El hundimiento tectónico es el hundimiento de la corteza terrestre a gran escala, en relación con las características de escala de la corteza terrestre o el geoide . [1] El movimiento de las placas de la corteza terrestre y los espacios de acomodación producidos por las fallas [2] provocó hundimientos a gran escala en una variedad de entornos, incluidos márgenes pasivos , aulacógenos , cuencas de antearco , cuencas de antepaís , cuencas intercontinentales y zonas de separación. cuencas . Tres mecanismos son comunes en los entornos tectónicos en los que se produce hundimiento: extensión, enfriamiento y carga. [3] [4]
Cuando la litosfera sufre una extensión horizontal en una falla normal o centro de rifting , la corteza se estirará hasta que se produzca la falla, ya sea por un sistema de fallas normales (que crea horsts y grabens ) o por un sistema de fallas lístricas. Estos sistemas de fallas permiten que la región se estire, al mismo tiempo que disminuyen su espesor. Una corteza más delgada se hunde en relación con una corteza más gruesa y no deformada. [3]
El estiramiento/adelgazamiento de la litosfera durante el rifting da como resultado un estrechamiento regional de la litosfera (la elevación de la superficie superior disminuye mientras que el límite inferior aumenta). La astenosfera subyacente se eleva pasivamente para reemplazar la litosfera del manto adelgazada. Posteriormente, una vez finalizado el período de ruptura/estiramiento, esta astenosfera poco profunda se enfría gradualmente hasta convertirse en la litosfera del manto durante un período de muchas decenas de millones de años. Debido a que la litosfera del manto es más densa que el manto astenosférico, este enfriamiento provoca hundimiento. Este hundimiento gradual debido al enfriamiento se conoce como "hundimiento térmico". [5]
La adición de peso por sedimentación debido a la erosión o procesos orogénicos, o carga, provoca depresión y hundimiento de la corteza. Los sedimentos se acumulan en la elevación más baja posible, en los espacios de alojamiento. La velocidad y la magnitud de la sedimentación controlan la velocidad a la que se produce el hundimiento. [6] Por el contrario, en los procesos orogénicos , la formación de montañas crea una gran carga en la corteza terrestre, provocando depresiones de flexión en la corteza litosférica adyacente . [2]
Estos entornos no son tectónicamente activos, pero aún experimentan hundimientos a gran escala debido a las características tectónicas de la corteza.
Las cuencas intracontinentales son grandes depresiones regionales que son tectónicamente inactivas y no están cerca de ningún límite de placa. [2] Se han introducido múltiples hipótesis para explicar este hundimiento lento y duradero: [2] enfriamiento a largo plazo desde la ruptura de Pangea , interacción de deformación alrededor del borde de la cuenca y dinámica terrestre profunda. La cuenca de Illinois y la cuenca de Michigan son ejemplos de cuencas intracontinentales. A veces se forman extensos pantanos a lo largo de las costas de estas cuencas, lo que lleva al entierro de materia vegetal que luego forma carbón. [7]
El hundimiento tectónico puede ocurrir en estos ambientes a medida que la corteza se adelgaza.
El rifting exitoso forma un centro de expansión [2] similar a una dorsal en medio del océano, que se aleja progresivamente de las costas a medida que se produce la litosfera oceánica. Debido a esta fase inicial de rifting, la corteza en un margen pasivo es más delgada que la corteza adyacente y se hunde para crear un espacio de acomodación. La acumulación de sedimentos no marinos forma abanicos aluviales en el espacio de alojamiento. A medida que avanza la ruptura, se forman sistemas de fallas lístricas y se produce un mayor hundimiento, lo que da como resultado la creación de una cuenca oceánica. Después del cese del rifting, el enfriamiento hace que la corteza se hunda aún más, y la carga de sedimentos provocará un mayor hundimiento tectónico. [3]
Los aulacógenos se producen en fisuras fallidas, donde la corteza continental no se divide por completo. De manera similar al calentamiento de la litosfera que se produce durante la formación de márgenes pasivos, el hundimiento se produce debido al hundimiento de la litosfera calentada a medida que se produce la expansión. Una vez que cesan las fuerzas tensionales, el hundimiento continúa debido al enfriamiento. [2]
El hundimiento tectónico puede ocurrir en estos entornos cuando las placas chocan entre sí o debajo de ellas.
Las cuencas separables tienen subsidencias de corta duración que se forman a partir de fallas transtensionales de rumbo. Las fallas de deslizamiento moderadas crean curvas de liberación por extensión y las paredes opuestas se separan entre sí. Se producen fallas normales, lo que induce hundimientos a pequeña escala en el área, que cesa una vez que la falla deja de propagarse. El enfriamiento se produce después de que la falla no logra propagarse más después del adelgazamiento de la corteza a través de fallas normales. [2] [8]
Las cuencas del antearco se forman en zonas de subducción a medida que el material sedimentario se raspa de la placa oceánica en subducción, formando un prisma de acreción entre la litosfera oceánica en subducción y la placa continental suprayacente. Entre esta cuña y el arco volcánico asociado hay una zona de depresión en el fondo del mar. Pueden ocurrir fallas extensionales debido al movimiento relativo entre el prisma de acreción y el arco volcánico. También pueden influir efectos de enfriamiento anormales debidos a la placa descendente fría y cargada de agua, así como el adelgazamiento de la corteza debido a la capa inferior . [2]
Las cuencas de antepaís son depresiones de flexión creadas por grandes láminas de empuje plegadas que se forman hacia la corteza continental no deformada. Se forman como respuesta isostática a una carga orogénica. El crecimiento de la cuenca está controlado por la migración de carga y las correspondientes tasas de sedimentación. [2] Cuanto más amplia es una cuenca, mayor es la magnitud del hundimiento. El hundimiento aumenta en la cuenca adyacente a medida que la carga migra más hacia el antepaís, provocando hundimiento. El sedimento erosionado por el empuje del pliegue se deposita en la cuenca, con capas que se espesan hacia el cinturón de empuje y capas más delgadas lejos del cinturón de empuje; esta característica se llama hundimiento diferencial. [9]