Cuenca estructural que se desarrolla adyacente y paralela a un cinturón montañoso.
El Golfo Pérsico: la cuenca del antepaís formada 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 de espesas sucesiones sedimentarias que se adelgazan al alejarse del cinturón montañoso. Las cuencas de antepaís representan un tipo de cuenca de miembro final, siendo las otras cuencas de rift . El espacio para los sedimentos (espacio de alojamiento) se proporciona mediante carga y 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 cuencas de antepaís: periférica frente a retroarco
Las cuencas de antepaís se pueden dividir en dos categorías:
Cuencas de antepaís periféricas (Pro) , que se producen en la placa que se subduce o se subduce durante la colisión de placas (es decir, el arco exterior del orógeno)
Cuencas de antepaís de retroarco (retro) , que se producen en la placa que se anula durante la convergencia o colisión de placas (es decir, situadas detrás del arco magmático que está relacionado con la subducción de la litosfera oceánica)
Los ejemplos incluyen las cuencas andinas o las cuencas de las Montañas Rocosas del Mesozoico Tardío al Cenozoico de América del Norte.
Sistema de cuenca del antepaís
El sistema de cuencas del antepaís
DeCelles y Giles (1996) proporcionan una definición detallada del sistema de cuencas de antepaís. Los sistemas de cuencas de antepaís comprenden tres propiedades características:
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 cinturón de pliegue-empuje periférico o retroarco resultante;
Consta de cuatro depozonas discretas, denominadas depozonas (zonas de deposición) de cima de cuña , de profundidad anterior , de protuberancia anterior y de protuberancia posterior ; cuál de estas depozonas ocupa una partícula de sedimento depende de su ubicación en el momento de la deposición, en lugar de su final. relación geométrica con el cinturón de empuje;
La dimensión longitudinal del sistema de cuencas del antepaís es aproximadamente igual a la longitud del cinturón plegado y corrido y no incluye los sedimentos que se vierten en cuencas oceánicas remanentes o fisuras continentales (impactógenos).
Sistemas de cuencas de antepaís: depozonas
La parte superior de 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 las cuencas a cuestas .
La profundidad es la zona sedimentaria más espesa y se espesa hacia el orógeno. Los sedimentos se depositan a través de sistemas de depósito fluviales, lacustres, deltaicos y marinos distales.
El bulto anterior y el bulto 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 lámina de empuje en movimiento. El transporte de sedimentos dentro de la profundidad es generalmente paralelo al rumbo de la falla de empuje y al 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 una placa se mueve 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 sean 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 modelos GPS modernos (Sella et al. 2002) y no GPS permite calcular las tasas de deformación. Comparar estos números con el régimen geológico ayuda a limitar el número de modelos probables, así como qué modelo es geológicamente más preciso dentro de una región específica.
La sismicidad determina dónde ocurren las zonas activas de actividad sísmica y también mide los desplazamientos totales de las fallas y el momento del inicio de la deformación. [1]
Formación de cuencas
Evolución generalizada del sistema de cuencas del antepaís
Las cuencas del 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 hacia arriba del protuberancia anterior.
La evolución de las placas tectónicas de una cuenca periférica del antepaís 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 de convergencia posterior durante la cual una cuña subaérea está flanqueada por cuencas de antepaís terrestres o marinas poco profundas". [2] [ página necesaria ]
La temperatura debajo del orógeno es mucho más alta y debilita la litosfera. Por tanto, la correa de empuje es móvil y el sistema de cuenca del antepaís se deforma con el tiempo. Las discordancias sintectónicas demuestran hundimiento y actividad tectónica simultáneas.
Las cuencas del antepaís están llenas de sedimentos que se erosionan del cinturón montañoso adyacente. En las primeras etapas, se dice que la cuenca del antepaís está insuficientemente llena . Durante esta etapa se depositan sedimentos de aguas profundas y comúnmente marinos, conocidos como flysch . Finalmente, la cuenca se llena por completo. En este punto, la cuenca entra en la etapa de sobrellenado y se produce la deposición de sedimentos clásticos terrestres . Éstas se conocen como melaza . El relleno de sedimentos dentro del fondo actúa como una carga adicional sobre la litosfera continental. [ cita necesaria ]
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 investigadores [2] [ página necesaria ] [3] 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 del 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 elevada más amplia a lo largo del protuberancia. La tasa de transporte o flujo de erosión, así como la sedimentación, es función del relieve topográfico.
Para el modelo de carga, la litosfera es inicialmente rígida, con la cuenca amplia y poco profunda. La relajación de la litosfera permite el hundimiento cerca del empuje, el estrechamiento de la cuenca y el avance hacia el empuje. Durante los momentos de empuje, la litosfera está rígida y el protuberancia anterior se ensancha. El momento de la deformación del empuje es opuesto al de la relajación de la litosfera. La curvatura de la litosfera bajo la carga orogénica controla el patrón de drenaje de la cuenca del antepaís. La inclinación por flexión de la cuenca y el aporte de sedimentos del orógeno.
Envolturas de resistencia litosférica
Las envolturas de resistencia indican que la estructura reológica de la litosfera debajo del antepaís y el orógeno son muy diferentes. La cuenca del antepaís típicamente muestra una estructura térmica y reológica similar a un margen continental agrietado con tres capas frágiles sobre tres capas dúctiles. La temperatura debajo del orógeno es mucho más alta y, por tanto, debilita enormemente la litosfera. Según Zhou et al. (2003), [ página necesaria ] "bajo tensión de compresión, la litosfera debajo de la cordillera se vuelve dúctil casi por completo, excepto una delgada capa frágil (aproximadamente 6 km en el centro) cerca de la superficie y tal vez una delgada capa frágil en el manto superior. " Este debilitamiento litosférico debajo del cinturón orogénico puede en parte causar el comportamiento de flexión litosférica regional.
Historia termal
Las cuencas de antepaís se consideran cuencas hipotermales (más frías de lo normal), con gradiente geotérmico y flujo de calor bajos . Los valores del flujo de calor promedian entre 1 y 2 HFU (40–90 mWm −2 . [2] [ página necesaria ] El rápido hundimiento puede ser responsable de estos bajos valores.
Con el tiempo, las capas sedimentarias quedan enterradas y pierden porosidad. Esto puede deberse a la compactación de sedimentos o a 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 del calor en el pasado de las salmueras migratorias.
La reflectancia de la vitrinita, que normalmente 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 mediciones térmicas actuales del flujo de calor y los gradientes geotérmicos se corresponden estrechamente con el origen y desarrollo tectónico de un régimen, así como con la mecánica litosférica. [2] [ página necesaria ]
Migración fluida
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 del petróleo con rocas madre distantes , 2) cuerpos minerales depositados a partir de salmueras que contienen metales, 3) historias térmicas anómalas para sedimentos poco profundos, 4) metasomatismo regional de potasio y 5) cementos de dolomita epigenéticos en yacimientos y acuíferos profundos. [4]
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 sedimentos son porosas y están llenas de fluidos, como agua y minerales hidratados. Una vez que estos sedimentos son enterrados y compactados, los poros se vuelven más pequeños y algunos de los fluidos, aproximadamente1/3, deja 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.
Principal fuerza impulsora de la migración fluida
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 del 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 lentas tasas de deformación tectónica, litología y tasas de deposición, del orden de 0 a 10 cm año -1 , pero más probablemente más cercanas a 1 o menos de 1 cm año -1 . Las zonas sobrepresionadas podrían permitir una migración más rápida, cuando se acumula 1 kilómetro o más de sedimentos de esquisto cada 1 millón de años. [4]
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 sólo en respuesta a las fuerzas hidrodinámicas que impulsan el flujo de agua subterránea, sino también 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 más lejos. [5]
Sistemas modernos de cuencas de antepaís (cenozoico)
Rejuvenecido durante el Cenozoico como resultado del estrés del campo lejano asociado con la colisión India-Eurasia y el renovado levantamiento del Tian Shan.
La sección sedimentaria más espesa se encuentra debajo de Kashgar , donde el sedimento cenozoico tiene más de 10.000 metros de espesor.
Cuenca del antepaís de los Alpes del Sur occidentales y centrales y antepaís de los Apeninos del Norte. Se desarrolló a través de fases extensionales seguidas de etapas compresivas. Su arquitectura compresiva está sobreimpresa en el marco extensional heredado. [6]
La arquitectura de compresión "se desarrolló intermitentemente al frente de dos cadenas montañosas diferentes, los Apeninos del Norte y los Alpes del Sur, convergiendo progresivamente una hacia la otra". [7]
Hubo dos ciclos de extensión: a) ciclos de extensión previos al rift hacia el este que culminaron en la formación del ciclo del Anisiano al Carniense (Triásico medio a temprano tardío, 247–227 Ma) de la plataforma carbonatada y el sistema de cuenca; b) Fases de extensión del syn-rift del Triásico Tardío-Liásico relacionadas con la expansión de la cuenca oceánica Piamonte-Liguria y Jónica . Después de esto se alcanzó la máxima ampliación y profundización de la cuenca con la formación progresiva de las cuencas carbonatadas de Lombardía, Belluno y Adriático. [6]
Cuenca del antepaís de Véneto-Friuli , llanura aluvial en el noreste de Italia.
Se desarrolló como resultado de la superposición de tres sistemas de antepaís superpuestos que diferían en edad y dirección del movimiento tectónico, ya que esta llanura es el antepaís de tres cadenas circundantes. Estas son: a) las Dinárides Externas al Este, con fases principales de deformación vergentes al OSO del Paleoceno Tardío al Eoceno Medio; b) los Alpes del Sur Oriental al norte, con deformación principalmente del Mioceno Medio-Tardío (17–7 Ma) y movimiento tectónico dirigido al sur; c) los Apeninos del Norte al suroeste, con deformación dirigida al NE del Plio-Pleistoceno (5 Ma-reciente). [8] [9]
Está separado de los Alpes centrales occidentales y su promontorio (la cuenca del antepaís del Po) por las montañas Lessini y Berici y la altura estructural de las colinas Euganei, un bloque de antepaís relativamente sin deformar.
La flexión comenzó a finales del Cretácico con una leve flexión hacia el E debido a la acumulación del cinturón de empuje dinárico externo. Siguieron dos ciclos principales de depósito/flexión: a) el ciclo Chattian-Langhiano (Oligoceno tardío-Eoceno medio, 28-14 Ma) con una débil curvatura hacia el norte que acomodó sedimentos principalmente del sector axial elevado y erosionado de los Alpes; b) el ciclo Serravaliano-Mesiniano temprano (Mioceno medio a tardío) con una curvatura prominente hacia el NNO debido al rápido levantamiento de los Alpes del Sur. En el Plioceno-Pleistoceno, sólo la parte más suroeste (la parte sur de la cuenca del Véneto) se inclinó hacia el SO como resultado de la acumulación de los Apeninos del Norte. [9]
Formado por dos orogenias , la orogenia Dinarides (Cretácico tardío, 75–66 Ma al Eoceno, 56–34 Ma) y la orogenia de los Apeninos (Mioceno a Plioceno (23–2,6 Ma). [11] Está conectada a la cuenca del Po . 12]
La cuenca del antepaís de los Cárpatos orientales que se extiende por el sur de Polonia, el oeste de Ucrania, Moldavia y Rumania y tiene 800 km de longitud. Desde finales del Mioceno hasta principios del Plioceno fue un importante proveedor de sedimentos para la cuenca de Dacia y el Mar Negro. [14]
Cuenca de Dacia
Se trata de una cuenca de antepaís situada en la sección rumana de los Cárpatos orientales y los Cárpatos meridionales (también en Rumania). Es una cuenca poscolisión que se desarrolló entre el Messiniense y el Plioceno (7–2,6 Ma). Inicialmente, la sedimentación de esta cuenca se encontraba principalmente en un área profunda preexistente. Posteriormente se extendió hacia el sur sobre la parte norte de la Plataforma Moesia y una parte de la plataforma Escita. [15] [ página necesaria ]
Cuenca periférica del antepaís 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 plegado y corrido del antepaís en la provincia catalana occidental . La cuenca es bien conocida por las espectaculares exposiciones de estratos de sedimentos sin y postectónicos 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 basamento hercínico. [dieciséis]
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