La cuenca de Los Ángeles es una cuenca sedimentaria ubicada en el sur de California , en una región conocida como las cordilleras peninsulares . La cuenca también está conectada a un grupo anómalo de cadenas montañosas con orientación este-oeste conocidas colectivamente como las cordilleras transversales . La cuenca actual es una zona costera de tierras bajas, cuyo fondo está marcado por crestas bajas alargadas y grupos de colinas que se encuentra 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 encuentra dentro de la región del gran sur de California . [2] La mayor parte de la superficie terrestre 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 las colinas Puente, Elysian y Repetto. [3] Al sureste, la cuenca está bordeada por las montañas de Santa Ana y las colinas de San Joaquín . [3] El límite occidental de la cuenca está marcado por la frontera continental y es parte de la porción terrestre. La frontera de California se caracteriza por las crestas y cuencas marinas con tendencia noroeste. [4] La cuenca de Los Ángeles es notable por su gran relieve estructural y complejidad en relación con su juventud geológica y su pequeño tamaño para su prolífica producción de petróleo. [3] Yerkes et al. identifican cinco etapas principales de la evolución de la cuenca, que comenzaron en el Cretácico Superior y terminaron en el Pleistoceno . Esta cuenca se puede clasificar como una cuenca de separación irregular acompañada de tectónica rotacional durante el Mioceno posterior a principios . [5] [6]
Antes de la formación de la cuenca, el área que abarca la cuenca de Los Ángeles comenzó sobre el nivel del suelo. Una rápida transgresión y regresión de la línea de costa trasladó el área a un entorno marino poco profundo. La inestabilidad tectónica junto con la actividad volcánica en áreas de rápido hundimiento durante el Mioceno medio prepararon el escenario para la cuenca moderna. [7] La cuenca se formó en un entorno submarino y luego volvió a estar sobre el nivel del mar cuando la tasa de hundimiento disminuyó. Existe mucha discusión en la literatura sobre los límites temporales geológicos cuando tuvo lugar cada evento de formación de la cuenca. Si bien las edades exactas pueden no estar claras, Yerkes et al. (1965) proporcionaron una cronología general para categorizar la secuencia de eventos deposicionales en la evolución de la cuenca de Los Ángeles y son los siguientes:
Durante el pre- Turoniense , se encuentran rocas sedimentarias y volcánicas metamorfoseadas que sirven como las dos unidades de roca de basamento principales para la cuenca de Los Ángeles. El movimiento a gran escala a lo largo de la zona de Newport-Inglewood yuxtapuso las dos unidades de roca madre a lo largo de los márgenes este y oeste. [3] Durante esta fase, la cuenca estaba por encima del nivel del mar.
Los rasgos distintivos de esta fase fueron sucesivos ciclos de transgresión y regresión de la línea de costa. La deposición de sedimentos marinos y no marinos más antiguos comenzó a llenar la cuenca. Hacia el final de esta fase, la línea de costa comenzó a retroceder y la deposición continuó.
Después de la deposición de las unidades preturonienses, se produjo una gran emergencia y erosión que se puede observar como una discordancia importante en la base de las unidades del Mioceno medio. [3] La emergencia no se produjo al mismo ritmo ni en todas las secciones de la cuenca. Durante este tiempo, la cuenca estaba cubierta por una bahía marina. Los ríos que surgían de las tierras altas trajeron grandes cantidades de detritos al borde noreste de la cuenca. [3] Durante este período, también se estaba depositando la formación Topanga.
La forma actual y el relieve estructural de la cuenca se establecieron en gran medida durante esta fase de hundimiento y sedimentación acelerados que se produjo durante el Mioceno tardío y continuó hasta el Pleistoceno temprano. [3] Las rocas sedimentarias clásticas de las zonas altas (al norte y al este) se movieron por las pendientes submarinas y rellenaron el fondo de la cuenca. El hundimiento y la sedimentación probablemente comenzaron en la cuenca de la porción sur. [3] El hundimiento y la sedimentación ocurrieron simultáneamente, sin interrupción, hasta el Plioceno tardío. Hasta que la tasa de sedimentación superó gradualmente la tasa de hundimiento y el nivel del mar comenzó a caer. Hacia el final de esta fase, los márgenes de la cuenca comenzaron a elevarse por encima del nivel del mar. Durante el Pleistoceno temprano, la sedimentación 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 hizo que el bloque suroeste se elevara en relación con el bloque de la cuenca central. [8]
La parte central de la cuenca continuó experimentando la deposición de sedimentos durante el Pleistoceno, provenientes de inundaciones y detritos erosivos de las montañas circundantes y de Puente Hills. Este relleno fue responsable del retroceso final de la línea costera de la cuenca. La deposición en el Holoceno se caracteriza por grava no marina, arena y limo. [3] Esta fase también incluye la deformación compresiva de etapa tardía responsable de la formación de las trampas de hidrocarburos. [5]
Cuatro fallas principales están presentes en la región y dividen la cuenca en los bloques estructurales central, noroeste, suroeste y noreste. [3] Estos bloques no solo denotan su ubicación geográfica, sino que indican los estratos presentes y las principales características estructurales. El bloque suroeste se elevó antes del Mioceno medio y está compuesto principalmente de estratos marinos y contiene dos anticlinales principales. [9] Este bloque también contiene la zona de falla de Palos Verdes Hills con una inclinación pronunciada. Los volcanes del Mioceno medio se pueden ver localmente dentro del bloque suroeste. [3] El bloque noroeste consta de sedimentos marinos clásticos de edad del Cretácico tardío al Pleistoceno. También están presentes volcanes del Mioceno medio. Este bloque tiene un anticlinal ancho que está truncado por la zona de falla de Santa Mónica. El bloque central contiene unidades de roca clástica tanto marinas como no marinas intercaladas con rocas volcánicas que tienen una edad del Cretácico tardío al Plioceno. Los estratos del Plioceno y el Cuaternario son más visibles dentro del bloque central. Estructuralmente, hay una depresión sinclinal. [3] El bloque noreste contiene rocas marinas clásticas de grano fino a grueso de edad cenozoica. [3] Localmente, se pueden ver rocas volcánicas del Mioceno medio, así como rocas sedimentarias no marinas de edad del Eoceno al Mioceno. También hay un anticlinal en el bloque noreste.
La evolución homogénea de esta cuenca no ocurrió debido a la actividad tectónica dinámica. A pesar del entorno activo, hay más de 9.100 m de estratos dentro de la cuenca. [10] El entorno dinámico también fue responsable de la deposición heterogénea de cada formación. Es común que las unidades de roca del mismo evento deposicional tengan diferentes nombres en diferentes ubicaciones dentro de la cuenca. Esto puede ser el resultado de una gran variación en el tamaño de los clastos, como en el caso de 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 se ha interpretado como un evento erosivo a gran escala en la unidad de roca del basamento. Esta discordancia se utiliza para correlacionar los 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 entorno 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 cuarzo-clorita. Más cerca de la zona de falla 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 de Santiago Peak. Esta unidad rocosa contiene brechas andesíticas , flujo, aglomerados y tobas . [3]
La Formación Sespe es la primera que aparece por encima de la gran discordancia y está marcada por lutitas, areniscas y areniscas con guijarros intercaladas. Esta secuencia de estratos indica un origen de abanico aluvial, arroyo serpenteante o arroyo trenzado. [11] Hacia arriba desde la Formación Sespe hacia Vaqueros , los granos se vuelven más finos y los estratos 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 sedimentaria y volcánica mixta cuya base es una discordancia erosiva. [12] La unidad consta de 3 partes: primero es una arenisca conglomerática marina basal, seguida de una capa intermedia predominantemente basáltica de múltiples flujos de lava submarinos y tobas. La parte más joven de esta unidad es una brecha sedimentaria, conglomerado, arenisca y una limolita . Los primeros depósitos del Grupo Topanga parecen reflejar la continuación de un cambio en la línea de costa que se puede ver en las formaciones Sespe y Vaqueros. [13] Las erupciones de uno o más centros volcánicos interrumpieron localmente y temporalmente la sedimentación.
La Formación Puente es una formación marina profunda que se caracteriza por sedimentos prodeltaicos y un sistema de abanicos superpuestos. [7] Esta unidad se encuentra por encima del Grupo Topanga, lo que le da una edad de sedimentación del Mioceno Tardío y se divide en cuatro miembros. El Miembro La Vida es una limolita laminar micácea con cantidades subordinadas de arenisca feldespática de estratos delgados. El siguiente miembro es Soquel, que es una arenisca micácea de estratos gruesos a masivos . También se pueden ver limolitas, conglomerados y brechas intraformacionales localmente abundantes en este miembro. [7] Por encima de Soquel se encuentra el Miembro Yorba. Este miembro es una limolita arenosa que está intercalada con una arenisca de grano fino. El Miembro Sycamore Canyon contiene lentes de conglomerado, arenisca conglomerática y arenisca. La limolita arenosa y las areniscas de grano fino están intercaladas con los tipos de roca 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 hay rocas cementadas con sílice conocidas como porcelanita y lutita porcelanita . [14] Si bien esta formación tiene capas distinguibles, hay muchas capas de lutita, arenisca y lutita que tienen cantidades normales de sílice. [14] Esta secuencia de esta formación indica un entorno marino en alta mar.
La Formación Fernando se divide en dos subfacies conocidas como Miembros Pico y Repetto . Estos miembros representan un cambio distintivo en el entorno deposicional y son de edad 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] El aluvión del Holoceno y los sedimentos cuaternarios es una unidad en gran parte no consolidada y está compuesta principalmente de grava y sedimentos de llanura aluvial. Los sedimentos que marcan la parte superior de la cuenca se pueden encontrar en arroyos/ríos modernos y en la base de las colinas. [4]
La historia de esta cuenca comienza con la subducción de la placa del Pacífico debajo de la placa de América del Norte 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 de 20Ma, la placa de Monterey se adhirió a la placa del Pacífico y siguió el movimiento. Más tarde, la subducción de la placa Pacífico-Monterrey cesó y el margen de la placa se convirtió en un límite de transformación. El límite de transformación de América del Norte/Pacífico-Monterrey comenzó a moverse hacia el norte y creó una extensión de la corteza. Esta ruptura estuvo acompañada por la rotación de las Cordilleras Transversales occidentales. [16] Esta rotación es responsable de la colocación y la orientación noroeste-sureste de la Cuenca de Los Ángeles. [17] A principios del Mioceno, antes de la deposición de Topanga, el alto flujo de calor y la transtensión causaron la extensión de la cuenca. [10] A medida que la corteza se adelgazó, la cuenca comenzó a hundirse por la presión isostática como resultado de grandes cantidades de deposición de sedimentos.
Debido a que la cuenca se encuentra en el límite de las cordilleras Transversal y Peninsular, esta cuenca experimenta tanto tectónica compresiva como de deslizamiento de rumbo. [9] Durante el Plioceno temprano, también identificado como la fase de "Disrupción de la Cuenca", se produjo deformación y plegamiento 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 Whittier y Newport-Inglewood las que han dictado el comportamiento sísmico dentro de la cuenca.
La cuenca de Los Ángeles sigue activa tectónicamente y, como resultado, la región continúa experimentando terremotos. [18] Debido a la cantidad de fallas y extensiones de fallas, la actividad sísmica no se concentra en un área en particular. [9] Las ciudades que se encuentran sobre las zonas de fallas de Newport-Inglewood y Whittier tienen una mayor probabilidad de experimentar actividad sísmica. La región experimenta terremotos que son en su mayoría leves (magnitud ≤2,25). Sin embargo, se han reportado 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 única hebra con ensanchamientos locales (de falla). [10] La zona de falla también está marcada por colinas bajas, escarpes y diez pliegues anticlinales en un patrón escalonado escalonado a la derecha. [19] Está ubicada en la parte suroeste de la cuenca y es un margen de deslizamiento . Hay varios campos petrolíferos que corren paralelos a esta falla.
Esta falla se encuentra en el límite oriental de la cuenca y se fusiona con la falla Elsinore en el cañón del río Santa Ana, una de las ramas superiores de la falla. [10] Esta falla es una falla oblicua derecha inversa. Es más conocida por los campos petrolíferos Whittier, Brea-Olinda y Sansinena. Hay un anticlinal que corre paralelo a la falla Whittier que es evidencia de deformación por compresión durante el Mioceno tardío hasta el Plioceno temprano. El adelgazamiento y el pinzamiento 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 de rocas del Paleoceno con dirección noroeste. [10] Esta característica estructural es importante porque reveló muchas trampas de petróleo y la orientación de los estratos indica la edad de subsidencia en esta parte de la cuenca.
Este anticlinal en particular es la característica subterránea más notable dentro de la cuenca. [20] Los eventos de deformación como la erosión de los bloques de corteza elevados, la iniciación de varias fallas y el desarrollo del canal submarino llevaron a la formación del anticlinal. [10] La iniciación del plegamiento 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 pozos de alquitrán de La Brea son charcas de asfalto estancado que se han encontrado en la superficie de la cuenca. Estas "charcas" 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 se producen casi en su totalidad dentro de los estratos de la secuencia más joven y en áreas que se encuentran dentro o adyacentes a la franja costera. [1] La formación Puente ha demostrado ser el reservorio más notable de petróleo en la cuenca. [21] La razón principal de la gran abundancia de petróleo es que las arenas petrolíferas están bien saturadas dentro de la cuenca. El espesor de estas arenas petrolíferas varía de cientos a 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 petrolero del que se tiene noticia fue descubierto en 1892 en el terreno que actualmente se encuentra debajo del Dodger Stadium . [1] Esta cuenca fue responsable de la mitad de la producción petrolera del estado hasta los años 90. Esto es notable debido al tamaño relativamente pequeño y la juventud de la cuenca. [4] La cuenca tiene actualmente alrededor de 40 campos petrolíferos activos que en conjunto tienen 4.000 pozos en funcionamiento. [4] En 1904, había más de 1.150 pozos solo en la ciudad de Los Ángeles. El espaciamiento reducido y el bombeo continuo de los pozos provocaron que la mayoría de ellos se secaran. Los datos más recientes indican que se produjeron 255 millones de barriles de petróleo en 2013. Esto es una gran disminución de los casi mil millones de barriles por año producidos a fines de la década de 1970. [22]
Los yacimientos petrolíferos incluyen:
