El Mar del Norte forma parte del Océano Atlántico en el norte de Europa . Está situado entre Noruega y Dinamarca al este, Escocia e Inglaterra al oeste, Alemania , los Países Bajos , Bélgica y Francia al sur.
La geología del Mar del Norte describe las características geológicas como canales , fosas y crestas actuales y la historia geológica, la tectónica de placas y los eventos geológicos que los crearon.
Una cuenca geológica es una gran zona baja o depresión. Suele estar por debajo del nivel del mar. Las depresiones suelen formarse por procesos tectónicos que actúan sobre la litosfera , lo que proporciona un "espacio de acomodación" para que se conserven los sedimentos. Las cuencas se forman en una variedad de entornos tectónicos: extensionales, compresivos, de desgarre e intraplaca.
Las cuencas geológicas son uno de los lugares más comunes donde se acumulan sedimentos . El tipo de rocas que se forman allí nos habla del paleoclima del continente . La geología es de interés para los buscadores de petróleo, hidrólogos y paleontólogos . La exploración en el Mar del Norte se inició en mayo de 1964 cuando se perforó el primer pozo y la zona se ha convertido ahora en una de las provincias de hidrocarburos más prolíficas del mundo. [1] Las reservas recuperables totales encontradas hasta la fecha, incluidas las áreas terrestres adyacentes, ascienden a más de 100 mil millones de barriles de petróleo y gas natural . [2]
Geológicamente hablando, el Mar del Norte se divide en cuatro cuencas principales: la del Norte, la del Moray Firth , la Central y la del Sur. Cada una de ellas tiene una larga y compleja historia geológica con desarrollos estratigráficos y estructurales únicos impulsados por eventos tectónicos durante los últimos 400 millones de años. [1] El sistema Paleorift del Mar del Norte del norte, que incluye el foso Viking y el Sogn , es una zona de aproximadamente 150-200 km de ancho de corteza superior extendida con estratos preservados desde el Pre-Triásico hasta el Terciario. Está delimitado por la Plataforma Shetland al oeste y el continente noruego al este. [3]
Los acontecimientos más importantes en la evolución geológica del Mar del Norte se resumen como: [1]
En general, se ha confirmado la estratigrafía y el rifting pre-Triásico [4] [5] por debajo del norte del Mar del Norte, pero se conoce poco y existe poca información concluyente sobre los eventos extensionales del Devónico y el Carbonífero. Si bien la datación precisa y la extensión espacial del estiramiento activo son inciertas, las síntesis estratigráficas recientes sugieren fechas de sin-rift no más jóvenes que el Escita, con una posible iniciación durante el Pérmico tardío o incluso temprano. [6] [7] La siguiente etapa post-rift del Triásico medio al Jurásico temprano es considerablemente más conocida. La subsidencia (aproximadamente nueve intervalos) [8] en el norte del Mar del Norte estuvo acompañada de fallas, que descendieron desde ambos márgenes hacia el actual eje del Graben Viking. [7] Los entornos deposicionales pasan de continentales a marinos, lo que implica que la creación de nuevo espacio de acomodación superó el suministro de sedimentos. Es probable que esto haya sido al menos en parte en respuesta a la subsidencia térmica. [3] El evento de estiramiento del Jurásico tardío-Cretácico temprano también está bien limitado. Los movimientos rotacionales en las principales zonas de fallas que delimitan el Graben Vikingo del norte comenzaron en el Bajociense tardío-Bathoniano temprano y cesaron en el Ryazaniano temprano. [9] [10] [11] Los ambientes deposicionales pasan de la llanura costera y el mar poco profundo en las plataformas y terrazas que bordean el graben Vikingo a un mar más profundo en el interior del sistema de graben. [1] La sucesión del Cretácico-Cenozoico temprano en el norte del Mar del Norte representa en gran medida el relleno posterior al rift, que resulta de la subsidencia en respuesta al enfriamiento litosférico después del evento de estiramiento del Jurásico tardío-Cretácico temprano. [12] [13] La subsidencia terciaria posterior fue segmentada e interrumpida por levantamientos de los flancos de la cuenca, mientras que en el Mioceno temprano toda el área más septentrional del Mar del Norte se elevó y erosionó como resultado de la tectónica compresiva en el Mar de Noruega. [14]
En el norte del Mar del Norte, a pesar de la cantidad sustancial de datos disponibles, nuestra comprensión de los procesos litosféricos que rigen la extensión se basa en gran medida en modelos. La arquitectura y la firma del relleno de sedimentos en el norte del Mar del Norte se pueden analizar en el contexto de tres etapas evolutivas distintas del desarrollo de la cuenca del rift separadas por discordancias geológicas clave. La etapa proto-rift describe el inicio del rift con hundimiento en forma de domo o flexión. Las arquitecturas tabulares que se engrosan a lo largo de fallas relativamente empinadas caracterizan la etapa proto-rift. Luego, durante la etapa principal del rift, se produce un estiramiento y una rotación activos de los bloques de fallas que luego terminan con el desarrollo de la discordancia sin-rift. Las arquitecturas sin-rift pueden ser muy variables según la capacidad del suministro de sedimentos disponible para llenar el alojamiento formado por la rotación y el hundimiento durante esta etapa. Cuando se logra la separación de la corteza, una discordancia de ruptura suele marcar el límite de la relajación térmica suprayacente de la etapa posterior al rift. Durante la etapa posterior al rift, una fase temprana con relleno clástico grueso de la topografía del rift remanente a menudo precede a una ampliación tardía de la cuenca y al relleno con sedimentos de grano fino. [3] Estos procesos se han atribuido a la cizalladura pura [15] (extensión de la corteza y fallas en la corteza superior) y a la cizalladura simple [16] (estiramiento dúctil en la corteza inferior) y a la deformación flexural acoplada por cizalladura simple/cizalladura pura. La respuesta combinada térmica y elástica/isostática de la litosfera a la extensión controla la arquitectura de la corteza y, por lo tanto, la geometría de las cuencas sedimentarias, incluidas las del norte del Mar del Norte. [17]
La etapa de proto-rift se caracteriza a veces por la deposición en una cuenca flexural amplia, de hundimiento lento y con una actividad de fallas menor. Durante esta etapa, la sedimentación está controlada principalmente por el clima y, en entornos marinos, por fluctuaciones relativas del nivel del mar. En otras rifts, el desplazamiento ascendente progresivo, inducido térmicamente, del límite astenosfera - litosfera por las plumas del manto causa el movimiento ascendente gradual de amplios domos de rift que alcanzan sus dimensiones máximas antes o al inicio del estiramiento activo. [3] Las cuencas de proto-rift suelen tener forma de platillo, profundizándose ligeramente hacia el futuro eje del foso, lo que puede dar lugar a grandes sistemas axiales de transporte de sedimentos. [3] [18] El levantamiento domal puede ocurrir simultáneamente con un hundimiento incipiente en diferentes segmentos de una estructura de proto-rift.
La evolución del sistema del delta del Brent en el norte del mar del Norte sigue este modelo. [19] [20] La deposición del grupo Brent se ha acoplado con el crecimiento y la erosión de un domo en el centro del mar del Norte, [21] [22] así como con tectónica no relacionada con domos a lo largo de los márgenes del rift del norte del mar del Norte. [8] Como el levantamiento domal relacionado con el rifting incipiente se asocia comúnmente con el hundimiento en su vecindad, los productos erosivos tienden a acumularse en cuencas deposicionales asociadas que pueden ser un proto-rift, como en el sistema del delta del Brent. [3] En esta situación también se desarrolla una discordancia proto-rift como se ve en las partes sur y central del sistema paleorift donde las estructuras domales se erosionaron profundamente en el Jurásico medio [21] [22] lo que se conoce como la discordancia 'Cimmeriano medio'. [23]
La etapa de rift principal o "sin-rift" describe la fase de estiramiento activo y rotación del bloque de falla. La subsidencia del sin-rift resulta del ajuste elástico/isostático de la corteza debido al estiramiento mecánico de la litosfera. [3] La subsidencia es contrarrestada por el afloramiento de la astenosfera hacia el espacio creado por el estiramiento mecánico y el desplazamiento térmico ascendente del límite astenosfera-litosfera, lo que causa el levantamiento de la zona de rift. [24] [16] [25] El elemento arquitectónico fundamental en muchas cuencas extensionales es el medio foso, formado dentro de las paredes colgantes de las principales fallas que delimitan el rift o de la cuenca intra-rift. La ubicación y el número de los medios fosos están influenciados por la posición de las fallas principales y el ancho de la zona de rift, que depende de la reología , el espesor de la corteza y los factores de estiramiento. [3]
Las geometrías de relleno en forma de cuña y de medio foso caracterizan los eventos de estiramiento tanto del Pérmico-Triásico como del Jurásico tardío en el norte del Mar del Norte, más prominentemente en el área al suroeste del Campo Brent. [23] Esta área muestra un alto grado de variabilidad tridimensional con una mezcla de geometrías de proto-rift y post-rift. Más evidencia de clímax progresivo del foso con patrones estratales divergentes ocurre a lo largo de la falla principal del límite oriental de la Plataforma de las Shetland Orientales. [3] Otro ejemplo de la sucesión del Pérmico-Triásico en la Plataforma de Horda muestra unidades en forma de cuña limitadas por fallas de este período de tiempo. [7] La cantidad de divergencia sugiere tasas máximas de inclinación y clímax del foso durante la deposición de la unidad del Pérmico al Triásico temprano. También se ha interpretado una subetapa de relajación del foso o del foso tardío en la evolución y el relleno del foso de Oslo. [26] Se han interpretado tasas variables de rotación a través de bloques de falla individuales iniciados por subsidencia en el relleno del Jurásico superior a lo largo del Campo Oseberg. Varios máximos rotacionales llevaron a la deposición de unidades en forma de cuña en los flancos en posiciones de muros colgantes, en respuesta al levantamiento crestal del muro inferior y la erosión. Las unidades tabulares intercaladas se depositaron durante períodos de subsidencia tectónica general y rotación menor. Debido a que el relleno sedimentario es una respuesta a este escenario tectónico, se reconoce un patrón de arquitectura sin-rift, aunque puede verse oscurecido por la variación en el suministro de sedimentos y el nivel del mar. [3] En las subcuencas del Jurásico tardío del Mar del Norte septentrional, las unidades sin-rift que se desarrollan en el relleno del muro colgante consisten en unidades basales de areniscas turbidíticas y lutitas suprayacentes que a veces también están cubiertas por areniscas de llanuras costeras y marinas si el suministro de sedimentos es suficiente. [27] Ejemplos de este tipo de arquitectura se ilustran en las principales unidades de rift de Statfjord North y Gyda Fields. [10] El bloque de fallas de Visund y el relleno de Oseberg-Brage son ejemplos de semirrígidos marinos que se encuentran cerca de las zonas centrales o axiales del complejo de rift del norte del Mar del Norte, lejos de las principales áreas del interior y muestran tendencias ascendentes cada vez más profundas hacia las lutitas de cuenca. [3]
La discordancia sin-rift describe la superficie de erosión que bisela los bloques de falla durante el rifting continental. Se desarrolla localmente sobre bloques de falla individuales debido al levantamiento del muro inferior y la descarga litosférica por extensión. [28] [25] La discordancia sin-rift separa el rift de la siguiente etapa post-rift y, con la excepción del terreno fallado, es la característica más pronunciada de las cuencas de rift. Un ejemplo en el norte del Mar del Norte se encuentra en el Campo Snorre, donde su parte crestal estuvo expuesta a la erosión subaérea y subacuática durante gran parte del Jurásico tardío y se ha eliminado hasta 1 km de sedimentos en la parte norte del bloque. [29] Otros bloques de falla en el Mar del Norte, como el bloque de falla Oseberg, tienen cimas redondeadas o planas resultantes de la erosión y la peneplanación hasta el nivel del mar. [3]
La extensión litosférica y la formación de cuencas de rift son seguidas por una subsidencia post-rift que disminuye asintóticamente, causada por la contracción térmica y la relajación de la corteza calentada. Dicha subsidencia térmica generalmente se extiende por unos 100 Ma antes de que se alcance el equilibrio térmico . [3] Este proceso generalmente ocurre en un área más amplia que la subsidencia original del sin-rift, lo que resulta en una morfología de base alargada en forma de platillo y en la superposición de estratos post-rift contra los márgenes de la cuenca, así como sobre la topografía del sin-rift remanente. [30]
Las principales fallas limitantes del sistema de paleorift del norte del Mar del Norte, las zonas de falla de las Shetland del Este y de Oygarden, son ejemplos de dichas zonas de fallas de larga duración. Además, las fallas maestras del Graben Viking que limitan la Plataforma de las Shetland del Este al oeste y la Plataforma de Horda al este actuaron como fallas de hombro frontal durante el rifting de finales del Jurásico y principios del Cretácico. [3] La fase post-rift del Cretácico temprano en el norte del Mar del Norte se caracterizó por un hundimiento lento, con gran parte de la sedimentación acomodada por el relleno de la batimetría del rift anterior. En ese momento, los hombros del rift estaban soportados. [31] Durante el Cretácico superior y el Terciario, los hombros perdieron su soporte, produciendo una cuenca alargada en forma de platillo y una cuenca transversal con forma de "cabeza de novillo".
Las arquitecturas de sedimentos resultantes de la subsidencia post-rift son generalmente mucho más simples que las producidas durante el estiramiento activo. Debido a que la subsidencia máxima ocurre a lo largo del eje del rift, las sucesiones post-rift tienden a tener un carácter de retroceso. Esto se acentúa por una disminución común en el aporte de sedimentos a medida que las cuencas de drenaje se erosionan y pierden su importancia. El paso gradual de sedimentos clásticos gruesos continentales a lutitas marinas poco profundas en la sucesión post-rift del Triásico medio al Jurásico inferior en el norte del Mar del Norte sirve como un buen ejemplo de este modelo. Durante el Cretácico, las áreas de drenaje de bajo relieve se transgreden completamente y el suministro clástico se interrumpe. Se observa un retorno a la sedimentación clástica en el relleno post-rift del Terciario del Mar del Norte que está relacionado con la compactación y la tectónica externa. [3]