Cuenca sedimentaria

Las cuencas sedimentarias son los principales lugares de acumulación de sedimentos, y su proceso de formación está estrechamente relacionado con el movimiento de la corteza terrestre y la tectónica de placas. Existen principalmente cinco tipos de entornos estructurales en los que se ubican las cuencas sedimentarias: discretas, intraplaca, convergentes, transformadas y compuestas. En cada tipo de fondo estructural, se puede dividir aún más según factores como el tipo de basamento de la cuenca sedimentaria, el tipo de límite de placa donde se encuentra la cuenca y la posición relativa de la cuenca y el límite de placa. dividirse en 26 tipos de cuencas sedimentarias (Figura 19-3). La siguiente es una breve introducción a varios tipos comunes de cuencas sedimentarias.

Figura 19-3 Tipos de cuencas sedimentarias y mecanismos de subsidencia (según Ingersoll & Busby, 1995)

(1) Cuencas sedimentarias en un fondo estructural discreto

Esta tipo La cuenca en su conjunto se encuentra en un fondo tectónico extensional, y el mecanismo dinámico de hundimiento de la cuenca es principalmente el adelgazamiento de la corteza y la carga sedimentaria. En las primeras etapas del rifting de la corteza continental, las principales rupturas de la corteza y el hundimiento de bloques de fallas formaron una serie de grabens de origen tectónico en dirección perpendicular a la tensión principal, que se denominan valles de rift terrestre. La mayoría de ellos son estrechos y sus límites están controlados por fallas (Figura 19-4a). En términos de escala, puede ser tan estrecho como de varios kilómetros, o puede alcanzar una escala de 30 a 40 kilómetros de ancho y 3.000 kilómetros de largo, como el Valle del Rift de África Oriental. El área del rift continental es una importante zona de deposición de sedimentos, llena de una variedad de tipos de rocas. Tomando como ejemplo el Valle del Rift de África Oriental, está lleno principalmente de rocas volcánicas, pero también se pueden ver productos de diversos ambientes sedimentarios, incluidas facies no marinas (facies de ríos, facies de lagos, facies de desierto), facies marinas marginales (facies delta sedimentos facies, facies estuarinos, marea) y marinos (plataforma, abanico submarino). Por lo tanto, las rocas sedimentarias formadas en las cuencas del rift incluyen conglomerados, areniscas, lutitas, turbiditas, carbón, evaporitas y rocas carbonatadas. Se han encontrado antiguos sistemas de rift en Asia, Europa, África, la Península Arábiga, Australia y América (Sengor, 1995; Ravnás & Steel, 1998; Leeder, 1999), y se formaron principalmente en entornos tectónicos discretos.

Con el desarrollo del rifting, la corteza continental se adelgazó aún más hasta fracturarse. El magma basáltico del manto se derramó desde la zona central del rift continental para formar una nueva corteza oceánica. La grieta continental evolucionó hasta convertirse en una grieta protooceánica. Dentro del rift protooceánico se ha formado una nueva corteza oceánica y su periferia es el nuevo margen continental pasivo. El Mar Rojo es un típico valle del rift protooceánico. En su región axial es corteza oceánica <5 Ma (Leeder, 1999). La expansión del Mar Rojo comenzó en el Eoceno-Oligoceno, en su etapa inicial se trataba principalmente de abanicos aluviales, deltas en abanico, costas siliciclásticas y depósitos de carbonato. En el Mioceno, debido al cierre intermitente de la vaguada, el ambiente sedimentario de la cuenca quedó restringido y se depositaron evaporitas de 5 a 7 km de espesor. En el Plioceno, había vuelto a la sedimentación marina normal. Los sedimentos desde el Holoceno se han compuesto principalmente de exudado calcáreo de foraminíferos y pterópodos.

Figura 19-4 Tipos de cuencas sedimentarias comunes y su fondo estructural (según Boggs, 2006)

(2) Cuencas sedimentarias en el fondo estructural intraplaca

A medida que la corteza oceánica se expande, gradualmente se forman márgenes continentales pasivos. La corteza continental se adelgaza significativamente en el área del margen continental pasivo y se forma una zona de transición obvia de la corteza continental entre la corteza oceánica y la corteza continental (Figura 19-4b). Las cuencas sedimentarias pueden desarrollarse en áreas de corteza continental, corteza oceánica y corteza continental de transición.

Las cuencas intracratónicas se desarrollan sobre bloques de cratones estables, generalmente alejados de los bordes de las placas, y no tienen nada que ver con las suturas gigantes mesozoicas o cenozoicas. Están débilmente afectadas por procesos tectónicos y tienen ángulos de buzamiento suaves (Figura 19). -4c). La forma plana es mayoritariamente elíptica, con una gran superficie en forma de platillo que se hunde de forma estable. Su mecanismo de hundimiento es principalmente el engrosamiento de la litosfera del manto, la sedimentación y la carga de roca volcánica. El hundimiento del sótano de una cuenca a menudo se manifiesta en múltiples etapas, con una tasa de hundimiento baja. El sótano suele tener zonas de ruptura de formación temprana.

Los sedimentos de la cuenca suelen estar dominados por grandes áreas de sedimentos marinos y costeros poco profundos (puede haber algunas fases alternas entre el mar y la tierra), formando cuerpos de arena en forma de láminas anchas y delgadas. El cambio de fase no es evidente lateralmente, lo que muestra el Depocentro y centro de hundimiento de cuenca Básicamente las mismas características. Los sedimentos incluyen arenisca de cuarzo, roca carbonatada, arcilla, conglomerado de cuarcita, etc. Entre ellos, la madurez estructural y la madurez composicional de la arenisca de cuarzo suelen ser altas. Muchas partículas clásticas de cuarzo provienen de cratones estables a largo plazo y tienen las características de deposición de ciclos múltiples. En América del Norte se pueden observar cuencas intracratónicas paleozoicas y mesozoicas generalizadas (Sloss, 1982). Las cuencas de Michigan y Williston en los Estados Unidos, la cuenca de la Bahía de Hudson en Canadá, la cuenca de Amadeus y la cuenca de Carpentaria en Australia son todas cuencas intracratónicas.

En el sistema de elevación y terraza continental formado en el margen continental pasivo, se produce sedimentación en la plataforma continental, el talud continental y la elevación continental, que pueden formar cuerpos sedimentarios extremadamente gruesos. En la sección longitudinal, estos cuerpos sedimentarios tienen en su mayoría forma de cuña y están inclinados hacia el océano (Figura 19-4b). La plataforma continental es en realidad la superficie de un cuerpo sedimentario enorme y muy grueso. Los tipos de sedimentos son arenisca marina poco profunda, lutita, roca carbonatada y evaporita. Los sedimentos del talud continental son lutitas de aguas semiprofundas y el espesor de la capa sedimentaria al pie del talud puede alcanzar más de 5 km. Existen numerosos cañones submarinos distribuidos en el talud continental, que transportan sedimentos desde el talud continental hasta las elevaciones continentales y las cuencas de aguas profundas. Los sedimentos de ascenso continental son cuñas sedimentarias formadas por corrientes de turbidez y corrientes de contorno. El sistema de ascenso continental-escalón continental es el sitio de la grieta continental inicial, por lo que hay una serie de estructuras extensionales, como fallas normales escalonadas y grabens, desarrolladas en los sedimentos y el basamento. Dado que el sistema de elevación continental-etapa continental se encuentra en un entorno de subsidencia tectónica estable a largo plazo, su mecanismo de subsidencia puede deberse al aumento de la densidad de las rocas de la corteza inferior causado por el metamorfismo de la corteza inferior, la extensión y el adelgazamiento de la corteza, y carga de sedimentos. En el lado occidental del Océano Atlántico, hay muchas cuencas del Triásico Tardío y del Jurásico Temprano (Cuenca BlakePlateau, Cuenca Georges Bank, Cuenca de Nueva Escocia, etc.). Estas cuencas se formaron con la desintegración del Antiguo Continente Unido (Pangea).

También se pueden formar muchas cuencas oceánicas en la vasta corteza oceánica, incluidas cuencas de depresión y cuencas de falla (Figura 19-4d). Los principales sedimentos en estas cuencas oceánicas son arcillas pelágicas, depósitos biológicos y de corrientes de turbidez. Los sedimentos en la cuenca oceánica cerca del margen continental activo eventualmente morirán a medida que la corteza oceánica se subduzca hacia la fosa, o serán raspados por la corteza continental durante el proceso de subducción y pasarán a formar parte de la cuña de acreción (Figura 19-4e). . El actual Océano Pacífico es una típica cuenca oceánica activa, dominada por la subducción, mientras que el Golfo de México es una típica cuenca oceánica inactiva, y su corteza oceánica basal no presenta ni subducción ni expansión.

(3) Cuencas sedimentarias bajo fondo tectónico convergente

El fondo tectónico convergente se produce principalmente durante la subducción de placas, la desaparición de los océanos y la posterior colisión u orogénesis.

1. Cuencas sedimentarias relacionadas con la subducción

A lo largo de una zona de subducción, una placa oceánica pesada pero delgada generalmente puede subducirse debajo de una placa continental u otra placa oceánica sustraída a la. La corteza profunda o la parte superior del manto se derrite rápidamente y el magma fundido migra gradualmente hacia arriba, provocando erupciones volcánicas cerca de la placa suprayacente cerca de la zona de subducción, formando un arco volcánico. El arco volcánico formado en el sistema de subducción de placas océano-continente es un arco de montaña, y el arco volcánico formado en el sistema de subducción de placas océano-océano es un arco de isla. Dependiendo de la naturaleza del arco volcánico, las cuencas sedimentarias asociadas a la subducción se pueden dividir en dos situaciones.

En el sistema arco-zanja insular donde convergen la placa oceánica y la placa continental (Figura 19-4e), el lado del arco de la trinchera (zanja) es empujado en un ángulo bajo debido a la placa en subducción. La capa sedimentaria y los fragmentos de corteza oceánica raspados durante el proceso se acumulan en una cuña de acreción. Dentro de la cuña de acreción también puede formarse una cuenca de acreción.

La parte principal de la cuenca sedimentaria en el sistema arco de trinchera es la cuenca del antearco (ante-arcbasin) ubicada entre el arco volcánico y la cuña de acreción. Su base puede ser la corteza oceánica, la corteza continental o ambas. En ocasiones se desarrolla una cuenca intraarco dentro de un arco volcánico, que recibe principalmente sedimentos del arco volcánico. Debido a la fuerza de subducción en la región del antearco, generalmente se forman cinturones plegados y cuencas de retroarco en la superficie de la corteza continental detrás del arco (Figura 19-5a).

En cuanto a la subducción entre placas oceánicas, aunque se desarrollan trincheras en la zona del antearco del sistema trinchera-arco, debido al pequeño tamaño del arco, en ocasiones no se desarrolla ningún antearco o cuenca de acreción, pero en el arco El área del arco posterior entre el cuerpo y la placa continental generalmente forma una cuenca de arco posterior o una cuenca marginal de arco posterior, también conocida como cuenca marina marginal (Figura 19-5b). Si la zona de subducción se mueve hacia el océano, el arco anterior deja de estar activo y se llama arco remanente. El nuevo arco volcánico se llama arco frontal y la cuenca entre los dos arcos se llama cuenca interarco.

Los sedimentos recibidos por la cuenca del antearco proceden principalmente de arcos volcánicos cercanos y cuñas de acreción. En algunos casos, también puede haber aporte vertical de sedimentos clásticos procedentes de continentes adyacentes. Cuando domina la sedimentación clástica, las corrientes de turbidez y otros depósitos de flujo masivo a menudo pasan a depósitos deltaicos y fluviales. La sedimentación marina suele dominar durante la subducción. Por lo tanto, una cuenca del antearco puede contener múltiples facies sedimentarias, y la ocurrencia de diferentes zonas de facies está controlada por factores tales como la altitud de la ruptura de la pendiente de la trinchera, la tasa de transporte de sedimentos a la cuenca del antearco y la tasa de subsidencia de la cuenca. Las cuencas del antearco modernas tienen generalmente entre 40 y 100 km de ancho y miles de kilómetros de largo. Los sedimentos pueden tener hasta 10 km de espesor y cubrir complejos de acreción. Pueden ser contactos estratigráficos o estructurales (Wang Chengshan, 2003). En el lado del arco volcánico, los sedimentos suelen estar en contacto con rocas volcánicas, como si fueran dedos, o en contacto con fallas. Las cuencas del antearco modernas se pueden encontrar en las islas de la Sonda, el noreste del Mar de Japón y la costa peruano-chilena.

Figura 19-5 Cuencas sedimentarias relacionadas con la subducción (según Donald & Fred, 2004)

Las cuencas de arco posterior son adyacentes a continentes y las fuentes de sedimentos son relativamente complejas, incluyendo Detritos volcánicos y diversos materiales clásticos terrestres, existen casi tantos tipos de fases sedimentarias como las que se encuentran en el océano, y no existe un solo tipo de sedimentación. Sin embargo, debido a que la cuenca del arco posterior está rodeada de continentes y arcos de islas, generalmente no se ve afectada por las corrientes del fondo del océano. Por lo tanto, en comparación con los sedimentos oceánicos típicos, carece de sedimentos importantes de las corrientes del fondo del océano y contiene más materiales piroclásticos y cenizas volcánicas. Los depósitos de turbidita están bien desarrollados en las cuencas del arco posterior, especialmente en las cuencas oceánicas que continúan expandiéndose. Si hay un suministro abundante de clásticos terrestres o volcánicos, se pueden formar gruesas capas de turbidita. Según los datos de perforación del fondo marino, las cuencas del arco posterior se componen principalmente de depósitos de flysch en el lado cercano al margen continental, lejos del margen continental y cerca del arco de islas, a menudo son sedimentos de aguas profundas, sedimentos de semiplancton; y sedimentos intercalados de roca volcánica.

A diferencia de las cuencas de arco posterior, los sedimentos en las cuencas entre arcos provienen principalmente de restos volcánicos de arco volcánico y arcilla montmorillonita, exudados biológicos y polvo continental, con muy poca aportación de materiales terrestres. Existen diferencias obvias en la sedimentación dentro de la cuenca. Se desarrolla una falda piroclástica sedimentaria cerca del arco volcánico, que puede ser un complejo de abanicos submarinos de arcilla pelágica marrón y vítreo volcánico que se acumulan fuera del extremo más alejado de la falda piroclástica. Los exudados pelágicos con mayor contenido de carbonato de calcio se depositaron en el extremo distal de la cuenca hasta que cayó por debajo de la profundidad de compensación de carbonato de calcio, seguido por la deposición de arcillas marrones y exudados silíceos. La mayoría de las cuencas entre arcos eventualmente se hundirán, y parte de sus rellenos sedimentarios permanecerán en cuencas oceánicas residuales, convirtiéndose en pedazos imbricados de cuñas o siestas de acreción dentro de las zonas de colisión. La secuencia estratigráfica de la cuenca del arco posterior está bien conservada, con sólo pliegues moderados.

Sin embargo, generalmente es difícil distinguir entre la sedimentación de cuencas de arco posterior y la sedimentación de cuencas entre arcos en secuencias sedimentarias antiguas. Las cuencas de arco posterior y las cuencas entre arcos modernas se distribuyen principalmente en el Océano Pacífico norte y occidental, y también se encuentran en el Océano Atlántico occidental y el Mar Mediterráneo.

2. Cuencas relacionadas con la colisión

La colisión se observa principalmente en el cierre de cuencas oceánicas y la posterior etapa de colisión continente-continente, formando cinturones plegadizos y sus correspondientes cuencas de antepaís (foreland). cuenca). Las cuencas de antepaís se pueden dividir en cuencas de antepaís periféricas y cuencas de antepaís de retroarco según sus posiciones estructurales. La cuenca periférica del antepaís está relacionada con la subducción tipo A. Se ubica inmediatamente fuera del orógeno producido por la colisión continental. Es una cuenca de flexión litosférica formada por la colisión continental y la posterior subducción interna debido a la gravedad de la propia placa (Figura 19-). 4f). Pero también puede desarrollarse en los antearcos durante las colisiones arco-continente. Las cuencas de antepaís de arco posterior se desarrollan detrás de arcos magmáticos y están relacionadas con la subducción intracontinental de tipo B. Pueden estar asociadas con colisiones de placas o formarse durante el período de subducción de la corteza oceánica.

Las cuencas de antepaís generalmente tienen una forma larga y estrecha en el plano, y en su mayoría son asimétricas en secciones longitudinales. El lado cerca del cinturón orogénico es empinado y el lado hacia el cratón es ancho y suave. de los sedimentos que llenan la cuenca se encuentran generalmente en el orógeno. La zona es espesa en un lado y se adelgaza gradualmente hacia el cratón. Los rellenos sedimentarios en las cuencas de antepaís generalmente tienen fuentes duales: la fuente principal proviene de cinturones de empuje y la fuente secundaria proviene de cratones. El patrón de suministro de la fuente se ve afectado principalmente por el relieve topográfico relacionado con la orogenia de empuje. Los sedimentos de las zonas de empuje son generalmente ricos en desechos líticos, mientras que los sedimentos de cratones tienen un alto contenido de cuarzo y un bajo contenido de feldespato y desechos líticos. En términos generales, los sedimentos en la cuenca del antepaís son principalmente grises, gris verdosos, etc. en la etapa inicial, y rojos, abigarrados, etc. en la etapa posterior. El conjunto de rocas está dominado por un conjunto de areniscas de cuarzo en la secuencia inferior y un conjunto de areniscas líticas en la secuencia superior. La madurez de los componentes minerales y la madurez estructural disminuyen significativamente de abajo hacia arriba. A medida que el cinturón orogénico se va desnudando gradualmente, aparece un fenómeno de secuencia inversa en los escombros sedimentarios. Por ejemplo, las capas de conglomerados más antiguas tienen rocas generadoras más jóvenes, mientras que las capas de conglomerados más jóvenes tienen rocas generadoras más antiguas. Por tanto, existe una correlación entre la actividad tectónica y la sedimentación en la cuenca del antepaís. Las cuencas de antepaís modernas se pueden encontrar en la costa occidental de Taiwán, la península de los Apeninos, las Montañas Rocosas, etc.

Durante el proceso de colisión también se puede formar una cuenca oceánica remanente, que es una cuenca de tipo contracción ubicada en el borde de la convergencia. En la cuenca se depositan turbiditas enormemente espesas y los desechos generalmente provienen de áreas adyacentes. cinta de sutura (Ingersoll, 1995). El Golfo de Bengala se considera un representante típico de una cuenca oceánica residual moderna. El Abanico de Bengala, el sistema sedimentario clástico más grande del mundo, se depositó en la cuenca, pero pasó lateralmente a una cuenca de antepaís entre el Himalaya y el continente indio. muestra que los dos tipos de cuencas se heredan en el tiempo de formación y son transicionales en la distribución espacial. Obviamente, este tipo de cuenca y la cuenca del antepaís se formaron en las últimas etapas de la colisión de dos placas, y las dos están genéticamente relacionadas (Wang Chengshan, 2003).

(4) Cuencas sedimentarias bajo fondo tectónico transformado

Los fondos tectónicos transformados aparecen principalmente en crestas oceánicas en expansión y límites de placas, caracterizados por fallas de rumbo y transformación, y a menudo desarrollan deslizamiento de rumbo. cuenca (Figura 19-4g). La actividad de las fallas de rumbo puede formar localmente dos ambientes de tensión: transtensional y transpresional, que pueden formar una cuenca transtensional y una cuenca transpresional respectivamente. Las cuencas de deslizamiento pueden ser grandes o pequeñas, desde pequeñas depresiones de varios cientos de metros cuadrados hasta cuencas de fallas en forma de diamante de decenas de kilómetros cuadrados. Su forma es generalmente rombo o alargada, y la dirección de su eje mayor es consistente con la dirección de la zona estructural de rumbo-deslizamiento. Dado que las fallas de deslizamiento pueden formarse en una variedad de entornos estructurales, los sedimentos que llenan pueden incluir una variedad de productos del entorno sedimentario marino o no marino. Los sistemas sedimentarios pueden variar desde abanicos aluviales y deltas de abanicos hasta abanicos submarinos y acumulaciones de hundimiento. , Flujo de escombros y deposición de corriente de turbidez, etc.

Aunque pueden aparecer varias fases sedimentarias en las cuencas de deslizamiento, cada fase sedimentaria no se extiende demasiado dentro de la cuenca. La sedimentación de la cuenca está controlada por la falla del límite de la cuenca y el rápido hundimiento de la cuenca. En muchos casos, las cuencas de deslizamiento están cerca de la zona de levantamiento, tienen ricas fuentes de materiales y tasas de sedimentación rápidas. Pueden formar capas sedimentarias gruesas y desarrollar estructuras sinsedimentarias. La falla de San Andrés en la costa oeste de los Estados Unidos es el límite de transición entre la placa del Pacífico y la placa de América del Norte. A lo largo de esta falla se desarrolla una típica cuenca de deslizamiento.

(5) Cuencas sedimentarias en el fondo tectónico complejo

El aulacógeno es un tipo especial de cuenca sedimentaria en el fondo tectónico complejo. Es una rama de la grieta de tres puntas que se generó cuando se formó por primera vez la grieta continental. Las otras dos ramas se desarrollaron hasta convertirse en cuencas oceánicas (Figura 19-4h). La vaguada de Aula se extiende hacia afuera desde el interior del continente y se profundiza hacia el borde continental. Su tendencia es oblicua o casi perpendicular a la costa. Por lo tanto, Aula Trough es una cuenca larga y estrecha en forma de cuña que mira al océano. Del océano a la tierra, el tipo de basamento de la cuenca cambia gradualmente de corteza oceánica en el extremo del océano a corteza continental dentro del cratón a través de una corteza de transición. También hay cambios obvios en las características de los sedimentos a lo largo de esta dirección: en el extremo casi oceánico, hay rocas clásticas de transición marinas o marino-continentales, turbiditas y rocas volcánicas alcalinas o parcialmente alcalinas en el extremo casi continental, las características sedimentarias; son similares a los de los cratones. La cuenca interior es similar, constituida por areniscas cuarcíticas, lutitas arenosas y rocas carbonatadas de fase continental o de transición entre mar y continente, que pueden estar intercaladas con depósitos de sales de yeso. El espesor sedimentario disminuye significativamente hacia el interior del continente y la actividad volcánica también se debilita. La deposición de Aolatrough no es exactamente igual en sus diferentes etapas de desarrollo. En las primeras etapas del rift, recibió principalmente lava volcánica y deposición en forma de abanico de acantilados controlada por fallas. La dirección de transporte de los materiales fue generalmente a lo largo del eje del rift hacia el océano. el cinturón orogénico y avanzó hacia el cratón.