El Supergrupo Windermere es una unidad geológica formada durante los períodos Ordovícico a Silúrico, hace aproximadamente 450 millones de años , y expuesta en el noroeste de Inglaterra , incluidos los Peninos y correlacionadas a lo largo de su rumbo, en la Isla de Man e Irlanda, y en el sur Tierras altas y zonas fronterizas de Gales. Subyace a gran parte de la cobertura más joven del norte de Inglaterra y se extiende hacia el sur hasta East Anglia. Se formó como una cuenca de antepaís , en un entorno similar a la moderna cuenca del Ganges, frente al continente de Avalonia mientras los restos del océano Jápeto adjunto se subducían bajo Laurentia .
El supergrupo comprende el Grupo Dent de calizas turbidíticas y la serie suprayacente de lutitas , arenillas y grauvacas del Grupo Stockdale , el Grupo Tranearth , el Grupo Coniston y el Grupo Kendal . La compresión desde el sureste durante la orogenia acadia posterior (probablemente causada por el cierre del océano Rheico) [1] deformó los estratos en anticlinales y sinclinales y provocó una escisión pizarrosa en algunos lechos de sedimentos.
Al noroeste de la unidad se encuentra el Grupo Skiddaw Cambro-Ordovícico , una secuencia que se formó en el margen continental avalónico , compuesta principalmente por turbiditas. Entre los dos, el Grupo Volcánico Borrowdale está formado por tobas que hacen erupción por un arco volcánico calco-alcalino subyacente , activo durante la subducción de la corteza oceánica de Jápeto.
La cuenca de Windermere se formó por flexión. Antes de su formación, el prisma de acreción de las Tierras Altas del Sur , que flanquea el borde del continente Laurentiano, avanzaba hacia Avalonia. La carga de las montañas formadas durante esta colisión pesó sobre la placa Avaloniana, provocando el desarrollo del espacio de alojamiento .
La sedimentación comenzó en el Caradoc (Ordovícico superior, hace 455 millones de años ). Durante Llandovery, el supergrupo Stockdale está marcado por una serie de transiciones oxico- anóxicas , con lutitas negras correspondientes a las transgresiones; estas pueden haber ayudado a mitigar un efecto invernadero desbocado . [2] La tasa de acumulación de sedimentos se aceleró con el tiempo; se mantuvo bastante estable en un nivel bajo de ~50 metros por millón de años (m/Ma) hasta el Wenlock (silúrico medio, hace 424 millones de años ), cuando aumentó considerablemente, alcanzando eventualmente más de 1000 m/Ma cuando el récord termina por la erosión. en el Pridoli (Silúrico terminal, hace 419 millones de años ). Este repentino aumento en la tasa de deposición es el resultado de la creciente proximidad del cinturón montañoso de Avalon, que comenzó a deprimir la placa desde el Ordovícico, pero no estuvo lo suficientemente cerca como para aumentar la entrada de sedimentos hasta el Silúrico. La última fase de sedimentación reflejó un cambio en el estado de la cuenca. En lugar de llenarse insuficientemente y atrapar todos los sedimentos que fluían hacia él, se llenó demasiado. Esto se reflejó en una disminución de la profundidad del agua, ya que la cuenca se llenó de sedimentos. Esto culminó con una transición a condiciones terrestres en Přídolí.
El análisis del mineral arcilloso illita de una sección del supergrupo Windermere permite realizar una estimación de su profundidad máxima de enterramiento. Los depósitos actuales en la superficie alguna vez estuvieron cubiertos con 5 a 6 km de sedimento; parte de esto pertenecería a depósitos fallados de Windermere, pero se postula que la mayor parte era Old Red Sandstone , incluidos depósitos de melaza depositados por abanicos aluviales en los flancos del cinturón montañoso, y probablemente fluviales (ríos) o eólicos de menor energía. (dunas) depósitos.
El modelo de Sinclair de cuencas de antepaís se ha mantenido a la vanguardia durante más de una década, y su modelo de cuatro etapas ofrece una buena combinación para el supergrupo de Windermere. [3] En la primera etapa, una cuña orogénica (aquí, las montañas de la cuña de acreción de las Tierras Altas del Sur) carga un margen pasivo, provocando hundimiento por flexión y proporcionando espacio de acomodación. Un "protuberancia", causado por la rigidez de la corteza que se flexiona detrás de la carga, provoca elevación y permite la erosión. [3] A medida que el abultamiento retrocede, deja aguas poco profundas a su paso, que pueden llenarse de carbonatos, mientras que sedimentos hemipelágicos y turbiditas continúan llenando las partes más profundas de la cuenca, dejando una "trinidad" de facies --- esto es la etapa 2. [3] En cierto punto, la cuenca de aguas profundas cambia de un estado insuficientemente lleno, donde el espacio de alojamiento se crea tan rápido como se llena con flysch , a un estado sobrellenado (etapa 3). La cuña orogénica proporciona entonces una fuente importante de sedimentos de melaza , con turbiditas y deltas progradando a través de la cuenca. Finalmente, la cuenca se llena y se cubre con melaza fluvial y aluvial (etapa 4). [3]
La etapa 1 es difícil de detectar en el registro sedimentario. El Grupo Dent, la parte más antigua del supergrupo, es una buena combinación para las facies carbonatadas que se esperan en las aguas poco profundas de las etapas 2 y 3; El espacio de alojamiento se creó mediante hundimiento térmico . Los depósitos de agua más profundos de la etapa tres están representados por los grupos Stockdale y Tranearth, que muestran una profundización constante, como se espera de los sedimentos depositados en una cuenca insuficientemente llena, con una tasa de sedimentación lo suficientemente alta como para preservar la variación anual en algunos lugares. (Esta señal se complica por una firma sobreimpresa de glaciaciones eustáticas). El final de la tercera etapa está representado por el Grupo Coniston, una serie de turbiditas arenosas, con suministro de sedimentos desde el noreste (y controlado por fallas de basamento). El grupo se subdivide en formaciones, cada una de las cuales representa un lóbulo de turbidita y están separadas por una sedimentación de fondo anóxica. El Grupo Kendal cubre la transición a la cuarta etapa, con un pronunciado descenso; las turbiditas se vuelven más delgadas y los hemipelágicos anóxicos dan paso a sedimentos oxigenados, los lechos de tormenta se vuelven cada vez más comunes y los sedimentos intermareales encabezan el grupo. La antigua arenisca roja faltante mencionada anteriormente formó los sedimentos de melaza de la etapa 4.
A lo largo del Silúrico, hasta el comienzo de la deposición de Old Red Sandstone, la velocidad de sedimentación aumenta de manera constante, alcanzando un pico de 1 mm a −1 . [4]
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