La Cuenca de Los Ángeles es una cuenca sedimentaria ubicada en el sur de California , en una región conocida como Cordillera Peninsular . La cuenca también está conectada a un grupo anómalo de cadenas montañosas con tendencia este-oeste conocidas colectivamente como Cordilleras Transversales . La cuenca actual es una zona costera de tierras bajas, cuyo suelo está marcado por alargadas crestas bajas y grupos de cerros que se ubica en el borde de la Placa del Pacífico . [1] La cuenca de Los Ángeles, junto con el canal de Santa Bárbara , la cuenca de Ventura , el valle de San Fernando y la cuenca de San Gabriel , se encuentran dentro de la región metropolitana del sur de California . [2] La mayor parte del área territorial jurisdiccional de la ciudad de Los Ángeles se encuentra físicamente dentro de esta cuenca.
Al norte, noreste y este, la cuenca de tierras bajas está limitada por las montañas de Santa Mónica y los cerros Puente, Elysian y Repetto. [3] Al sureste, la cuenca limita con las montañas de Santa Ana y las colinas de San Joaquín . [3] El límite occidental de la cuenca está marcado por la zona fronteriza continental y es parte de la porción terrestre. La zona fronteriza de California se caracteriza por crestas y cuencas costeras con tendencia noroeste. [4] La Cuenca de Los Ángeles destaca por su gran relieve estructural y complejidad en relación con su juventud geológica y su pequeño tamaño para su prolífica producción petrolera. [3] Yerkes et al. Identificar cinco grandes etapas de la evolución de la cuenca, que se inició en el Cretácico Superior y finalizó en el Pleistoceno . Esta cuenca puede clasificarse como una cuenca de separación irregular acompañada de tectónica rotacional durante el Mioceno posterior al temprano . [5] [6]
Antes de la formación de la cuenca, el área que abarca la cuenca de Los Ángeles comenzaba en la superficie. Una rápida transgresión y regresión de la costa trasladó el área a un ambiente marino poco profundo. La inestabilidad tectónica junto con la actividad volcánica en áreas que se hundieron rápidamente durante el Mioceno Medio prepararon el escenario para la cuenca moderna. [7] La cuenca se formó en un entorno submarino y luego volvió a elevarse sobre el nivel del mar cuando el ritmo de hundimiento disminuyó. Hay mucha discusión en la literatura sobre los límites de tiempo geológico en los que tuvo lugar cada evento de formación de cuenca. Si bien las edades exactas pueden no estar claras, Yerkes et al. (1965) proporcionaron una línea de tiempo general para categorizar la secuencia de eventos deposicionales en la evolución de la Cuenca de Los Ángeles y son los siguientes:
Durante el período pre- Turoniano , están presentes rocas sedimentarias y volcánicas metamorfoseadas que sirven como las dos principales unidades de roca basal de la cuenca de Los Ángeles. El movimiento a gran escala a lo largo de la zona Newport-Inglewood yuxtapuso las dos unidades de lecho rocoso a lo largo de los márgenes este y oeste. [3] Durante esta fase, la cuenca estaba sobre el nivel del mar.
Las características distintivas de esta fase fueron los sucesivos ciclos de transgresión y regresión de la costa. La deposición de sedimentos marinos y no marinos más antiguos comenzó a llenar la cuenca. Hacia el final de esta fase, la costa comenzó a retroceder y la deposición continuó.
Después de la deposición de las unidades pre-Turonianas, hubo una gran emergencia y erosión que puede observarse como una discordancia importante en la base de las unidades del Mioceno medio. [3] La emergencia no ocurrió al mismo ritmo ni en todas las secciones de la cuenca. Durante este tiempo, la cuenca estuvo cubierta por una bahía marina. Los ríos que nacen en las tierras altas trajeron grandes cantidades de detritos al borde noreste de la cuenca. [3] Durante este período, la formación Topanga también se estaba depositando.
La forma actual y el relieve estructural de la cuenca se establecieron en gran medida durante esta fase de hundimiento y deposición acelerados que se produjo durante el Mioceno tardío y continuó durante el Pleistoceno temprano. [3] Las rocas sedimentarias clásticas de las zonas montañosas (al norte y al este) descendieron por las laderas submarinas y rellenaron el fondo de la cuenca. El hundimiento y la sedimentación probablemente comenzaron en la parte sur de la cuenca. [3] El hundimiento y la deposición ocurrieron simultáneamente, sin interrupción, hasta finales del Plioceno. Hasta que la tasa de deposición superó gradualmente la tasa de hundimiento y el nivel del mar comenzó a bajar. Hacia el final de esta fase, los márgenes de la cuenca comenzaron a elevarse sobre el nivel del mar. Durante el Pleistoceno temprano, la deposición comenzó a superar el hundimiento en las partes deprimidas de la cuenca y la costa comenzó a moverse hacia el sur. [3] Esta fase también tuvo movimiento a lo largo de la zona de falla de Newport-Inglewood que resultó en el inicio de la cuenca moderna. Este movimiento provocó que el bloque suroeste se elevara en relación con el bloque de la cuenca central. [8]
La parte central de la cuenca continuó experimentando deposición de sedimentos durante el Pleistoceno debido a inundaciones y escombros de erosión de las montañas circundantes y Puente Hills. Este relleno fue responsable del retiro final de la costa de la cuenca. La deposición en el Holoceno se caracteriza por grava, arena y limo no marinos. [3] Esta fase también incluye la última etapa de deformación por compresión responsable de la formación de las trampas de hidrocarburos. [5]
Cuatro fallas principales están presentes en la región y dividen la cuenca en bloques estructurales central, noroeste, suroeste y noreste. [3] Estos bloques no sólo denotan su ubicación geográfica, sino que también indican los estratos presentes y las principales características estructurales. El bloque suroeste se levantó antes del Mioceno medio y está compuesto principalmente por estratos marinos y contiene dos anticlinales principales. [9] Este bloque también contiene la zona de falla de Palos Verdes Hills, de pendiente pronunciada. Los volcanes del Mioceno medio se pueden ver localmente dentro del bloque suroeste. [3] El bloque noroeste está formado por sedimentos marinos clásticos del Cretácico Superior al Pleistoceno. También están presentes volcánicos del Mioceno medio. Este bloque tiene un amplio anticlinal que está truncado por la zona de la falla de Santa Mónica. El bloque central contiene unidades de rocas clásticas marinas y no marinas intercaladas con rocas volcánicas que tienen una edad del Cretácico tardío al Plioceno. Los estratos del Plioceno y Cuaternario son más visibles dentro del bloque central. Estructuralmente, existe una depresión sinclinal. [3] El bloque nororiental contiene rocas marinas clásticas de grano fino a grueso de edad cenozoica. [3] A nivel local, se pueden ver rocas volcánicas del Mioceno medio, así como rocas sedimentarias no marinas de edades del Eoceno al Mioceno. También hay un anticlinal en el bloque noreste.
La evolución homogénea de esta cuenca no se produjo debido a la actividad tectónica dinámica. A pesar del entorno activo, dentro de la cuenca existen más de 9.100 m de estratos. [10] El entorno dinámico también fue responsable de la deposición heterogénea de cada formación. Es común que unidades de roca del mismo evento deposicional tengan diferentes nombres en diferentes lugares dentro de la cuenca. Esto puede ser el resultado de una gran variación en el tamaño de los clastos, como ocurre con la Formación Pico del Plioceno superior en la parte noroeste de la cuenca y la Formación Fernando Superior en la parte suroeste de la cuenca. [8] La Cuenca de Los Ángeles contiene lo que se conoce como la " Gran Discordancia ", que ha sido interpretada como un evento de erosión a gran escala en la unidad de roca del basamento. Esta discordancia se utiliza para correlacionar estratos en toda la cuenca. El registro de la actividad cenozoica comienza por encima de esta discordancia. [1] El registro estratigráfico de esta cuenca indica que comenzó como un ambiente no marino y luego transgredió a un sistema oceánico profundo. Las unidades de basamento más antiguas de esta cuenca son de origen tanto sedimentario como ígneo . La unidad sedimentaria se metamorfoseó como resultado del deslizamiento de la falla Newport-Inglewood y se conoce como esquisto Catalina . El esquisto Catalina se puede encontrar en el borde suroeste de la cuenca y es predominantemente un esquisto de clorito-cuarzo. Más cerca de la zona de falla de Newport-Inglewood, se encuentran esquistos y metagabros con granate . [3] La pizarra de Santa Mónica se puede observar en el bloque noroeste de la cuenca. El complejo oriental se caracteriza por los volcanes del Pico Santiago. Esta unidad rocosa contiene brechas andesíticas , flujos, aglomerados y tobas . [3]
La Formación Sespe es la primera en aparecer sobre la gran discordancia y está marcada por lutitas, areniscas y areniscas de guijarros intercaladas. Esta secuencia de lecho indica un origen de abanico aluvial, arroyo serpenteante o arroyo trenzado. [11] Hacia arriba desde la Formación Sespe hacia los Vaqueros , los granos se vuelven más finos y los lechos se vuelven más delgados; indicando una transición a un ambiente marino poco profundo. La Formación Vaqueros está marcada por dos unidades de arenisca, limolita y lutita. También hay fósiles de moluscos característicos que indican que el área era predominantemente marina poco profunda. [11]
El Grupo Topanga es la siguiente formación importante en la secuencia estratigráfica y rellena la topografía de rocas más antiguas. [11] Es una unidad mixta sedimentaria y volcánica cuya base es una discordancia erosiva. [12] La unidad consta de 3 partes: la primera es una arenisca conglomerada marina basal, seguida de una capa media predominantemente basáltica de múltiples flujos de lava submarinos y tobas. La parte más joven de esta unidad es una brecha sedimentaria, un conglomerado, una arenisca y una limolita . Los primeros depósitos del Grupo Topanga parecen reflejar la continuación de un cambio en la costa que se puede observar tanto en las formaciones Sespe como en Vaqueros. [13] Erupciones de uno o más centros volcánicos localmente y temporalmente interrumpieron la sedimentación.
La Formación Puente es una formación marina profunda que se caracteriza por sedimentos pro-delta y un sistema de abanicos superpuestos. [7] Esta unidad se encuentra encima del Grupo Topanga, lo que le otorga una edad de depósito del Mioceno tardío y está dividida en cuatro miembros. El Miembro La Vida es una limolita laminar micácea con cantidades subordinadas de arenisca feldespática de capa delgada. El siguiente miembro es el Soquel, que es una arenisca micácea de estratos gruesos a masivos . En este miembro también se pueden observar limolitas, conglomerados y brechas intraformacionales localmente abundantes. [7] Sobre el Soquel se encuentra el Miembro Yorba. Este miembro es una limolita arenosa intercalada con una arenisca de grano fino. El miembro de Sycamore Canyon contiene lentes de conglomerado, arenisca conglomerática y arenisca. Las limolitas arenosas y las areniscas de grano fino están intercaladas con los tipos de rocas antes mencionados. [7]
La Formación Monterey se caracteriza por un contenido de sílice anormalmente alto en comparación con la mayoría de las rocas clásticas. También existen rocas cementadas con sílice conocidas como porcelanita y lutita porcelanita . [14] Si bien esta formación tiene lechos distinguibles, hay muchos lechos de esquisto, arenisca y lutita que tienen cantidades normales de sílice. [14] Esta secuencia de esta formación indica un entorno marino marino.
La Formación Fernando se divide en dos subfacies conocidas como Miembros Pico y Repetto . Estos miembros representan un cambio distinto en el ambiente de depósito y son del Pleistoceno . [15] El Repetto es el más antiguo de los dos miembros y está compuesto de limolita, lutita y arenisca de grano fino a grueso intercaladas. El Miembro Pico está formado principalmente por limolitas y areniscas masivas intercaladas con areniscas limosas menores. [15] Los aluviones del Holoceno y los sedimentos cuaternarios son una unidad en gran medida no consolidada y están compuestos principalmente de grava y sedimentos de llanuras aluviales. Los sedimentos que marcan la cima de la cuenca se pueden encontrar en arroyos/ríos modernos y en la base de las estribaciones. [4]
La historia de esta cuenca comienza con la subducción de la placa del Pacífico debajo de la placa norteamericana a principios del Mesozoico. [11] Durante este evento de subducción, dos placas más pequeñas, las placas de Monterey y Juan de Fuca, también comenzaron a subducirse debajo de la placa de América del Norte. Alrededor del año 20 Ma, la placa de Monterey se adhirió a la placa del Pacífico y siguió su movimiento. Más tarde, cesó la subducción del Pacífico-Monterey y el margen de la placa se convirtió en un límite de transformación. El límite de transformación América del Norte/Pacífico-Monterey comenzó a desplazarse hacia el norte y creó una extensión de la corteza terrestre. Esta ruptura estuvo acompañada de la rotación de las Cordilleras Transversales occidentales. [16] Esta rotación es responsable de la ubicación y orientación noroeste-sureste de la Cuenca de Los Ángeles. [17] A principios del Mioceno, antes de la deposición del Topanga, el alto flujo de calor y la transtensión causaron la extensión de la cuenca. [10] A medida que la corteza se adelgazaba, la cuenca comenzó a disminuir debido a la presión isostática como resultado de la deposición de grandes cantidades de sedimentos.
Debido a que la cuenca se encuentra en el límite de las Cordilleras Transversales y Peninsulares, esta cuenca experimenta tectónica tanto de compresión como de deslizamiento de rumbo. [9] Durante el Plioceno temprano, también identificada como la fase de "Disrupción de la Cuenca", se produjeron deformaciones y plegamientos como resultado del movimiento de la falla y un ligero evento de rotación. Si bien el movimiento a lo largo de la falla de San Andrés es responsable de la ubicación de la cuenca, son las fallas de Whittier y Newport-Inglewood las que han dictado el comportamiento sísmico dentro de la cuenca.
La cuenca de Los Ángeles todavía está activa tectónicamente y, como resultado, la región continúa experimentando terremotos. Debido a la cantidad de fallas y extensiones de fallas, la actividad sísmica no se concentra en un área en particular. [9] Las ciudades cubiertas por las zonas de falla de Newport-Inglewood y Whittier tienen una mayor probabilidad de experimentar actividad sísmica. La región experimenta terremotos que en su mayoría son leves (magnitud ≤2,25). Sin embargo, se han informado terremotos moderados (magnitud 4,9 a 6,4). Los terremotos de magnitud moderada son muy poco frecuentes. [9]
Esta zona de falla es la característica más notable dentro de la cuenca, ya que es una sola cadena con extensiones locales (de falla). [10] La zona de falla también está marcada por colinas bajas, escarpes y diez pliegues anticlinales en un patrón escalonado hacia la derecha. [18] Está ubicado en la parte suroeste de la cuenca y es un margen de deslizamiento . Hay varios campos petroleros que corren paralelos a esta falla.
Esta falla se encuentra en el borde oriental de la cuenca y se fusiona con la falla de Elsinore en el cañón del río Santa Ana, uno de los brazos superiores de la falla. [10] Esta falla es una falla oblicua derecha inversa. Es más conocido por los campos petrolíferos de Whittier, Brea-Olinda y Sansinena. Hay un anticlinal que corre paralelo a la falla de Whittier que es evidencia de deformación por compresión durante el Mioceno tardío y el Plioceno temprano. El adelgazamiento y el pellizco de las areniscas del Plioceno son evidencia de levantamiento durante este mismo período de tiempo. [10]
La nariz de Anaheim es una característica del subsuelo que fue descubierta mediante estudios geofísicos y perforaciones exploratorias en 1930. [10] Es un bloque de falla del Mioceno medio que reveló una cresta con tendencia noroeste de rocas del Paleoceno. [10] Esta característica estructural es importante porque reveló muchas trampas de petróleo y la orientación de los lechos indica la edad de hundimiento en esta parte de la cuenca.
Este anticlinal en particular es la característica del subsuelo más notable dentro de la cuenca. [19] Eventos de deformación como la erosión de los bloques de corteza elevados, el inicio de varias fallas y el desarrollo del canal submarino condujeron a la formación del anticlinal. [10] La iniciación del pliegue comenzó en el período de deformación del Mioceno tardío al Plioceno temprano. Hay muchos otros anticlinales dentro de la cuenca y los datos de isopacas sugieren que la formación de estos pliegues ocurrió principalmente durante el Plioceno. [10]
Los La Brea Tar Pits son charcos de asfalto estancado que se han encontrado en la superficie de la cuenca. Estos "estanques" son importantes porque se han encontrado cientos de miles de huesos y plantas del Pleistoceno tardío. [1] Estos pozos permitieron a los científicos comprender mejor el ecosistema en ese punto particular del pasado geológico.
Las acumulaciones de petróleo y gas ocurren casi en su totalidad dentro de los estratos de la secuencia más joven y en áreas que están dentro o adyacentes al cinturón costero. [1] La formación Puente ha demostrado ser el depósito de petróleo más notable de la cuenca. [20] La razón principal de la gran abundancia de petróleo es que las arenas bituminosas están bien saturadas dentro de la cuenca. El espesor de estas arenas bituminosas oscila entre cientos y miles de pies. [1] Los anticlinales y los anticlinales fallados son las características estructurales que también son responsables de atrapar el petróleo.
El primer pozo productor de petróleo del que se tiene noticia se descubrió en 1892 en el terreno que actualmente se encuentra debajo del Dodger Stadium . [1] Esta cuenca era responsable de la mitad de la producción petrolera del estado hasta los años (¿90?). Esto es notable debido al tamaño relativamente pequeño y a la juventud de la cuenca. [4] La cuenca tiene actualmente alrededor de 40 campos petroleros activos que en conjunto tienen 4.000 pozos operativos. [4] En 1904, había más de 1.150 pozos sólo en la ciudad de Los Ángeles. El espaciamiento estrecho y el bombeo continuo de los pozos provocaron que la mayoría de los pozos se secaran. Los datos más recientes indican que en 2013 se produjeron 255 millones de barriles de petróleo. Se trata de una gran disminución con respecto a los casi mil millones de barriles por año producidos a finales de los años 1970. [21]
Los campos petroleros incluyen:
