Cuenca de Foreland - Foreland basin

El Golfo Pérsico: la cuenca del antepaís producida por el cinturón orogénico de Zagros

Una cuenca de antepaís es una cuenca estructural que se desarrolla adyacente y paralela a un cinturón montañoso . Las cuencas de antepaís se forman porque la inmensa masa creada por el engrosamiento de la corteza asociado con la evolución de un cinturón montañoso hace que la litosfera se doble, mediante un proceso conocido como flexión litosférica . El ancho y la profundidad de la cuenca del antepaís están determinados por la rigidez a la flexión de la litosfera subyacente y las características del cinturón montañoso. La cuenca del antepaís recibe sedimentos que se erosionan del cinturón montañoso adyacente, llenándose con gruesas sucesiones sedimentarias que se adelgazan desde el cinturón montañoso. Las cuencas de antepaís representan un tipo de cuenca de miembros finales, siendo las otras cuencas de rift . El espacio para los sedimentos (espacio de alojamiento) se proporciona mediante la carga y la flexión hacia abajo para formar cuencas de antepaís, en contraste con las cuencas de rift, donde el espacio de alojamiento se genera por extensión litosférica.

Tipos de cuenca de antepaís

Clases de cuenca de Foreland: periférico frente a retroarco

Las cuencas de antepaís se pueden dividir en dos categorías:

  • Cuencas de antepaís periféricas (Pro) , que se producen en la placa subducida o subducida durante la colisión de placas (es decir, el arco exterior del orógeno)
  • Cuencas de antepaís retroarco (retro) , que ocurren en la placa que se anula durante la convergencia o colisión de placas (es decir, situadas detrás del arco magmático que está vinculado con la subducción de la litosfera oceánica)

Sistema de cuencas de antepaís

El sistema de cuencas de Foreland

DeCelles & Giles (1996) proporcionan una definición completa del sistema de cuencas de antepaís. Los sistemas de cuencas de antepaís comprenden tres propiedades características:

  1. Una región alargada de posible acomodación de sedimentos que se forma en la corteza continental entre un cinturón orogénico de contracción y el cratón adyacente, principalmente en respuesta a procesos geodinámicos relacionados con la subducción y el resultante cinturón de plegado-empuje periférico o retroarco;
  2. Se compone de cuatro deposicionales en una cuenca discretos, referido como el de cuña superior , foredeep , levantamiento flexural y back-bulto deposicionales en una cuenca (zonas de deposición) - cuál de estos deposicionales en una cuenca una partícula de sedimento ocupa depende de su ubicación en el momento de la deposición, en lugar de su último relación geométrica con el cinturón de empuje;
  3. La dimensión longitudinal del sistema de cuencas de antepaís es aproximadamente igual a la longitud del cinturón de plegado y no incluye sedimentos que se derraman en las cuencas oceánicas remanentes o en las fisuras continentales (impactogens).

Sistemas de cuencas de antepaís: depozonas

La cuña se asienta sobre las láminas de empuje en movimiento y contiene todos los sedimentos que se cargan desde la cuña de empuje tectónica activa. Aquí es donde se forman los lavabos a cuestas .

La proa es la zona sedimentaria más gruesa y se espesa hacia el orógeno. Los sedimentos se depositan a través de sistemas de depósito fluviales distales, lacustres, deltaicos y marinos.

La protuberancia anterior y posterior son las zonas más delgadas y distales y no siempre están presentes. Cuando están presentes, se definen por discordancias regionales, así como por depósitos eólicos y marinos poco profundos.

La sedimentación es más rápida cerca de la hoja de empuje en movimiento. El transporte de sedimentos dentro de la proa es generalmente paralelo al rumbo de la falla de empuje y el eje de la cuenca.

Movimiento de placas y sismicidad

El movimiento de las placas adyacentes de la cuenca del antepaís se puede determinar estudiando la zona de deformación activa con la que está conectada. Hoy en día, las mediciones GPS proporcionan la velocidad a la que se mueve una placa en relación con otra. También es importante considerar que es poco probable que la cinemática actual sea la misma que cuando comenzó la deformación. Por lo tanto, es crucial considerar modelos que no son GPS para determinar la evolución a largo plazo de las colisiones continentales y cómo ayudaron a desarrollar las cuencas de antepaís adyacentes.

La comparación de los modelos GPS modernos (Sella et al. 2002) y los que no lo son permite calcular las tasas de deformación. La comparación de estos números con el régimen geológico ayuda a limitar el número de modelos probables, así como qué modelo es más preciso geológicamente dentro de una región específica.

La sismicidad determina dónde ocurren las zonas activas de actividad sísmica y mide los desplazamientos totales de fallas y el momento del inicio de la deformación (Allen et al. 2004).

Formación de cuencas

Evolución generalizada del sistema de cuencas de antepaís

Las cuencas de antepaís se forman porque a medida que el cinturón montañoso crece, ejerce una masa significativa sobre la corteza terrestre, lo que hace que se doble o flexione hacia abajo. Esto ocurre para que el peso del cinturón montañoso pueda compensarse mediante isostasia en la flexión ascendente del bulto anterior.

La evolución de la tectónica de placas de una cuenca de antepaís periférica implica tres etapas generales. Primero, la etapa de margen pasivo con carga orogénica del margen continental previamente estirado durante las primeras etapas de convergencia. En segundo lugar, la "etapa de convergencia temprana definida por las condiciones de aguas profundas" y, por último, una "etapa convergente posterior durante la cual una cuña subaérea está flanqueada por cuencas de antepaís terrestres o marinas poco profundas" (Allen y Allen 2005).

La temperatura debajo del orógeno es mucho más alta y debilita la litosfera. Por lo tanto, el cinturón de empuje es móvil y el sistema de cuencas de antepaís se deforma con el tiempo. Las discordancias sintectónicas demuestran hundimiento y actividad tectónica simultánea.

Las cuencas de antepaís están llenas de sedimentos que se erosionan del cinturón montañoso adyacente. En las primeras etapas, se dice que la cuenca del antepaís está subllenada . Durante esta etapa se depositan sedimentos de aguas profundas y comúnmente marinos, conocidos como flysch . Eventualmente, la palangana se llena por completo. En este punto, la cuenca entra en la etapa de sobrellenado y se produce la deposición de sedimentos clásticos terrestres . Estos se conocen como molasa . El relleno de sedimentos dentro de la proa actúa como una carga adicional en la litosfera continental.

Comportamiento litosférico

Sistema de carga móvil: flexión litosférica a lo largo del tiempo

Aunque el grado en que la litosfera se relaja con el tiempo sigue siendo controvertido, la mayoría de los trabajadores (Allen y Allen 2005, Flemings y Jordan 1989) aceptan una reología elástica o viscoelástica para describir la deformación litosférica de la cuenca del antepaís. Allen y Allen (2005) describen un sistema de carga en movimiento, uno en el que la deflexión se mueve como una onda a través de la placa de antepaís antes del sistema de carga. La forma de deflexión se describe comúnmente como una baja asimétrica cerca de la carga a lo largo del antepaís y una deflexión levantada más amplia a lo largo del abombamiento delantero. La velocidad de transporte o flujo de erosión, así como la sedimentación, es una función del relieve topográfico.

Para el modelo de carga, la litosfera es inicialmente rígida, con la cuenca ancha y poco profunda. La relajación de la litosfera permite el hundimiento cerca del empuje, el estrechamiento de la cuenca, el abultamiento hacia el empuje. Durante los tiempos de empuje, la litosfera es rígida y el abultamiento anterior se ensancha. El momento de la deformación del empuje es opuesto al de la relajación de la litosfera. La flexión de la litosfera bajo la carga orogénica controla el patrón de drenaje de la cuenca del antepaís. La inclinación a flexión de la cuenca y el aporte de sedimentos del orógeno.

Sobres de fuerza litosférica

Las envolventes de fuerza indican que la estructura reológica de la litosfera debajo del promontorio y el orógeno son muy diferentes. La cuenca del antepaís muestra típicamente una estructura térmica y reológica similar a un margen continental estriado con tres capas quebradizas por encima de tres capas dúctiles. La temperatura debajo del orógeno es mucho más alta y, por lo tanto, debilita enormemente la litosfera. Según Zhou et al. (2003), "bajo estrés de compresión, la litosfera debajo de la cordillera se vuelve dúctil casi en su totalidad, excepto una capa delgada (unos 6 km en el centro) quebradiza cerca de la superficie y quizás una capa delgada quebradiza en el manto superior". Este debilitamiento litosférico debajo del cinturón orogénico puede causar en parte el comportamiento de flexión litosférico regional.

Historia termal

Las cuencas de antepaís se consideran cuencas hipotérmicas (más frías de lo normal), con bajo gradiente geotérmico y flujo de calor . Los valores de flujo de calor promedian entre 1 y 2 HFU (40–90 mWm −2 (Allen & Allen 2005). El hundimiento rápido puede ser responsable de estos valores bajos.

Con el tiempo, las capas sedimentarias se entierran y pierden porosidad. Esto puede deberse a la compactación de sedimentos o cambios físicos o químicos, como presión o cementación . La maduración térmica de los sedimentos es un factor de temperatura y tiempo y ocurre a profundidades menores debido a la redistribución de calor pasada de las salmueras migratorias.

La reflectancia de la vitrinita, que típicamente demuestra una evolución exponencial de la materia orgánica en función del tiempo, es el mejor indicador orgánico de la maduración térmica. Los estudios han demostrado que las medidas térmicas actuales del flujo de calor y los gradientes geotérmicos se corresponden estrechamente con el origen y desarrollo tectónicos de un régimen, así como con la mecánica litosférica (Allen & Allen 2005).

Migración de fluidos

Los fluidos migratorios se originan en los sedimentos de la cuenca del antepaís y migran en respuesta a la deformación. Como resultado, la salmuera puede migrar a grandes distancias. La evidencia de migración de largo alcance incluye: 1) Correlación de petróleo con rocas generadoras distantes 2) Cuerpos de mineral depositados de salmueras que contienen metales, 3) Historias térmicas anómalas para sedimentos poco profundos, 4) Metasomatismo regional de potasio, 5) Cementos de dolomita epigenética en el mineral cuerpos y acuíferos profundos (Bethke y Marshak 1990).

Fuente de fluido

Los fluidos que transportan calor, minerales y petróleo tienen un gran impacto en el régimen tectónico dentro de la cuenca del antepaís. Antes de la deformación, las capas de sedimento son porosas y están llenas de fluidos, como agua y minerales hidratados. Una vez que estos sedimentos se entierran y compactan, los poros se vuelven más pequeños y algunos de los fluidos, aproximadamente 1/3, abandonan los poros. Este fluido tiene que ir a alguna parte. Dentro de la cuenca del antepaís, estos fluidos potencialmente pueden calentar y mineralizar materiales, así como mezclarse con la cabeza hidrostática local.

La principal fuerza impulsora de la migración de fluidos

La topografía orógena es la principal fuerza impulsora de la migración de fluidos. El calor de la corteza inferior se mueve por conducción y advección de agua subterránea . Las áreas hidrotermales locales ocurren cuando el flujo de fluido profundo se mueve muy rápidamente. Esto también puede explicar las temperaturas muy altas a poca profundidad.

Otras limitaciones menores incluyen la compresión tectónica, el empuje y la compactación de sedimentos. Estos se consideran menores porque están limitados por las tasas lentas de deformación tectónica, litología y tasas de depósito, del orden de 0-10 cm año -1 , pero más probablemente más cerca de 1 o menos de 1 cm año -1 . Las zonas sobrepresionadas pueden permitir una migración más rápida, cuando se acumula 1 kilómetro o más de sedimentos arcillosos cada 1 millón de años (Bethke y Marshak 1990).

Bethke y Marshak (1990) afirman que "el agua subterránea que se recarga a gran altura migra a través del subsuelo en respuesta a su alta energía potencial hacia áreas donde el nivel freático es más bajo".

Migración de hidrocarburos

Bethke y Marshak (1990) explican que el petróleo migra no solo en respuesta a las fuerzas hidrodinámicas que impulsan el flujo de agua subterránea, sino a la flotabilidad y los efectos capilares del petróleo que se mueve a través de poros microscópicos. Los patrones de migración fluyen desde el cinturón orogénico hacia el interior cratónico. Con frecuencia, el gas natural se encuentra más cerca del orógeno y el petróleo se encuentra más lejos (Oliver 1986).

Sistemas de cuencas de antepaís modernos (cenozoicos)

Europa

  • Cuenca de los Alpes del Norte (la Cuenca de Molasse)
    • Cuenca del antepaís periférico al norte de los Alpes , en Austria, Suiza, Alemania y Francia
    • Formado durante la colisión cenozoica de Eurasia y África.
    • Surgen complicaciones en la formación del Rin Graben
  • Foredeep de los Cárpatos
    • Continuación de la cuenca de molasa alpina del norte hasta los Cárpatos
  • Cuenca del Po
    • Cuenca retro-foreland al sur de los Alpes, en el norte de Italia
  • Cuenca del Ebro
    • Cuenca del antepaís periférico al sur de los Pirineos , en el norte de España
    • En el norte se ha producido una deformación sustancial de la cuenca del antepaís, ejemplificada por el cinturón de plegado-empuje del antepaís en la provincia occidental catalana . La cuenca es bien conocida por las exposiciones espectaculares de estratos sedimentarios sintectónicos y post-tectónicos debido a la peculiar evolución del drenaje de la cuenca.
  • Cuenca del Guadalquivir
    • Formado durante el Neógeno al norte de la Cordillera Bética (sur de España), sobre un sótano herciniano.
  • Cuenca de Aquitania
    • Cuenca retro-foreland al norte de los Pirineos, en el sur de Francia

Asia

  • Cuenca del Ganges
    • Pro-foreland al sur del Himalaya , en el norte de India y Pakistán
    • Comenzó a formarse hace 65 millones de años durante la colisión de India y Eurasia.
    • Lleno de una sucesión sedimentaria de más de 12 km de espesor
  • Cuenca del Tarim del Norte
    • Pro-foreland al sur del Tien Shan
    • Se formó inicialmente durante el Paleozoico tardío , durante el Carbonífero y el Devónico.
    • Rejuvenecido durante el Cenozoico como resultado del estrés del campo lejano asociado con la colisión India-Eurasia y el renovado levantamiento del Tien Shan
    • La sección sedimentaria más gruesa se encuentra debajo de Kashgar , donde el sedimento cenozoico tiene más de 10,000 metros de espesor
  • Cuenca del sur de Junggar
    • Retro-foreland al norte del Tien Shan
    • Formado inicialmente durante el Paleozoico tardío y rejuvenecido durante el Cenozoico
    • La sección sedimentaria más gruesa se encuentra al oeste de Urumqi , donde el sedimento mesozoico tiene más de 8.000 metros de espesor.

Oriente Medio

  • Golfo pérsico
    • Foreland al oeste de las montañas de Zagros
    • Etapa subllenada
    • La parte terrestre de la cuenca cubre partes de Irak y Kuwait.

América del norte

Sudamerica

Antiguos sistemas de cuencas de antepaís

Europa

Asia

  • Cuenca de Longmen Shan
    • Foreland al este de las montañas Longmen Shan
    • Evolución máxima durante el Triásico al Jurásico
  • Foreland de los Urales

América del norte

Sudamerica

    • Foreland al este del cinturón orogénico de los Andes centrales - Cuenca del Foreland del Chaco Sur en el norte de Argentina

Ver también

Referencias

  • Allen, Philip A. y Allen, John R. (2005) Basin Analysis: Principles and Applications, 2a ed., Blackwell Publishing, 549 págs.
  • Allen, M., Jackson, J. y Walker, R. (2004) Reorganización del Cenozoico tardío de la colisión Arabia-Eurasia y comparación de las tasas de deformación a corto y largo plazo. Tectonics, 23, TC2008, 16 págs.
  • Bethke, Craig M. y Marshak, Stephen. (1990) Migraciones de salmuera a través de América del Norte: la tectónica de placas del agua subterránea. Annu. Rev. Planeta Tierra. Sci., 18, pág. 287–315.
  • Catuneanu, Octavian. (2004) Retroarc foreland systems - evolución a través del tiempo. J. African Earth Sci., 38, pág. 225–242.
  • DeCelles, Peter G .; Giles, Katherine A. (junio de 1996). "Sistemas de cuencas de antepaís". Investigación de cuencas . 8 (2): 105-123. doi : 10.1046 / j.1365-2117.1996.01491.x .
  • Flemings, Peter B. y Jordan, Teresa E. (1989) Un modelo estratigráfico sintético de desarrollo de cuencas de antepaís. J. Geophys. Res., 94, B4, pág. 3853–3866.
  • García-Castellanos, D., J. Vergés, JM Gaspar-Escribano & S. Cloetingh, 2003. Interacción entre tectónica, clima y transporte fluvial durante la evolución cenozoica de la Cuenca del Ebro (NE Iberia). J. Geophys. Res. 108 (B7), 2347. doi: 10.1029 / 2002JB002073 [1]
  • Oliver, Jack. (1986) Fluidos expulsados ​​tectónicamente de cinturones orogénicos: su papel en la migración de hidrocarburos y otros fenómenos geológicos. Geología, 14, pág. 99–102.
  • Sella, Giovanni F., Dixon, Timothy H., Mao, Ailin. (2002) REVEL: un modelo para las velocidades actuales de las placas de la geodesia espacial. J. Geophys. Res., 107, B4, 2081, 30 págs.
  • Zhou, Di, Yu, Ho-Shing, Xu, He-Hua, Shi, Xiao-Bin, Chou, Ying-Wei. (2003) Modelado de la estructura termorreológica de la litosfera bajo la cuenca del antepaís y el cinturón montañoso de Taiwán. Tectonofísica, 374, pág. 115-134.

Otras lecturas