínua nesta área. De fato, em Itata offshore a partir de dados batimétricos, um declive continental mais suave pode ser reconhecido, o que pode estar relacionado a um regime tectônico estável, enquanto que ao sul (Arauco e Valdivia offshore) um declive continental irregular caracterizado por cânions submarinos, áreas erosivas, e lineamentos estruturais podem estar relacionados a um regime tectônico instável .