Clasificación y Evolución de Cuencas Sedimentarias: Tipos y Escenarios Geodinámicos

Tipos de cuencas

Los principales factores que controlan la evolución de las cuencas y base para su clasificación (Ingersoll) son:

• el tipo de sustrato (corteza continental, oceánica, transicional y anómala).
• el tipo de margen de placa tectónica (divergente, convergente o transformante).
• la proximidad al borde de la placa.

Escenarios geodinámicos

1. Escenarios de rift

En regiones donde son dominantes los movimientos de placas divergentes y estructuras extensionales. La subsidencia ocurre como respuesta al adelgazamiento de la corteza, se incrementa debido al deterioro térmico.

2. Escenario orogénico

En regiones donde dominan los movimientos de placas convergentes y estructuras de contracción. La subsidencia ocurre, ante todo, por flexión de la placa relacionada con el consumo de placas y por engrosamiento tectónico local de la corteza.

La subsidencia puede aumentar en ambos casos por carga sedimentaria.

Ejemplos de tipos de cuencas: cuencas de rift, cuencas de desgarre, cuencas de antepaís periférica, prisma miogeoclinal, cuenca remanente, cuenca de antearco, cuenca de antepaís de retroarco, fosa.

Escenarios de rift (Dickinson and Yarborough 1978)

Grupo A

Regímenes divergentes y ruptura incompleta. Cuencas donde la ruptura de los bloques continentales, a lo largo del contacto de las incipientes placas divergentes, es incompleta.

(a) Cuencas de rift y cuencas intracratónicas

Valles rift terrestres son cuencas alargadas que se desarrollan en regímenes divergentes pero también en otros escenarios.

• En los interiores del cratón ausentes de orogénesis: el valle rift oriental de África.
• En zonas intracontinentales relacionadas con colisión: el graben de Rin y el rift de Baikal (impactógenos).
• A lo largo de fallas transformantes: los rifts transtensionales del Mar Muerto y Salton Sea.

Depósitos:

• Fuerte aporte efímero de material grueso desde los cerros judíos (Fandeltas).
• Suministro axial perenne de sedimentos finos en el delta del río Jordán.
• Sedimentación autóctona de aragonito y yeso.

Cuencas intracratónicas: son cuencas de geometría circular formada por rifting intracontinental sobre un basamento continental atenuado. El relleno de la cuenca: los depósitos consisten típicamente en una sucesión estratificada marina somera. Además presenta capas no-marinas localizadas en las áreas marginales, en la base y a techo de la columna. La baja tasa de subsidencia permite una combinación de depósitos clásticos y carbonáticos. Areniscas maduras, bien clasificadas. Ejemplos: la cuenca de Chad, la cuenca paleozoica de Michigan, la cuenca Mar del Norte. La mayoría de estas cuencas se han formado sobre antiguos rifts abandonados.

(b) Aulacógenos

• Los aulacógenos son cuencas alargadas formadas por desprendimiento (rifting) limitadas por fallas, que forman un entrante perpendicular al margen continental adyacente.
• Se desarrollan sobre corteza oceánica o transicional.
• Un aulacógeno representa un brazo abortado de una conjunción triple, por compresión localizada.
• Los dos brazos restantes continúan su evolución hacia una cuenca oceánica.

Actividad tectónica en un aulacógeno:

• En la etapa inicial de gran subsidencia (termotectónica), la actividad de las fallas normales es más significativa.
• Durante las etapas intermedias se forma una flexura descendente debida a la carga de los potentes depósitos, a lo largo de la quilla del aulacógeno, formada cuando la corteza era delgada. Esta subsidencia bascula, hacia adentro, los márgenes por tanto los depósitos tienden a enmascarar las fallas normales.
• En las etapas tardías se producen fallas inversas asociadas a pliegues con basamento en el núcleo (basament-cored fold) y solevantamiento de bloques.

El relleno de la cuenca: los depósitos presentan estratificación parecida a los de una plataforma marina somera pero son mucho más potentes. Predominantemente:

• sedimentos detríticos maduros acarreados desde los bloques adyacentes.
• sedimentos calcáreos formados durante la subsidencia gradual.

Subordinadamente:

• sedimentos clásticos inmaduros, no marinos, localizados en escarpes de las fallas marginales.
• posibles lavas intercaladas en los niveles inferiores (asociada a la extensión inicial).

Ejemplo: el surco de Benue en Nigeria (Aulacógeno mesozoico relacionado con el océano Atlántico). Ejemplos: la cuenca de Anadarko-Ardmore de Oklahoma (aulacógeno paleozoico relacionado con el cinturón orogénico de Ouachita). La bahía del Mississippi (actual).

Grupo B

Cuencas donde la ruptura de los bloques continentales es completa, a lo largo de la junta de las placas (divergentes). La separación llega a hacerse efectiva y entonces se genera corteza oceánica. Comprenden cuatro tipos que pueden formarse siguiendo una secuencia.

(a) Rifts protoceánicos

Cuencas oceánicas incipientes (alargadas) formadas entre dos fragmentos de continente alzados. Se origina en un estrecho cinturón de litosfera oceánica caliente. La sedimentación en la cuenca está aún influenciada por ambos bloques continentales. Ejemplo: Mar Rojo (desde el Neógeno) que es el único proto-océano de la tierra.

Depósitos característicos:

• Evaporitas masivas. Debidas a estrechas entradas de mar o sabkhas.
• Extensos piedemontes clásticos, (red beds) asociados a escarpes de falla sepultados, que deslindan con bloques de fallas basculados.
• Sedimentos (turbiditas) y lavas inter-estratificadas, formados durante la generación de la corteza oceánica ígnea (volcanismo fisural).

(dibujo: etapa proto oceánica que muestra los depósitos de valles de rift terrestres sobre techo de la corteza continental atenuada (cuasi-continental), adyacente a la corteza basáltica engrosada (cuasi-oceánica)

(b) Prisma miogeoclinal

Es una asociación de depósitos desarrollados entre el margen continental y el océano abierto. Comprenden:

• Depósitos de la terraza continental a lo largo del borde del bloque continental y
• Depósitos del rise continental a lo largo del borde de la cuenca oceánica, con un talud continental deficitario (starved) entre medio.

La terraza continental consta de dos componentes:

• la parte inferior clástica (de color naranja), se deposita rápidamente, refleja una tasa de subsidencia inicial alta y alta sedimentación.
• la plataforma (de amarillo). La siguiente deposición es más lenta, con sedimentos parálicos y de plataforma.

Fase clástica basal durante la subsidencia termotectónica inicial de la corteza transicional. La corteza cuasi-continental y cuasi-oceánica integran ahora la corteza transicional.

Terraza y rise continental. Fase madura: el encorvamiento flexural del bloque continental, como respuesta a la carga sedimentaria del rise continental (subsidencia isostática), es predominante.

Los depósitos del rise continental (parte externa del prisma) consisten en turbiditas. Los abanicos submarinos gradan a llanuras abisales de la cuenca oceánica adyacente. El talud continental representa condiciones de sedimentación reducida (starved) consistente en lutitas fisibles que le dan una forma típica de reloj de arena. Ejemplos: el margen oriental de las Américas (Actual). Los Apalaches (En el paleozoico temprano).

(c) Embancamientos continentales

Consisten en un apilamiento por acreción sedimentaria al borde de un margen continental que prograda por el talud. Se originan a partir de un prisma continental cuando el suministro de sedimentos es lo suficiente grande para causar progradación de la costa sobre la corteza oceánica hacia la cuenca oceánica adyacente. Conforman grandes deltas en la desembocadura de rifts fósiles. Los depósitos consisten en una serie de lentejones traslapados con continuidad estratigráfica lateral y variación de facies desde más someras a más profundas. Los espesores máximos alcanzan entre 16 y 18 km. Presenta asociaciones de facies fluvio-deltaicas y costeras que gradan a facies de prodelta y de talud, que a su vez gradan a turbiditas.

Se generan estructuras gravitatorias internas que están relacionadas con los procesos de carga.

• pliegues pseudotectónicos, fallas listricas, y cabalgamientos hacia el mar.
• diapiros de sal derivados de las facies evaporíticas subyacentes protoceánicas.

Ejemplos: la costa del Golfo y el Delta del Níger, son ejemplos modernos.

1. cuencas de subsidencia lenta (Chad) desarrollada sobre corteza continental.
2. Surco de Benue, un aulacógeno del Cretácico.
3. Delta miogeoclinal del Níger, del Terciario.

(d) Cuencas oceánicas nacientes

Son depresiones relativamente anchas y alargadas. Se forman en una etapa mucho más desarrollada que la de rift proto-oceánico. Entre un sistema de dorsal meso-oceánica y el borde de un bloque continental. Se deben a la subsidencia gradual de la corteza oceánica, sobre la cual pueden formarse llanuras abisales de turbiditas.

Modelo de sedimentación oceánica acrecionaria axial:

• ooze carbonático domina en la corteza oceánica sobre la CCD.
• ooze silíceo domina entre en CCD y SCD.
• solo arcilla abisal se acumula bajo SCD.

En la parte superior de los flancos puede haber acumulación de sedimentos calcáreos (pelagitas) inmediatamente por encima del nivel de compensación de carbonatos (CCD). En la parte más baja de los flancos de las dorsales, se agregan a la sucesión pelagitas silíceas y hemipelagitas arcillosas.

Los depósitos:

• en la dorsal se forma corteza oceánica ígnea (ofiolítica) y la cobertera sedimentaria es escasa.
• la cobertera sedimentaria varía en naturaleza y espesor debido a las diferentes elevaciones del fondo oceánico, correspondientes a distintas edades.
• en las amplias cuencas oceánicas, entre las mesodorsales oceánicas y los márgenes continentales, hay turbiditas de llanuras abisales cubriendo o interdigitándose con sedimentos pelágicos o hemipelágicos.

Grupo C

Cuencas donde el efecto rifting se debe a movimientos divergentes localizados en áreas de márgenes de placas convergentes o transcurrentes.

(a) Cuencas transtensionales

Se forman a lo largo de sistemas transformacionales donde se generan depresiones entre los brazos subparalelos de un sistema transcurrente complejo. Estas cuencas se forman entre segmentos de: fallas en echelon, fallas en curvas, fallas de desgarre. Ejemplos típicos son:

• las cuencas pull-apart que son aproximadamente regulares (equant).
• las cuencas de fault wedge que son más alargadas situadas entre fallas ramificadas.
• las cuencas de disipación (releasing bend) al lado de fallas en curvas.

Los depósitos: los depósitos son potentes. La subsidencia rápida puede dar origen a turbiditas de aguas profundas (abanicos submarinos complejos). En algunas cuencas marinas se forma un fondo volcánico. Ejemplos: las cuencas terciarias de California relacionadas con el desarrollo de los márgenes continentales durante el Paleógeno y el Neógeno. Casos modernos son las cuencas profundas en el golfo de California.

(b) Cuencas inter-arco y de tras-arco

Estos tipos de cuencas representan una tectónica extensional localizada, asociada a los sistemas de arco-fosa, donde el movimiento de placas dominante es convergente. Las cuencas de tras arco se forman por la expansión de la región posterior, de un arco islas intra-oceánico. La separación dentro de un arco magmático conduce al desarrollo de corteza oceánica, entre un arco remanente inactivo y el arco frontal donde el magmatismo continúa activo. Pueden haberse iniciado como un graben dentro de estructuras de arco (cuenca de intra-arco). Se originan por el intenso flujo térmico debido a una corriente de convección mantélica.

Primera etapa intra-arco: Como la depresión de Nicaragua a lo largo del tren de arcos de América Central, puede esperarse un relleno de mezcla volcánica y volcanoclástica de origen tanto marino como no marino.

Segunda etapa de separación: Podría estar representada en las Nuevas Hébridas donde se ha desarrollado una cubeta marina profunda, desde la cual emergen grandes volcanes que forman islas.

• La cuenca marginal no experimenta expansión.
• El Mar de Japón presenta dos estructuras de rift principales, con el bloque microcontinental del Yamato Bank entre medio.
• Cuando el arco frontal y el arco remanente se han separado totalmente, los flancos de la cuenca de interarco son escarpes de fallas normales.
• Detrás del arco frontal, donde el magmatismo continúa, el derrame de detritos volcanoclásticos dan forma una gruesa cubierta de sedimentos que enmascaran dicho flanco.
• En el arco remanente por lo general se forma un revestimiento de sedimentos pelágicos.
• En el interior de la cuenca de tras-arco habrá sedimentación pelágica, similar a la de los océanos abiertos, a menos que lleguen eventuales turbiditas desde el arco frontal activo.

En síntesis:

• Las partes interiores de las cuencas de trasarco son similares a otras cuencas oceánicas nacientes, excepto por la relativa proximidad a fuentes de ceniza.
• Los flancos son similares estructuralmente a los márgenes continentales desprendidos (rifted), pero por lo general reciben mucho menos sedimentos.
• Los sedimentos clásticos son notablemente menos maduros.

Escenarios orogénicos

Cuencas relacionadas con el desarrollo de complejos de subducción

A lo largo del flanco de la fosa de un orógeno de arco: fosa oceánica, cuenca de talud y cuenca de antearco.

(1) Fosa Oceánica

El sustrato es la litosfera oceánica de una placa que se consume, el flanco interno de la fosa está señalado por el frente de deformación del complejo de subducción. Un volumen estable de sedimentos representa …un balance dinámico equilibrado entre las tasas de sedimentación y de subsidencia, además de la subducción. Subducción de depósitos oceánicos y erosión por subducción de la placa cabalgante: (B) acreción temporal de sedimentos oceánicos. (C) etapa avanzada de erosión tectónica.

El complejo de subducción es un rasgo tectónico acrecionario de inmensa complejidad estructural.

• En una serie de cuñas traslapadas de estratos deformados (zonas de cabalgamientos imbricados).
• Comprenden una sucesión de sedimentos de la fosa alternados con escamas de corteza oceánica (ofiolitas).

En la fosa se depositan turbiditas que se dispersan sobre pelagitas y otros sedimentos de la corteza oceánica….que ulteriormente se incorporan, como estratos severamente deformados, dentro del complejo de subducción.

Complejo de subducción

A: escamas de corteza oceánica (ofiolita) con delgados paquetes estratificados de pelagitas.

B: mezclas de facies sedimentarias oceánicas (pelágicas) y de fosa (turbiditas).

C: predominantemente facies de fosa.

(2) Cuencas de talud

Es una depresión estructural local desarrollada entre el eje de la fosa y el quiebre del talud. Los sedimentos de dichas cuencas son eventualmente incorporados en el complejo de subducción junto a los sedimentos de la fosa. Un ejemplo actual: donde las tasas de sedimentación son demasiado altas con relación a la tasa de subducción, de tal manera que el complejo de abanicos submarinos y los depósitos de talud asociados, pueden erigirse a por sobre la superficie del complejo de subducción y extenderse directamente hasta la zona de subducción.

(3) Cuenca de antearco

Las cuencas de antearco se forman en el tramo arco-fosa, entre el quiebre del talud y el arco magmático. Se desarrollan fuera de la zona de subducción activa. Los sedimentos no sufren las deformaciones propias del complejo de subducción. Durante su evolución en la cuenca de antearco se produce un solapamiento de los depósitos sobre el arco erosionado, debido a la migración del arco magmático. El borde externo de la cuenca tiende también a desplazarse gradualmente, debido al ensanchamiento del complejo de subducción.

El sustrato por debajo del centro de la cuenca de antearco, se compone de rocas continentales más antiguas que el complejo de subducción y que el arco magmático. Las facies son muy variadas, dependen del alzamiento del umbral de la cuenca en el quiebre del talud. Es decir, de la relación entre la tasa de sedimentación con la tasa de solevantamiento tectónico del quiebre del talud.

Tipos de sedimentos: los sedimentos de las cuencas de antearco incluyen:

• sistemas fluvio-deltaicos y asociaciones costeras.
• depósitos de plataforma y de talud.
• llanuras de cuencas deficitarias.
• asociaciones de abanicos submarinos en variadas proporciones.

Cuencas de antearco: Tumaco, Manabí, Sechuza, Salaverry, Pisco, Arequipa, Arica e Iquique. Ejemplos de cuencas de antearco submarinas.

Cuencas formadas en ambientes de antepaís

Son cuencas pericratónicas adyacentes a los flancos deformados de cinturones orogénicos. Son sistemáticamente asimétricas. Su surco más profundo está adosado al cinturón de fold-thrust, en los flancos de los orógenos adyacentes.

(1) Cuencas de antepaís periféricas

• Están asociadas a cinturones de sutura de un orógeno de colisión.
• Se forman sobre terrenos del bloque continental a medida que este subduce por debajo del cinturón de sutura.

La subsidencia flexural (tectónica) se debe a: (1) a la flexión asociada directamente al consumo de placas, o (2) a la flexión donde el borde continental escurre bajo el complejo de subducción. La carga sedimentaria puede inducir flexión adicional.

• Puede haber aportes de sedimentos desde ambos lados pero son más comunes las cuñas asociadas al lado orogénico.
• Los dispositivos sedimentarios más típicos son los complejos fluvio-deltaicos.
• La producción de capas marinas o no-marinas depende de la relación entre la tasa de subsidencia y la tasa de sedimentación.

Ejemplos: Las cuencas de Arkoma y de Fort Worth adyacentes al cinturón orogénico de Ouachita. Otros ejemplos: Cuenca Molasa, Cuenca Po-adriática.

(2) Cuencas oceánicas remanentes

Cuenca de antepaís que se forma, durante la convergencia oblicua de dos orógenos, en línea con la cuenca periférica. Los sedimentos de las tierras altas no solo se esparcen en la cuenca de antepaís sino que también rebasan axialmente sobre la cuenca oceánica remanente. Ejemplos: Golfo de Bengala actual. Sutura paleozoica entre Norteamérica y África y cuenca remanente del Carbonífero.

(3) Cuencas de antepaís de retro-arco

Se sitúan detrás de un arco magmático de margen continental. Se forman donde los terrenos del bloque continental derivan contra el flanco trasero del orógeno de arco.

• Las cuencas de retro-arco son paralelas a la fosa, al complejo de subducción, el arco volcánico y al cordón batolítico.
• La subsidencia flexural se debe a la carga tectónica en la cadena de pliegues y retro-cabalgamientos en la región de tras-arco, aunque ocurre también subducción parcial.
• La cadena de pliegues y retro-cabalgamientos se desarrolla cuando la corteza, sometida a movimientos de contracción, es suavizada térmicamente.

Ejemplo: las cuencas subandinas cenozoicas al este de los Andes.

(4) Cuencas de antepaís fragmentadas (Broken) y Piggy back

• Simple Molasse Basin
• Complejo: sedimentación acompañada de segmentación. Padan and Adriatic Basin
• Complejo: sedimentación seguido de segmentación into minor basins
• Asociados con piggyback basin
• deformado antes de la sedimentación.

Ejemplo: las cuencas de las Sierras Pampeanas al este de los Andes.