Cuenca de antepaís

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 alejan del cinturón montañoso. Las cuencas de antepaís representan un tipo de cuenca de miembros finales, el otro son las cuencas de rift. El espacio para los sedimentos (espacio de acomodación) se proporciona mediante la carga y la flexión descendente para formar cuencas de antepaís, en contraste con las cuencas de rift, donde el espacio de acomodación se genera por la extensión litosférica.

Las cuencas de antepaís se pueden dividir en dos categorías:

• cuencas continentales (Pro), que ocurre en la placa que se subduce o se subtropea durante la colisión de la placa (es decir, el arco exterior del orógeno)
  • Ejemplos incluyen la cuenca del norte de las tierras continentales de Europa, o la cuenca del Ganges de Asia
• Retroarc (Retro) foreland cuencas, que ocurre en el plato que anula durante la convergencia o colisión de la placa (es decir, situado detrás del arco magmático que está vinculado con la subducción de la litosfera oceánica)
  • Ejemplos incluyen las cuencas andinas, o Mesozoico tardío a las cuencas rocosas Cenozoicas de Norteamérica

DeCelles y Giles (1996) ofrecen una definición detallada del sistema de cuencas de antepaís. Los sistemas de cuencas de antepaís comprenden tres propiedades características:

1. Una región de elongate de posibles sedimentos que se forman en la corteza continental entre un cinturón ogénico contraccional y el cratón adyacente, principalmente en respuesta a procesos geodinámicos relacionados con la subducción y el cinturón plegado periférico o retroarco resultante;
2. Consiste en cuatro depozones discretos, denominados como Wedge-top, Foredeep, forebulge y back-bulge depozones (zonas deposicionales) - cuál de estos depozones ocupa una partícula sedimentaria depende de su ubicación en el momento de la deposición, en lugar de su última relación geométrica con el cinturón de empuje;
3. La dimensión longitudinal del sistema de cuencas continentales es aproximadamente igual a la longitud del cinturón plegable, y no incluye sedimentos que se derraman en cuencas oceánicas remanentes o grietas continentales (impactógenos).

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 tectónica activa. Aquí es donde se forman las cuencas piggyback.

La zona de sedimentación más gruesa es la zona de proa 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, se definen 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.

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 la cantidad de modelos probables, así como qué modelo es geológicamente más preciso dentro de una región específica.

La sismicidad determina dónde se producen las zonas activas de actividad sísmica, además de medir los desplazamientos totales de las fallas y el momento en que se inicia la deformación.

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 hacia arriba del abultamiento anterior.

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".

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, por lo general, 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, conocidos como molasa. El relleno de sedimentos dentro de la zona de antepaís actúa como una carga adicional sobre la litosfera continental.

Aunque el grado en el que la litosfera se relaja con el tiempo sigue siendo controvertido, la mayoría de los investigadores 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, 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 punto 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.

Para 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.

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), "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 de la litosfera debajo del cinturón orogénico puede causar en parte el comportamiento de flexión litosférica regional.

Las cuencas de antepaís se consideran cuencas hipotermales (más frías de lo normal), con un gradiente geotérmico y un flujo de calor bajos. Los valores de flujo de calor promedian entre 1 y 2 HFU (40–90 mWm⁻²). La subsidencia rápida puede ser responsable de estos valores bajos.

Con el tiempo, las capas sedimentarias se entierran 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.

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 superficiales, 4) metasomatismo de potasio regional y 5) cementos de dolomita epigenéticos en cuerpos minerales y acuíferos profundos.

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, aproximadamente ⁠1/3⁠, salen de 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.

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.

Bethke y Marshak (1990) afirman que "el agua subterránea que se recarga a gran altitud migra a través del subsuelo en respuesta a su alta energía potencial hacia áreas donde el nivel freático es más bajo".

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.

• Cuenca de Ganges
  • Al sur del Himalaya, en el norte de la India y Pakistán
  • Began para formar hace 65 millones de años durante la colisión de la India y Eurasia
  • Lleno de sucesión sedimentaria más de 12 km de espesor
• Cuenca del Tarim septentrional
  • Pro-extrema al sur del Tian Shan
  • Formado inicialmente durante el Paleozoico tardío, durante el Carbonífero y Devoniano
  • Rejuvenecido durante el Cenozoico como resultado del estrés de campo lejano asociado con la colisión India-Eurasia y el renovado levantamiento del Tian Shan
  • La sección sedimentaria más gruesa está debajo de Kashgar, donde el sedimento cenozoico es de más de 10.000 metros de espesor
• Cuenca del Junggar Sur
  • Retro-extrema al norte del Tian Shan
  • Formado inicialmente durante el Paleozoico tardío y rejuvenecido durante el Cenozoico
  • La sección sedimentaria más gruesa es al oeste de Urumqi, donde el sedimento mesozoico es de más de 8.000 metros de espesor

• Golfo Pérsico
  • Foreland al oeste de las montañas Zagros
  • Etapa infrarroja
  • La parte terrestre de la cuenca abarca partes del Iraq y Kuwait

• Cuenca Alpina del Norte (la cuenca del Molasse)
  • Cuenca continental al norte de los Alpes, en Austria, Suiza, Alemania y Francia.
  • Formado durante el Palaeoceno a Neogene (65.5-2.6 Ma) convergencia y colisión entre Eurasia y la Placa Adriática
  • Las complicaciones surgen en la formación del Rhine Graben

• Cuenca de Po, norte de Italia.
  • Retro-extrema cuenca de los Alpes del Sur Occidental y Central y pro-tierra de los Apeninos del Norte. Se desarrolló a través de fases de extensión seguidas de etapas de compresión. Su arquitectura compresión está sobreimprimida en el marco de extensión heredado.
  • La arquitectura compresión "desarrollada intermitentemente en la parte delantera de dos cadenas de montaña diferentes, los Apeninos del Norte y los Alpes del Sur, convergiendo progresivamente uno hacia el otro".
  • Hubo dos ciclos de extensión: a) Ciclos de extensión pre-robo hacia el este culminando en el Anisian a Carnian (media a temprano Triassic, 247-227 Ma) formación ciclo de la plataforma de carbonato y sistema de cuenca; b) fases de extensión triásico-Liassic relacionadas con la cuenca oceánica Piedmont-Liguria e Ionian. Después de esto se agrandó y profundizó la cuenca máxima con la formación progresiva de las cuencas de carbonato Lombardian, Belluno y Adriático.

• Veneto-Friuli foreland cuenca, una llanura aluvial en el noreste de Italia.
  • Desarrollado como resultado de la superposición de tres sistemas de tierra superpuestas que diferían en la dirección de edad y movimiento tectónico, ya que esta llanura es el territorio de tres cadenas circundantes. Estos son: a) los Dinarides Externos al Este, con Late Palaeocene a las fases principales de deformación del Eoceno Medio; b) los Alpes del Sur del Este al norte, con mayor parte Mioceno de Medio Oriente (17-7 Ma) deformación y movimiento tectónico dirigido al sur; c) los Apeninos del Norte al suroeste, con Plio-Pleisteno-Reformeno
  • Está separado de los Alpes Occidentales Centrales y de su territorio (la cuenca del Po) por las montañas Lessini y Berici y las colinas de Euganei, un bloque de tierra relativamente indeformable.
  • La flexibilidad comenzó en el Cretáceo tardío con una curvatura débil E-ward debido a la acumulación del cinturón de empuje Dinárico externo. Después de dos ciclos principales deposición/flexión: a) el ciclo de Chattian-Langhian (Late Oligocene-Middle Eocene, 28-14 Ma) con una débil curva hacia el norte que alojaba sedimentos principalmente desde el sector axial elevado y erosionado de los Alpes; b) el ciclo Serravallian-Early Messinian (Middleden a Late prominent En el Pliocene-Pleistoceno sólo la parte más sudoccidental (parte sur de la Cuenca del Véneto) se inclinó hacia SW como resultado de la construcción de Apeninos del Norte.

• cuencas adriáticas centrales y meridionales
  • Situado entre Italia y la península Balcana. Incluye la Istria del Mar Adriático, el Promontorio Gargano y la Península Apuliana.
  • Formado por dos orogenias, la orogenia Dinarides (Latest Cretaceous, 75–66 Ma to Eocene, 56–34 Ma) y la orogenia apenina (Mioceno a Pliocene (23–2.6 Ma). Está conectado a la Cuenca Po.

• Cuencas de las Montañas Carpáticas
  • Carpathian Foredeep
    • Continuación de la Cuenca del Molasse Norte alpino a los Cárpatos Occidentales, ubicados en el sur de Polonia y el oeste de Ucrania.
  • East Carpathian Foreland Basin
    • La cuenca continental de los carpatas orientales que se extiende por el sur de Polonia, el oeste de Ucrania, Moldova y Rumania y tiene 800 km de largo. A finales de Mioceno a principios de Plioceno fue un importante proveedor de sedimentos para la Cuenca Daciana y el Mar Negro.
  • Cuenca de Dacian
    • Esta es una cuenca continental por parte de la sección rumana de los Cárpatos Orientales y los Cárpatos del Sur (también en Rumania). Es una cuenca post-colisional que se desarrolló en el Messinian a Pliocene (7–2.6 Ma). Inicialmente la sedimentación de esta cuenca estaba principalmente en una zona preexistente. Posteriormente se extendió hacia el sur sobre la parte norte de la Plataforma Moesiana y una parte de la plataforma de Scythian.

• Cuenca del Ebro
  • Cuenca continental al sur de los Pirineos, en el norte de España
  • Se ha producido una deformación sustancial de la cuenca continental en el norte, ejemplificada por el pliegue y el cinturón de empuje de la provincia catalana occidental. La cuenca es bien conocida por las espectaculares exposiciones de los estratos de sedimentos sin-tectónicos y post-tectónicos debido a la peculiar evolución del drenaje de la cuenca.

• Guadalquivir Cuenca
  • Formado durante el Neogene al norte de la Cordillera Betic (España del Sur), en un sótano herciano.
• Cuenca de Aquitania
  • Retro-extrema al norte de los Pirineos, en el sur de Francia

• Western Canadian Sedimentary Basin
  • Foreland al este de las Montañas Rocosas, Alberta

• Cuencas de tierras altas andinas
  • Caguán-Putumayo Cuenca
  • Cesar-Ranchería Cuenca
  • Llanos Basin
  • Cuenca de Magallanes
  • Cuenca de Marañón
  • Magdalena Medio Valle
  • Cuenca de Neuquén
  • Cuenca de Oriente
  • Cuenca Ucayali
  • Magdalena superior Valle

• Longmen Shan Basin
  • Foreland al este de las montañas Longmen Shan
  • Evolución del pico durante el Triásico a Jurásico
• Urals Foreland
  • Foreland al oeste de las Montañas Urales, en Rusia
  • Formado durante el Paleozoic

• Windermere Supergroup
  • Cuenca del territorio causada por la subducción del océano Iapetus bajo Avalonia
  • Ordovician to Silurian in age
  • Underlies la mayoría de Inglaterra

• Cuenca del interior occidental
  • Foreland al este de la correa orógen Sevier
  • Cubrió la mayoría de los territorios occidentales y centrales del noroeste; Alberta occidental y central; Montana central y oriental; Wyoming; Utah central y oriental; Colorado; Nuevo México central y oriental; Texas occidental; Chihuahua oriental; Coahuila; Durango oriental; Zacatecas septentrionales; Aguascalientes; Guanajuato oriental y central; San Luis Potosí occidental; Querétaro; y todo menos el borde occidental de Michoacán
  • Evolución durante el Cretáceo
  • partes más profundas de la cuenca llenas de la mancos Shale
  • La mayor parte de la Cuenca de Bighorn llena de la Shale Thermopolis
• Cuenca de Apalaches
  • Foreland al oeste de las montañas de los Apalaches, en el este de Estados Unidos
• Bend Arch – Fort Worth Basin
  • Pro-Foreland al este de la banda orógen Ouachita
  • Formado durante el Paleozoic

• Foreland al este de la correa orogénica de los Andes Centrales – La Cuenca del Chaco Sur en el norte de Argentina

• Cuenca de arco trasero
• Región de back-arc
• Cuenca del antebrazo
• Margen pasivo

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