Cuenca estructural que se desarrolla adyacente y paralela a un cinturón montañoso.
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 de antepaís están determinados por la rigidez flexural de la litosfera subyacente y las características del cinturón montañoso. La cuenca de antepaís recibe sedimentos que se erosionan del cinturón montañoso adyacente, llenándose con gruesas sucesiones sedimentarias que se adelgazan alejándose del cinturón montañoso. Las cuencas de antepaís representan un tipo de cuenca de miembro final, el otro son las cuencas de rift . El espacio para los sedimentos (espacio de acomodación) es proporcionado por la carga y la flexión descendente para formar cuencas de antepaís, en contraste con las cuencas de rift, donde el espacio de acomodación es generado por la extensión litosférica.
Tipos de cuencas de antepaís
Clases de cuencas de antepaís: periféricas y 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 empuja hacia abajo 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 superpone durante la convergencia o colisión de placas (es decir, situadas detrás del arco magmático que está vinculado 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 cuencas de antepaís
El sistema de cuencas de antepaís
DeCelles y Giles (1996) ofrecen una definición detallada del sistema de cuencas de antepaís. Los sistemas de cuencas de antepaís comprenden tres propiedades características:
Una región alargada de potencial alojamiento de sedimentos que se forma en la corteza continental entre un cinturón orogénico contractivo y el cratón adyacente, principalmente en respuesta a procesos geodinámicos relacionados con la subducción y el cinturón plegado-corrido periférico o retroarco resultante;
Consiste en cuatro depozonas discretas, denominadas depozonas de cuña superior , de profundidad frontal , de protuberancia frontal y de protuberancia posterior (zonas deposicionales); cuál de estas depozonas ocupa una partícula de sedimento depende de su ubicación en el momento de la deposición, más que de su relación geométrica final con el cinturón de empuje;
La dimensión longitudinal del sistema de cuencas de antepaís es aproximadamente igual a la longitud del cinturón plegado-corrido, y no incluye sedimentos que se vierten en cuencas oceánicas remanentes o rifts continentales (impactógenos).
Sistemas de cuencas de antepaís: despozonas
La parte superior de la cuña se asienta sobre las capas de empuje en movimiento y contiene todos los sedimentos que se cargan desde la cuña de empuje tectónico activa. Aquí es donde se forman las cuencas piggyback .
La zona sedimentaria más gruesa es la zona profunda y se engrosa hacia el orógeno. Los sedimentos se depositan a través de sistemas de sedimentación fluviales, lacustres, deltaicos y marinos distales.
El abultamiento anterior y posterior son las zonas más delgadas y distales y no siempre están presentes. Cuando están presentes, están definidas por discordancias regionales, así como por depósitos eólicos y marinos poco profundos.
La sedimentación es más rápida cerca de la capa de empuje móvil. El transporte de sedimentos dentro de la zona de profundiad generalmente es 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 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 no GPS para determinar la evolución a largo plazo de las colisiones continentales y cómo ayudaron a desarrollar las cuencas del antepaís adyacentes.
La comparación de los modelos modernos con GPS (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 geológicamente más preciso dentro de una región específica.
La sismicidad determina dónde se producen zonas activas de actividad sísmica, además de medir los desplazamientos totales de las fallas y el momento del inicio de la deformación. [1]
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 abultamiento frontal.
La evolución tectónica de placas de una cuenca de antepaís periférica comprende tres etapas generales. En primer lugar, 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". [2] [ página necesaria ]
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 subsidencia y actividad tectónica simultáneas.
Las cuencas de antepaís están llenas de sedimentos que erosionan el cinturón montañoso adyacente. En las primeras etapas, se dice que la cuenca de antepaís está subllenada . 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 . Estos se conocen como molasa . El relleno de sedimentos dentro de la zona de antepaís actúa como una carga adicional sobre la litosfera continental. [ cita requerida ]
Comportamiento litosférico
Sistema de carga móvil: flexión litosférica a lo largo del tiempo
Aunque el grado en el que la litosfera se relaja con el tiempo aún es 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 móvil, 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 la deflexión se describe comúnmente como un bajo asimétrico cerca de la carga a lo largo del antepaís y una deflexión elevada más amplia a lo largo del abultamiento. La tasa de transporte o flujo de erosión, así como la sedimentación, es una función del relieve topográfico.
En el modelo de carga, la litosfera es inicialmente rígida, con una cuenca amplia y poco profunda. La relajación de la litosfera permite el hundimiento cerca del empuje, el estrechamiento de la cuenca y el abultamiento hacia el empuje. Durante los períodos de empuje, la litosfera es rígida y el abultamiento se ensancha. El momento de la deformación por 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 flexural de la cuenca y el suministro de sedimentos del orógeno.
Envolventes de resistencia litosférica
Las envolventes de resistencia indican que la estructura reológica de la litosfera debajo del antepaís y del orógeno son muy diferentes. La cuenca del antepaís muestra típicamente una estructura térmica y reológica similar a un margen continental fracturado con tres capas frágiles sobre tres capas dúctiles. La temperatura debajo del orógeno es mucho más alta y, por lo tanto, debilita en gran medida la litosfera. Según Zhou et al. (2003), [ página necesaria ] "bajo tensión de compresión, la litosfera debajo de la cordillera se vuelve dúctil casi en su totalidad, excepto una capa frágil delgada (alrededor de 6 km en el centro) cerca de la superficie y quizás una capa frágil delgada en el manto superior". Este debilitamiento litosférico debajo del cinturón orogénico puede causar en parte el comportamiento de flexión litosférica regional.
Historial térmico
Las cuencas de antepaís se consideran cuencas hipotermales (más frías de lo normal), con un gradiente geotérmico bajo y flujo de calor . Los valores de flujo de calor promedian entre 1 y 2 HFU (40–90 mWm −2 . [2] [ página necesaria ] La subsidencia rápida puede ser responsable de estos valores bajos.
Con el tiempo, las capas sedimentarias quedan enterradas y pierden porosidad. Esto puede deberse a la compactación de los sedimentos o a cambios físicos o químicos, como la presión o la cementación . La maduración térmica de los sedimentos es un factor de temperatura y tiempo y ocurre a menor profundidad 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 el desarrollo tectónico de un régimen, así como con la mecánica litosférica. [2] [ página necesaria ]
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 la migración de largo alcance incluye: 1) correlación del petróleo con rocas fuente distantes , 2) cuerpos minerales depositados a partir de salmueras que contienen metales, 3) historias térmicas anómalas para sedimentos poco profundos, 4) metasomatismo de potasio regional y 5) cementos de dolomita epigenéticos en cuerpos minerales 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 están enterrados y compactados, los poros se vuelven más pequeños y algunos de los fluidos, aproximadamente1/3 , dejar los poros. Este fluido tiene que ir a alguna parte. Dentro de la cuenca del antepaís, estos fluidos pueden calentar y mineralizar materiales, así como mezclarse con la carga hidrostática local.
Fuerza impulsora principal 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 desplaza por conducción y advección de agua subterránea . Las áreas hidrotermales locales se producen cuando el flujo de fluidos profundos 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. Se consideran menores porque están limitadas por las lentas tasas de deformación tectónica, litología y tasas de sedimentación, del orden de 0 a 10 cm año −1 , pero es más probable que estén cerca de 1 o menos de 1 cm año −1 . Las zonas sobrepresionadas podrían permitir una migración más rápida, cuando se acumulan 1 kilómetro o más de sedimentos arcillosos por cada 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 las aguas subterráneas, sino también a los efectos de flotabilidad y capilaridad 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. [5]
Sistemas de cuencas de antepaís modernos (cenozoicos)
Rejuvenecido durante el Cenozoico como resultado del estrés de campo lejano asociado con la colisión India-Eurasia y la renovada elevación del Tian Shan.
La sección sedimentaria más gruesa se encuentra debajo de Kashgar , donde el sedimento cenozoico tiene más de 10.000 metros de espesor.
Cuenca de retroantepaís de los Alpes meridionales occidentales y centrales y proantepaís de los Apeninos septentrionales. Se desarrolló a través de fases extensionales seguidas de etapas compresivas. Su arquitectura compresiva se superpone a la estructura extensional heredada. [6]
La arquitectura compresiva "se desarrolló de manera intermitente en el 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 extensionales: a) Ciclos de extensión pre-rift hacia el este que culminaron en la formación del ciclo Anisiano a Carniano (Triásico medio a principios del Triásico tardío, 247-227 Ma) de la plataforma carbonatada y el sistema de cuencas; b) Fases de extensión sin-rift Triásico tardío-Liásico relacionadas con la expansión de las cuencas oceánicas de Piamonte-Liguria y Jónica . Después de esto, se alcanzó el máximo ensanchamiento y profundización de la cuenca con la formación progresiva de las cuencas carbonatadas Lombardiense, Belluno y Adriática. [6]
Cuenca del antepaís Véneto-Friuli , una llanura aluvial en el noreste de Italia.
Se desarrolló como resultado de la superposición de tres sistemas de antepaís superpuestos que difieren en edad y dirección del movimiento tectónico, ya que esta llanura es el antepaís de tres cadenas circundantes. Estas son: a) los Dinárides Externos al Este, con fases de deformación principal vergentes OSO del Paleoceno Tardío al Eoceno Medio; b) los Alpes Meridionales Orientales al Norte, con deformación principalmente del Mioceno Medio-Tardío (17-7 Ma) y movimiento tectónico dirigido al sur; c) los Apeninos Septentrionales al Suroeste, con deformación dirigida NE del Plioceno-Pleistoceno (5 Ma-Reciente). [8] [9]
Está separada de los Alpes centro-occidentales y de su antepaís (la cuenca del antepaís del Po) por los altos estructurales de los montes Lessini y Berici y de los montes Euganei, un bloque de antepaís relativamente no deformado.
La flexión comenzó en el Cretácico Superior con una leve curvatura hacia el este debido a la acumulación del cinturón de corrimiento Dinárico Externo. A esto le siguieron dos ciclos principales de deposición/flexión: a) el ciclo Chattiense-Langhiense (Oligoceno Superior-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 Serravalliense-Mesiniense Temprano (Mioceno Medio a Superior) con una curvatura prominente hacia el NNO debido al rápido levantamiento de los Alpes del Sur. En el Plioceno-Pleistoceno, solo la parte más al sudoeste (parte sur de la cuenca del Véneto) se inclinó hacia el SO como resultado de la acumulación de los Apeninos del Norte. [9]
La cuenca de los Cárpatos orientales , que se extiende por el sur de Polonia, el oeste de Ucrania, Moldavia y Rumania y tiene una longitud de 800 km, fue un importante proveedor de sedimentos para la cuenca dacia y el mar Negro desde finales del Mioceno hasta principios del Plioceno. [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 Rumanía). Se trata de una cuenca poscolisional que se desarrolló entre el Messiniense y el Plioceno (7-2,6 Ma). Al principio, la sedimentación de esta cuenca se concentraba principalmente en una zona de antepaís preexistente. Posteriormente, se extendió hacia el sur sobre la parte norte de la Plataforma Moesiana y una parte de la Plataforma Escita. [15] [ página necesaria ]
Cuenca periférica de antepaís al sur de los Pirineos , en el norte de España
En el norte se ha producido una deformación sustancial de la cuenca de antepaís, ejemplificada por el cinturón de pliegues y cabalgamientos de antepaís en la provincia catalana occidental . La cuenca es conocida por las espectaculares exposiciones de estratos sedimentarios sintectónicos y postectónicos debido a la peculiar evolución del drenaje de la cuenca.
Cuenca del Guadalquivir
Formada durante el Neógeno al norte de la Cordillera Bética (sur de España), sobre un basamento hercínico. [16]
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Lectura adicional
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