Cuenca sedimentaria
Figura 19-3 Tipos de cuencas sedimentarias y mecanismos de subsidencia (basado en Ingersoll Busby, 1995)
(1) Cuencas sedimentarias en un fondo estructural discreto
Este tipo La cuenca se encuentra en un fondo tectónico extensional y el mecanismo dinámico de subsidencia de la cuenca es principalmente el adelgazamiento de la corteza y la carga sedimentaria. En las primeras etapas del rifting de la corteza continental, principalmente la ruptura de la corteza y el hundimiento de los bloques de fallas formaron una serie de grabens estructurales en la dirección perpendicular a la tensión principal, es decir, el rifting continental. 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 unos pocos 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. La zona del rift continental es una importante zona sedimentaria llena de una variedad de rocas. Tomando como ejemplo el Valle del Rift de África Oriental, está lleno principalmente de rocas volcánicas, pero al mismo tiempo también podemos ver productos de diversos ambientes sedimentarios, incluidas facies no marinas (facies de ríos, facies de lagos, facies desérticas), deposición de facies marinas marginales (facies delta, facies de estuario, morrena de marea) y marina (plataforma, abanico submarino). Así, las rocas sedimentarias que se forman en las cuencas del rift incluyen conglomerados, areniscas, lutitas, turbiditas, carbones, evaporitas y carbonatos. Los antiguos sistemas de rift se encuentran en Asia, Europa, África, la Península Arábiga, Australia y América (Sengol, 1995; Ravnas 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 que se fracturó. El magma basáltico del manto se vertió desde el área central del rift continental para formar una nueva corteza oceánica. Grieta oceánica original. En el rift oceánico original se ha formado una nueva corteza oceánica y su periferia es un nuevo margen continental pasivo. El Mar Rojo es una típica grieta protooceánica. En la región axial se trata de una corteza oceánica con un diámetro menor a 5 mA (Leeder, 1999). La expansión del Mar Rojo comenzó desde el Eoceno hasta el 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 oceánica, el ambiente de depósito de la cuenca quedó restringido y se depositaron evaporitas con un espesor de 5 a 7 km. Durante el Plioceno, volvió a ser sedimentos marinos normales. Los sedimentos desde el Holoceno son principalmente depósitos calcáreos de exudado de foraminíferos y pterópodos.
Figura 19-4 Tipos de cuencas sedimentarias comunes y su fondo estructural (basado en 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 en el área del margen continental pasivo se vuelve significativamente más delgada, formando una zona de transición obvia de la corteza continental antes de la corteza oceánica y la corteza continental (Figura 19-4b). Las cuencas sedimentarias pueden desarrollarse en la corteza continental, la corteza oceánica y la 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 y cenozoicas. Están débilmente afectadas por procesos tectónicos y tienen ángulos de buzamiento suaves (Figura 19). -4c). La forma de la planta es mayoritariamente ovalada, con una gran área de hundimiento estable en forma de plato. Los mecanismos de subsidencia son principalmente el engrosamiento del manto litosférico, la sedimentación y la carga de roca volcánica. El hundimiento del sótano de la cuenca a menudo ocurre en múltiples fases con bajas tasas de hundimiento. A menudo hay zonas de ruptura temprana en el sótano. Los sedimentos en la cuenca generalmente están dominados por grandes sedimentos marinos y costeros poco profundos (algo de mar y tierra pueden cruzarse), formando cuerpos de arena en forma de láminas anchas y delgadas sin cambios de fase obvios lateralmente, lo que muestra que el depocentro y el centro de subsidencia de la cuenca son básicamente consistente. En los sedimentos se pueden observar areniscas estacionales, rocas carbonatadas, arcillosas y conglomerados estacionales. Entre ellos, la madurez estructural y la madurez composicional de las areniscas estacionales suelen ser mayores. Muchos granos clásticos estacionales provienen de cratones estables a largo plazo y tienen las características de deposición de ciclos múltiples.
Las cuencas intracontinentales paleozoicas y mesozoicas (Sloss, 1982) están ampliamente distribuidas en América del Norte. Las cuencas de Michigan y Williston en los Estados Unidos, la cuenca de la bahía de Hudson en Canadá y las cuencas de Amadeus y Carpentaria en Australia son todas cratones.
En el talud continental y el sistema de terrazas formado en el margen continental pasivo, la plataforma continental, el talud continental y el talud continental tienen sedimentación, que puede formar cuerpos sedimentarios extremadamente gruesos. En la sección longitudinal, estos cuerpos sedimentarios tienen en su mayoría forma de cuña y están inclinados hacia el sol (Figura 19-4b). La plataforma continental es en realidad la superficie de una masa muy espesa de sedimentos, como areniscas marinas poco profundas, lutitas, carbonatos y evaporitas. Los sedimentos del talud continental son lutitas semiabisales, y el espesor de los sedimentos al pie del talud puede alcanzar más de 5 kilómetros. Hay muchos cañones submarinos en el talud continental que transportan sedimentos desde el talud continental hasta la elevación continental y las cuencas de aguas profundas. Los sedimentos de tierras altas son cuñas sedimentarias formadas por corrientes de turbidez y corrientes batimétricas. El sistema de terrazas de elevación continental fue el sitio de las fisuras continentales originales, lo que resultó en el desarrollo de una serie de estructuras extensionales, como fallas normales escalonadas y grabens en los sedimentos y el basamento. Dado que el sistema de terrazas elevadas se encuentra en un ambiente de subsidencia tectónica estable a largo plazo, su mecanismo de subsidencia puede deberse al aumento en la densidad de la roca de la corteza inferior, al adelgazamiento extensional de la corteza y a la carga sedimentaria causada por el metamorfismo de la corteza inferior. . Hay muchas cuencas del Triásico Tardío y del Jurásico Temprano en el lado oeste del Océano Atlántico (Cuenca BlakePlateau, Cuenca Georges Bank, Cuenca de Nueva Escocia, etc.). Estas cuencas se formaron con la desintegración de Pangea.
También se pueden formar innumerables 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 turbiditas. Los sedimentos cerca del margen continental activo en la cuenca oceánica eventualmente desaparecerán 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 Océano Pacífico actual es una típica cuenca oceánica activa, dominada por la subducción, mientras que el Golfo de México es una típica cuenca oceánica inactiva, con su corteza oceánica basal que no se subduce ni se expande.
(3) Cuencas sedimentarias bajo fondo tectónico convergente
El fondo tectónico convergente aparece principalmente en la subducción de placas, la desaparición de los océanos y la posterior orogenia colisional.
1. Cuencas sedimentarias relacionadas con la subducción
A lo largo de las zonas de subducción, las placas oceánicas delgadas y pesadas a menudo pueden subducirse debajo de una placa continental u otra placa oceánica. La placa oceánica que ha sido subducida hacia la corteza profunda o el manto superior se derretirá rápidamente, el magma fundido se mueve gradualmente hacia arriba y la placa suprayacente estalla 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-continente es un arco de isla. Dependiendo de la naturaleza del arco volcánico, las cuencas sedimentarias relacionadas con la subducción se pueden dividir en dos situaciones.
En el sistema de arco-zanja insular donde convergen las placas oceánicas y las placas continentales (Figura 19-4e), debido al empuje de ángulo bajo de la placa en subducción, la cubierta sedimentaria y los restos de la corteza oceánica raspados del Lado del arco de la zanja Acumulada en una cuña de acreción, el tipo de roca típico es mezcla, y también se pueden desarrollar cuencas de acreción en la cuña de acreción. El cuerpo principal de la cuenca sedimentaria en el sistema arco de trinchera es la cuenca del antearco ubicada entre el arco volcánico y la cuña de acreción, y su basamento puede ser la corteza oceánica, la corteza continental o ambas. Las cuencas intraarco a veces se desarrollan dentro de arcos volcánicos y reciben principalmente sedimentos del arco volcánico. Debido a la dinámica de subducción en la región del antearco, generalmente se forman cinturones de plegado y cabalgamiento y cuencas de retroarco en la superficie de la corteza continental del retroarco (Figura 19-5a).
Para la subducción entre placas oceánicas, aunque se desarrollan trincheras en el área del antearco del sistema trinchera-arco, debido al pequeño volumen del cuerpo del arco, a veces no hay antearco ni cuenca de acreción, y la El cuerpo del arco y la placa continental están El área del arco posterior entre ellos generalmente forma una cuenca del arco posterior o una cuenca marginal del arco posterior, también conocida como cuenca oceánica marginal (Fig. 65438). Si la zona de subducción se mueve hacia el océano, el arco anterior deja de moverse y se llama arco residual, mientras que el nuevo arco volcánico se llama arco frontal, y la cuenca entre los dos arcos se llama cuenca entre arcos.
Las cuencas del antearco reciben sedimentos principalmente de arcos volcánicos cercanos y cuñas de acreción y, en algunos casos, pueden complementarse verticalmente con sedimentos clásticos de continentes adyacentes.
Cuando domina la deposición clástica, la turbidez y otros depósitos de flujo masivo a menudo pasan a depósitos deltaicos y fluviales. Durante la subducción, suelen dominar los sedimentos marinos. Por lo tanto, una cuenca del antearco puede contener una variedad de facies sedimentarias, y la ocurrencia de diferentes zonas de facies está controlada por factores tales como la elevación de la zona de ruptura del talud de la zanja, la tasa de transporte de sedimentos a la cuenca del antearco y la tasa de subsidencia de la cuenca. . Las cuencas modernas del antearco tienen generalmente entre 40 y 100 km de ancho, varios miles de kilómetros de largo, con sedimentos de 10 km de espesor, que cubren complejos de acreción, que pueden ser contactos estratigráficos o estructurales (Wang Chengshan, 2003). En el lado más cercano al arco volcánico, los sedimentos suelen estar en contacto con las rocas volcánicas en forma de dedos o 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 (basado en Donald Fred, 2004).
La cuenca del arco posterior está adyacente al continente y las fuentes de sedimentos son complejas e incluyen tanto materiales clásticos volcánicos como diversos materiales clásticos terrestres. Hay casi tantos tipos de facies sedimentarias como las que se encuentran en los océanos, y no existe un único tipo de sedimentación. Sin embargo, debido a que la cuenca del arco posterior está rodeada por arcos continentales y arcos de islas, generalmente no se ve afectada por las corrientes del fondo oceánico. Por lo tanto, en comparación con los sedimentos oceánicos típicos, carece de sedimentos importantes de las corrientes del fondo oceánico y contiene más materiales piroclásticos y ceniza volcánica. . La deposición de turbidita está bien desarrollada en las cuencas de arco posterior, especialmente en las cuencas oceánicas en expansión. Se pueden formar turbiditas espesas si hay abundante material terrígeno o volcánico. Según los datos de perforación del fondo marino, las cuencas del arco posterior están cerca del margen continental y forman principalmente depósitos de flysch lejos del borde continental y cerca de los arcos de islas; a menudo son sedimentos de aguas profundas, sedimentos de semiplancton y sedimentos volcánicos intercalados; .
A diferencia de las cuencas de trasarco, los sedimentos en las cuencas entre arcos provienen principalmente de arcillas piroclásticas y montmorillonitas de arco volcánico, exudados biológicos y polvo continental, con pocos aportes de materiales terrígenos. Existen diferencias obvias en la sedimentación dentro de la cuenca. Hay una falda piroclástica de sedimentación cerca del arco volcánico, posiblemente un complejo de abanico subacuático; arcilla pelágica marrón y vidrio volcánico se acumulan más allá del extremo más alejado de la falda piroclástica. En el extremo distal de la cuenca se depositaron exudados marinos con alto contenido de carbonato de calcio hasta debajo de la profundidad de compensación de carbonato de calcio, y luego se depositaron arcillas marrones y exudados silíceos. La mayoría de las cuencas entre arcos eventualmente serán eliminadas, y parte de su relleno sedimentario se preservará en cuencas oceánicas residuales como estructuras imbricadas en cuñas de acreción o estructuras de napa en zonas de colisión. La secuencia estratigráfica en la cuenca del arco posterior puede conservarse bien, con sólo pliegues moderados. Sin embargo, en secuencias paleosedimentarias, generalmente es difícil distinguir entre sedimentos de cuenca detrás del arco y entre arcos. Las cuencas modernas de retroarco y entre arcos se distribuyen principalmente en el Pacífico norte y occidental, pero también se encuentran en el Atlántico occidental y el Mediterráneo.
2. Cuencas relacionadas con colisiones
La colisión ocurre principalmente durante el cierre de las cuencas oceánicas y las etapas posteriores de colisión continente-continente, formando cinturones plegados y sus correspondientes cuencas de antepaís. Las cuencas de antepaís se pueden dividir en cuencas de antepaís periféricas y cuencas de antepaís de arco posterior según sus posiciones estructurales. La cuenca periférica del antepaís está relacionada con la subducción tipo A, cercana al exterior del orógeno producida 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 delante de un arco durante una colisión arco-continente. La cuenca del antepaís del arco posterior se desarrolla detrás del arco magmático y está relacionada con la subducción intracontinental de tipo B. Puede estar relacionada con la colisión de placas o puede formarse durante la subducción de la corteza oceánica.
Las cuencas de antepaís son generalmente estrechas y largas en el plano, asimétricas en sección longitudinal, empinadas cerca del cinturón orogénico y anchas y suaves hacia el cratón. El espesor de los sedimentos que llenan la cuenca es generalmente más grueso en los cinturones orogénicos y disminuye gradualmente hacia el cratón. Los rellenos sedimentarios en las cuencas de antepaís generalmente tienen fuentes duales: la fuente principal proviene de los cinturones de empuje y la fuente secundaria proviene de los cratones. El modelo de suministro de la fuente se ve afectado principalmente por la topografía y las formas del relieve relacionadas con la orogenia del empuje. Los sedimentos de las zonas de empuje son generalmente ricos en líticos, mientras que los sedimentos de cratones contienen concentraciones altas y bajas de feldespato y líticos. En general, los sedimentos en la cuenca del antepaís son principalmente grises y gris verdosos en la etapa inicial, y rojos y abigarrados en la etapa posterior. El conjunto de rocas está compuesto principalmente por conjuntos de areniscas estacionales en la secuencia inferior y conjuntos de areniscas líticas en la secuencia superior. La composición mineral y la madurez estructural disminuyen significativamente de abajo hacia arriba.
Debido a la erosión gradual de los cinturones orogénicos, aparecen fenómenos de secuencia inversa en los clastos 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, la actividad tectónica en las cuencas de antepaís está relacionada con la sedimentación. Las cuencas de antepaís modernas se pueden encontrar en la costa occidental de la provincia de Taiwán, los Apeninos y las Montañas Rocosas.
Durante el proceso de colisión también se puede formar una cuenca oceánica residual, que es una cuenca de contracción situada en el borde convergente, en la que se depositan espesas turbiditas, y los restos generalmente provienen de la zona de sutura adyacente (Ingersoll , 1995). La Bahía de Bengala se considera un ejemplo típico de cuenca oceánica remanente moderna. El Abanico de Bengala, el sistema sedimentario clástico más grande del mundo, se depositó en la cuenca, pero pasó horizontalmente a una cuenca de antepaís entre el Himalaya y el continente indio, lo que indica que los dos tipos de cuencas se heredan en términos de tiempo de formación y distribución espacial. transicional. Obviamente, estas cuencas y cuencas de antepaís se formaron en la última etapa de la colisión de dos placas y están genéticamente relacionadas (Wang Chengshan, 2003).
(4) Cuencas sedimentarias bajo fondo tectónico transformado
Los fondos tectónicos transformados aparecen principalmente en crestas que se extienden en medio del océano y límites de placas, caracterizados por fallas de deslizamiento y transformación, con deslizamiento de rumbo. cuenca (Figura 19-4g). La actividad de las fallas de rumbo puede formar dos entornos de tensión en áreas locales, a saber, cuencas de torsión y cuencas de torsión. Las cuencas de deslizamiento pueden ser grandes o pequeñas, desde pequeñas depresiones de unos pocos cientos de metros cuadrados hasta cuencas de fallas en forma de diamante de decenas de kilómetros cuadrados. Su forma es generalmente romboidal o alargada, y la dirección de su eje mayor es consistente con la zona estructural de rumbo-deslizamiento. Las fallas de deslizamiento se pueden formar en una variedad de entornos tectónicos, y los sedimentos que llenan pueden incluir productos de ambientes sedimentarios marinos o no marinos. Los sistemas sedimentarios pueden variar desde abanicos aluviales, deltas de abanicos hasta abanicos submarinos, acumulaciones de hundimiento y escombros. flujos y depósitos de corrientes de turbidez. Aunque pueden ocurrir varias fases sedimentarias en las cuencas de deslizamiento, cada fase sedimentaria no se extiende demasiado dentro de la cuenca, y la sedimentación de la cuenca está controlada por las fallas límite en el borde de la cuenca y el rápido hundimiento de la cuenca. En muchos casos, las cuencas de deslizamiento están cerca de zonas de levantamiento, tienen ricas fuentes de materiales y tasas de sedimentación rápidas. Pueden formar capas gruesas de sedimentos 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 existe una cuenca de deslizamiento típica.
(5) Cuencas sedimentarias en un fondo tectónico complejo.
Una depresión es una cuenca sedimentaria especial en un fondo estructural compuesto. Es una rama del Rift Trifurcado. Dejó de desarrollarse cuando se formó por primera vez el rift continental y las otras dos ramas se convirtieron en cuencas oceánicas (Figura 19-4h). La vaguada del rift se extiende hacia afuera desde el continente y se profundiza hacia el margen continental, con su tendencia inclinada o casi perpendicular a la costa. Por lo tanto, una depresión es una cuenca 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 al final del océano a corteza continental dentro del cratón, y luego a través de la corteza de transición. En esta dirección, las características de los sedimentos también han cambiado significativamente: cerca del fondo del océano, existen rocas clásticas de transición marinas o marino-continentales, turbiditas y rocas volcánicas alcalinas o alcalinas cerca del extremo interior del continente, sedimentarias. similares a las de las cuencas de cratones. Son areniscas, areniscas y rocas carbonatadas continentales o de transición que pueden depositar yeso y sal. El espesor de los sedimentos disminuye hacia el continente y la actividad volcánica también se debilita. La deposición de los canales de rift no es exactamente la misma en diferentes etapas de desarrollo. En las primeras etapas del rift, el rift recibió principalmente lava volcánica y deposición en forma de abanico de acantilados controladas por fallas, y la dirección de migración de los materiales fue generalmente hacia el sol a lo largo del eje del rift. Después de que se cerró el océano adyacente, el material se originó en los cinturones orogénicos y migró hacia el cratón.