La cuenca sedimentaria de Kutai (también conocida como cuenca de Kutei) se extiende desde las tierras altas centrales de Borneo , a través de la costa oriental de la isla y hasta el estrecho de Makassar . Con una superficie de 60.000 km2 y profundidades de hasta 15 km, Kutai es la cuenca de la era terciaria más grande y profunda de Indonesia . [1] La evolución de la tectónica de placas en la región indonesia del sudeste asiático ha producido una variedad diversa de cuencas en el Cenozoico . [2] Kutai es una cuenca extensional en un entorno general de antepaís. Su evolución geológica comienza a mediados del Eoceno e involucra fases de extensión y rifting , hundimiento térmico y hundimiento isostático. La sedimentación rápida y de alto volumen relacionada con el levantamiento y la inversión comenzó en el Mioceno temprano. [1] Las diferentes etapas de la evolución de la cuenca de Kutai se pueden correlacionar aproximadamente con eventos tectónicos regionales y locales. [2] También es probable que el clima regional, a saber, el inicio del monzón ecuatorial siempre húmedo a principios del Mioceno , haya afectado la evolución geológica de Borneo y la cuenca de Kutai hasta la actualidad. [3] El relleno de la cuenca está en curso en la cuenca inferior de Kutai, a medida que el delta del río Mahakam moderno avanza hacia el este a través de la plataforma continental de Borneo.
La tectónica de placas del Cenozoico de la región de Indonesia ha generado un complejo conjunto de bloques microcontinentales y cuencas oceánicas marginales rodeadas de márgenes extensionales, zonas de subducción y fallas transcurrentes importantes. [4] La isla de Borneo y la cuenca de Kutai se encuentran en la microplaca de la Sonda , que está limitada al norte y al oeste por la placa euroasiática , al sur por la placa indoaustraliana y al oeste por las placas oceánicas filipina y del Pacífico . En el Cenozoico, la placa indoaustraliana se ha estado moviendo hacia el norte y subduciendo bajo Eurasia. [2] La colisión del continente indio con Eurasia detuvo la subducción y elevó el Himalaya . Entre los continentes de la India y Australia, la corteza oceánica todavía está subduciendo bajo la placa de la Sonda , formando la fosa de la Sonda y el arco de la Sonda . Las microplacas australianas y las derivadas de Australia chocaron con la placa de la Sonda y la placa del Pacífico en el Plioceno , creando un complejo de zonas de subducción y arcos insulares . La placa filipina ha estado subduciendo oblicuamente la placa de la Sonda durante la mayor parte del Cenozoico.
La compleja interacción de las placas de la Sonda, Euroasiática, Indoaustraliana, Filipinas y del Pacífico en el Cenozoico ha controlado la evolución de aproximadamente 60 cuencas sedimentarias terciarias en la región de Indonesia. Muchas de estas cuencas, incluida la de Kutai, se han formado en un entorno extensional de arco posterior , impulsado por un retroceso de subducción pasivo o activo. El episodio de inversión de mediados del Mioceno en Kutai puede vincularse a la colisión de fragmentos continentales del Mar de China Meridional con el noroeste de Borneo. El episodio de inversión del Plioceno es contemporáneo con la colisión de Australia con el arco de Banda, con conexiones estructurales proporcionadas por sistemas de fallas de desgarre a través de Sulawesi . [2]
La roca del basamento de Borneo es un mosaico complejo de terrenos geológicos, comúnmente interpretado como el producto de la acreción principalmente mesozoica de fragmentos microcontinentales, material de arco insular, material de corteza oceánica y relleno de cuenca marginal sobre el núcleo paleozoico de las montañas Schwaner en el suroeste de la isla. [5] El área de las montañas Schwaner consiste en batolitos graníticos del Cretácico temprano-medio intrusionados en unidades metamórficas de la era Silúrica al Pérmico. [6] Al noroeste de las montañas Schwaner hay una pequeña área de basamento continental más antiguo que consiste en granito y rocas metamórficas del Pérmico-Triásico. Al sureste de las montañas Schwaner, el arco insular volcánico y las rocas filíticas emplazadas en el Cretácico tardío comprenden las montañas Meratus. El terreno del basamento del este y norte de Borneo se interpreta como una mezcla de subducción cretácica, cubierta principalmente por sedimento terciario. [5] El basamento de Borneo occidental es una mezcla acretada de edades del Cretácico superior al Paleoceno que formó las cordilleras centrales de Kalimantan como resultado de la subducción dirigida al SO debajo del núcleo continental de Borneo. [5] [6]
La evolución cenozoica de Borneo está controlada predominantemente por la tectónica y el clima locales y regionales activos. En el Paleoceno, Borneo era un promontorio del sudeste asiático, parcialmente separado por la corteza oceánica del protomar de China Meridional. [3] Hay evidencia geológica que sugiere que Borneo ha girado en sentido contrario a las agujas del reloj unos 45° desde su orientación al final del Oligoceno, mientras que permaneció a caballo entre el ecuador. Esto indicaría que la mayor parte del sedimento del Paleógeno en el norte de Borneo se originó en Indochina. [3] A mediados del Eoceno, la formación del mar de Célebes y el estrecho de Makassar rifló el margen oriental de Borneo, mientras que la subducción de la corteza oceánica ocurrió en el margen occidental, produciendo cuencas profundas en ambos lados. A finales del Oligoceno y principios del Mioceno, las cadenas montañosas centrales de Borneo comenzaron a elevarse. [3] El clima perhúmedo ecuatorial proporcionó una intensa meteorización química y erosión de la roca recién levantada y llenó las cuencas marginales de Borneo con sedimentos. Los sedimentos del Neógeno tienen hasta 9 km de espesor en secciones de algunas cuencas. [6] La reconstrucción del volumen de sedimentos indica que al menos 6 km de corteza fueron removidos del interior de Borneo en el Neógeno. [3] Un período de eventos de compresión puntuales que comenzaron a mediados del Mioceno afectaron la evolución continua de estas cuencas, deformándolas e invirtiéndolas. La actividad ígnea continuó durante todo el Cenozoico, pero fue particularmente más activa en la región norte de Borneo en el Neógeno.
La cuenca de Kutai atraviesa la vertiente oriental de la isla de Borneo desde las tierras altas centrales, a través de la costa moderna hasta el fondo de la cuenca del estrecho de Makassar. Está limitada al norte por el alto Mangkalihat y las cordilleras de Kalimantan central, al sur por la plataforma Paternoster, la zona de falla de Adang y las montañas Schwaner y Meratus . Las montañas Muller forman el margen occidental de la cuenca. En su configuración actual, la cuenca se puede dividir en dos partes. El oeste, o Kutai superior, que se ha invertido a 1500-300 pies sobre el nivel del mar, y el este, o Kutai inferior, que todavía está recibiendo sedimentos.
La formación de la cuenca se inició en el Eoceno medio como extensión relacionada con la apertura de los estrechos de Makassar y el mar de Célebes rigging la corteza de Borneo Oriental. [1] Este rifting creó un amplio sistema de semisombras que invierten la polaridad a lo largo de fallas normales de tendencia NNE-SSW y NS . La subsidencia térmica en el Eoceno tardío y el Oligoceno temprano indujo una reactivación menor a lo largo de las fallas existentes. Durante el Oligoceno tardío hubo una breve renovación de la extensión y el rifting a lo largo del margen norte de la cuenca, mientras que los otros márgenes de la cuenca experimentaron elevación. [6] La inversión de la cuenca comenzó en el Oligoceno tardío. La elevación tectónica de Borneo en el Mioceno temprano invirtió la cuenca superior de Kutai sobre el nivel del mar. La inversión continuó de manera puntuada a través del Mioceno y el Plioceno. Se implica un régimen de compresión para los eventos de inversión posteriores con tensiones transmitidas por colisiones de placas regionales. [4] Las fallas normales de ángulo alto se reactivaron como fallas inversas , invirtiendo los semidrábenes. El lugar de la inversión se desplazó hacia el este con cada evento.
La sedimentación en la cuenca de Kutai ha sido relativamente constante a lo largo del Terciario. La deposición de sinrift en el Eoceno se concentró en pequeños depocentros locales dentro de semidárabes individuales. [7] La litología del relleno inicial de fosas es muy variable debido a la amplia zona de rifting , y varía de completamente terrestre en la cuenca occidental a completamente marina en la cuenca oriental. Un relleno inicial típico de fosas en la cuenca de Kutai está compuesto de material derivado del basamento grueso y mal clasificado. La sedimentación de sinrift después del relleno inicial de fosas es variable a lo largo de la cuenca, pero se han identificado varios tramos de facies distintos . En la cuenca se encuentran depósitos de sinrift no marinos, deltaicos, marinos someros, marinos profundos y de plataforma carbonatada. [7]
La deposición en fase hundida comienza en el Eoceno superior al Oligoceno. [7] Un depocentro más regional se desarrolló en respuesta a la inundación marina. La cuenca oriental, ya influenciada por las condiciones marinas, rápidamente pasó a un ambiente de deposición marina profunda, mientras que la cuenca occidental pasó a un ritmo más lento. Se depositó una gruesa capa de esquisto marino en gran parte de la cuenca, mientras que la sedimentación de carbonatos continuó en áreas altas aisladas y márgenes de la cuenca. [7] Se ha observado que la capa de esquisto marino en fase hundida se encuentra directamente sobre el basamento y es una "manta" regional sobre las litologías sin-rift . [7] Se desarrollaron grandes plataformas de carbonatos a lo largo de los márgenes de la cuenca como resultado de la reducción de los ambientes marinos en las primeras fases del evento de elevación tectónica del Oligoceno tardío y una regresión marina. [7] A medida que la elevación tectónica del centro de Borneo continuó hasta el Mioceno inferior, la porción más occidental de la cuenca de Kutai se invirtió sobre el nivel del mar, formando la cuenca superior de Kutai.
En el Mioceno temprano se produjo un cambio significativo en el carácter de la sedimentación en la cuenca de Kutai. [3] Grandes cantidades de sedimentos clásticos derivados de las montañas centrales en ascenso y del Paleógeno ahora invertido se vertieron en la cuenca inferior de Kutai. El río proto-Mahakam comenzó a progradarse hacia el este. Los eventos de inversión tectónica posteriores en el Mioceno medio y el Plioceno continuaron desplazando el depocentro deltaico del río Mahakam hacia el este, hacia el estrecho de Makassar. La compresión en el Mioceno medio produjo un anticlinorum paralelo a la costa en el que el río Mahakam hizo una incisión a medida que se invertían los pliegues. Esta incisión ha impedido cualquier migración lateral del río Mahakam más bajo, creando un depocentro deltaico de fuente puntual que ha estado activo desde el Mioceno medio. Los sedimentos neógenos en las proximidades del delta del Mahakam moderno tienen hasta 9 kilómetros (30.000 pies) de espesor. La profundidad total de la cuenca de Kutai en este lugar podría ser de hasta 15 kilómetros (49.000 pies). [8]
La estructura geológica más prominente en la cuenca de Kutai es el anticlinorio de Samarinda, el cinturón plegado de Mahakam, una serie de pliegues y fallas con dirección NNE-SSW en estratos deltaicos del Mioceno que son paralelos a la línea costera moderna. [9] Los anticlinales fuertemente plegados, asimétricos y limitados por fallas inversas tienen entre 2 y 5 km de ancho y entre 20 y 50 km de largo y están separados por sinclinales amplios y abiertos. [4] En tierra, las crestas de los anticlinales suelen estar erosionadas y quebradas, y la cantidad de erosión y complejidad estructural aumentan hacia el oeste. Un cinturón plegado separado en la región más occidental del anticlinorio pasa a pliegues con núcleos de empuje en la región central y estructuras simétricas/asimétricas simples en la región costera más oriental. El origen tectónico del cinturón plegado se ha atribuido a una serie de procesos geodinámicos. [4] Una explicación para el plegamiento por desprendimiento está directamente relacionada con la inversión del basamento a lo largo de las fallas normales de la etapa de rift, lo que produce un plegamiento por encima de una superficie de desprendimiento en una pizarra subyacente sobrepresionada. [8] Otra es la inversión de los sistemas de grabben de la parte superior del delta. Estas fallas sindeposicionales se forman junto con las fallas de empuje de la punta del delta debido a la carga diferencial. Cuando se produce una contracción mientras la progradación del delta está activa, la reactivación a lo largo de estas fallas produce anticlinales desprendidos y elevados [4]
En la cuenca de Kutai se encuentran tres conjuntos de rocas intrusivas y volcánicas que se han utilizado para delimitar la estratigrafía terciaria. Los volcanes félsicos de Nyaan, que datan de hace 48-50 Ma, pueden estar relacionados con la tectónica extensional que inició la formación de la cuenca. En algunos lugares, los volcanes de Nyaan y sus equivalentes se encuentran en la base de la sucesión sedimentaria terciaria, mientras que en otros lugares las tobas estratificadas, los aglomerados y los piroclásticos reelaborados forman parte de la sucesión del Eoceno tardío. [6] El conjunto intrusivo de Sintang es máfico a félsico y tiene una naturaleza cristalina fina que indica un emplazamiento de alto nivel. Se han obtenido fechas K-Ar de 41-8 Ma de rocas asignadas al conjunto de Sintang. Se ha descubierto que los volcanes que se interpretan como productos subaéreos de la intrusión de Sintang están intercalados con sedimentos del Oligoceno tardío al Mioceno medio, lo que sugiere que el vulcanismo ocurrió antes y después del evento de inversión del Mioceno temprano. [6] La suite Metulang está formada por basaltos y andesitas calcoalcalinos de k medio a alto con edades K-Ar de entre 2,4 y 1,7 Ma. Forman intrusiones de alto nivel y flujos de lava.