La subsidencia tectónica es el hundimiento de la corteza terrestre a gran escala, en relación con las características de la escala de la corteza o el geoide . [1] El movimiento de las placas de la corteza y los espacios de acomodación producidos por fallas [2] provocaron subsidencia a gran escala en una variedad de entornos, incluidos márgenes pasivos , aulacógenos , cuencas de antearco , cuencas de antepaís , cuencas intercontinentales y cuencas de separación . Tres mecanismos son comunes en los entornos tectónicos en los que ocurre la subsidencia: extensión, enfriamiento y carga. [3] [4]
Cuando la litosfera sufre una extensión horizontal en una falla normal o en un centro de rifting , la corteza se estirará hasta que se produzca una 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 disminuye su espesor. Una corteza más delgada se hunde en relación con una corteza más gruesa y no deformada. [3]
El estiramiento o 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 se eleva). La astenosfera subyacente se eleva pasivamente para reemplazar la litosfera del manto adelgazada. Posteriormente, una vez que termina el período de rifting o estiramiento, esta astenosfera poco profunda se enfría gradualmente y vuelve a convertirse en 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 causa hundimiento. Este hundimiento gradual debido al enfriamiento se conoce como "hundimiento térmico". [5]
La acumulación de peso por sedimentación a partir de procesos erosivos o orogénicos, o por carga, provoca depresión y hundimiento de la corteza. Los sedimentos se acumulan en la elevación más baja posible, en los espacios de acomodación. 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 sobre la corteza terrestre, lo que provoca depresiones por flexión en la corteza litosférica adyacente . [2]
Estos entornos no son tectónicamente activos, pero aún así experimentan hundimientos a gran escala debido a las características tectónicas de la corteza.
Las cuencas intracontinentales son grandes depresiones areales 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 de larga duración: [2] enfriamiento a largo plazo desde la ruptura de Pangea , interacción de la deformación alrededor del borde de la cuenca y dinámica de la tierra profunda. La cuenca de Illinois y la cuenca de Michigan son ejemplos de cuencas intracontinentales. A veces se forman pantanos extensos a lo largo de las costas de estas cuencas, lo que lleva al enterramiento de materia vegetal que luego forma carbón. [7]
En estos entornos puede producirse hundimiento tectónico a medida que la corteza se adelgaza.
El rifting exitoso forma un centro de expansión [2] como una dorsal oceánica, que se aleja progresivamente de las costas a medida que se produce la litosfera oceánica. Debido a esta fase inicial del 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 acomodación. A medida que avanza el rifting, 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 aulacogénicos se producen en grietas fallidas, donde la corteza continental no se divide por completo. De manera similar al calentamiento de la litosfera que ocurre durante la formación de márgenes pasivos, la subsidencia se produce debido al hundimiento de la litosfera calentada a medida que se expande. Una vez que cesan las fuerzas de tensión, la subsidencia continúa debido al enfriamiento. [2]
En estos entornos puede producirse hundimiento tectónico cuando las placas chocan entre sí o debajo de ellas.
Las cuencas de separación presentan subsidencias de corta duración que se forman a partir de fallas transtensionales de rumbo. Las fallas de rumbo moderadas crean curvas de liberación extensional y las paredes opuestas se separan entre sí. Se producen fallas normales, que inducen subsidencias de pequeña escala en el área, que cesa una vez que la falla deja de propagarse. El enfriamiento se produce después de que la falla deja de propagarse después del adelgazamiento de la corteza a través del fallamiento normal. [2] [8]
Las cuencas de antearco se forman en las zonas de subducción a medida que el material sedimentario se desprende de la placa oceánica en subducción, lo que forma un prisma de acreción entre la litosfera oceánica en subducción y la placa continental superior. Entre esta cuña y el arco volcánico asociado hay una zona de depresión en el fondo marino. Puede producirse una falla extensional debido al movimiento relativo entre el prisma de acreción y el arco volcánico. También pueden estar en juego efectos de enfriamiento anormales debido a la placa descendente fría y cargada de agua, así como un adelgazamiento de la corteza debido a la subcapa . [2]
Las cuencas de antepaís son depresiones flexurales creadas por grandes láminas de empuje plegadas que se forman hacia la corteza continental no deformada. Se forman como una respuesta isostática a una carga orogénica. El crecimiento de la cuenca está controlado por la migración de carga y las tasas de sedimentación correspondientes. [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, lo que provoca hundimiento. El sedimento erosionado por el empuje plegada se deposita en la cuenca, con capas que se engrosan hacia la faja de empuje y capas que se adelgazan alejándose de la faja de empuje; esta característica se denomina hundimiento diferencial. [9]