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El estudio de las cuencas sedimentarias representa una contribución fundamental para llegar a entender la evolución geodinámica global. El desarrollo que se ha producido en el intento de estudiar más en profundidad las cuencas sedimentarias viene de la necesidad de obtener un mayor conocimiento del comportamiento geodinámico de la litosfera.
Tipo: Monografías, Ensayos
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Geomorfología Estructural – Subtema 6.3 El Relieve De Las Cuencas Sedimentarias Mtro. Jaime Israel Beltrán Ramírez INTEGRANTES: Herná ndez García Eder Aziel 19130153 González Murillo Brandon Alfredo 19130207 Villegas Zamora Carlos Alberto 19130190 Sánchez Meleros Jesús David 19130200 17 de abril 2021 / 17 de abril 2021
Objetivo El estudio de las cuencas sedimentarias representa una contribución fundamental para llegar a entender la evolución geodinámica global. El desarrollo que se ha producido en el intento de estudiar más en profundidad las cuencas sedimentarias viene de la necesidad de obtener un mayor conocimiento del comportamiento geodinámico de la litosfera.
6.3 El relieve de las cuencas sedimentarias Zona deprimida de la corteza terrestre, generalmente de origen tectónico (por fracturación y hundimiento de un sector de la corteza) donde se produce la acumulación de sedimentos y en la que hay diferentes formas de relieve (campiñas, paramos, cerros, etc.). Ejemplo la Cuenca Sedimentaria del Duero. La persistencia de la depositación puede producir un grado adicional de depresión o subsidencia. Las cuencas sedimentarias, o simplemente cuencas, pueden tener forma de cubeta o de fosa alargada. Si las rocas ricas generadoras de hidrocarburos se combinan con condiciones adecuadas de profundidad y duración de sepultamiento, pueden generarse hidrocarburos en la cuenca. Clasificación de las cuencas sedimentarias. En función de diversos criterios. El estado evolutivo. Naturaleza cortical del sustrato. Si es sobre corteza oceánica o continental. Emplazamiento en relación con los límites de las placas tectónicas. Si es en bordes de placa divergentes, convergentes o en bordes pasivos. Su evolución tectónica. Fuerzas tectónicas de cada cuenca pueden ser muy diferentes.
fracturadas y de difícil reconocimiento La clasificación es, por tanto, teniendo en cuenta las relaciones entre ellas y la dinámica global.
Mecanismos de formación de las cuencas sedimentarias. La tierra está constituida por un corazón caliente (= 1250°C), denso y viscoso (astenosfera), sobre el cual "flota" una corteza fría y ligera (litosfera), formada por placas rígidas y móviles. Estas pueden ser sea ricas en cuarzo y ligeras (placas continentales), sea ricas en óxidos metálicos y densas (placas oceánicas). Cuando se enfrentan dos placas, la más densa pasa por debajo de la más ligera, creando una zona de subducción, como es el caso en los Andes donde la placa oceánica pacífica se hunde por debajo de la placa continental América del Sur. Al hundirse, la placa inferior fusiona en profundidad, dando nacimiento a un magma que sube adentro de la placa superior formando un arco magmático, constituido por plutones profundos (granitos por ejemplo) y volcanes superficiales (arco volcánico) Isostasia Por sus características físicas, las placas obedecen al principio de Arquímedes: cuando se apilan sedimentos sobre una placa, ésta se hunde como un barco cargado, lo que permite la acumulación de más sedimentos. El fenómeno de hundimiento de una placa se llama la subsidencia, mientras que el principio de equilibrio entre la litosfera rígida y la astenosfera viscosa esta llamado isostasia. Adelgazamiento de la corteza Por el contrario, si la placa disminuye de espesor, se levanta, pero dejando una depresión que corresponde a una cuenca sedimentaria. Esta disminución de espesor, siempre de origen tectónico, provoca una subsidencia tectónica, que puede ser debida a un estiramiento (cuencas en extensión), a una desgarra lateral (cuencas de rumbo, también en extensión), 0 al arrastramiento de la parte inferior de la placa por fricción (erosión tectónica), fenómeno recientemente evidenciado en las zonas de subducción.
Contracción térmica Todo cuerpo aumenta de volumen cuando se calienta, y se contracta al enfriarse. Cuando este fenómeno afecta a placas, se habla de subsidencia térmica. Una placa oceánica se forma por la acumulación de lavas emitidas a 1250 ºC por volcanes submarinos. Al enfriarse, la placa disminuye de volumen, y se crea una cuenca oceánica. De la misma manera, cuando se forma una cuenca sedimentaria por estiramiento de una placa continental, la proximidad de la astenosfera caliente calienta la placa, que luego se enfría y se contracta con el tiempo, provocando la subsidencia térmica de la cuenca Flexión de la corteza La subsidencia puede ser debida a la flexión del borde de una placa (subsidencia por flexión), bajo el efecto de un esfuerzo mecánico. Las flexiones más pronunciadas están debidas al sobrepeso de una cadena montañosa en proceso de edificación, dando lugar a depresiones muy subsidentes ligadas a un contexto en compresión, llamadas cuencas de ante-pais. Ocurren también flexiones menos fuertes, debidas a fenómenos de circulación en la astenosfera, circulaciones generalmente ligadas a las zonas de subducción.
Formas topográficas debidas a la erosión de los relieves horizontales Plataformas horizontales: Superficies topográficamente planas cuya estructura está formada por una alternancia de estratos horizontales. Sus bordes están formados por escarpes de erosión, constituidos por una cornisa de rocas resistentes en la parte alta y un talud de rocas menos resistentes en la base. Cerros testigo: la erosión ha seguido actuando sobre plataformas horizontales, dando formas cónicas, rematadas por un resto de estrato horizontal correspondiente a roca dura. Antecerros: la erosión sigue actuando sobre cerro testigo que desaparece, dando una forma cónica donde el estrato de roca dura desaparece.
Se deben bien a la posición que ocupan dentro de la serie sedimentaria, es decir, se originan en las vertientes o laderas de las cuencas sedimentarias en las que ocupan una posición inclinada adaptada a las rocas subyacentes, o bien a la acción de la tectónica. Sobre ellas, también la actuación de la erosión diferencial da lugar a unas formas características muy claras. En los bordes de las cuencas sedimentarias, o en áreas donde la tectónica ha inclinado en una sola dirección las series sedimentarias alternantes de rocas deleznables y resistentes a la erosión, se forman unos relieves monoclinales muy característicos, conocidos en todo el mundo con la palabra castellana de cuestas. Una cuesta se caracteriza por su perfil disimétrico; consta de dos partes bien diferenciadas: el frente y el dorso. El frente de cuesta tiene una gran pendiente y en él se distinguen, a su vez, la cornisa y el talud; la primera se halla modelada sobre roca dura, con pendiente muy fuerte que está en función de la resistencia de la roca y del buzamiento de los estratos; el talud es de menor pendiente e igualmente depende de la dureza de la roca que lo compone y del buzamiento de los estratos. Como en el caso de las superficies aclinales, las monoclinales presentan también formas testigos del retroceso de la cuesta, como son los cerros testigos y los antecerros, debidos a la acción de la erosión diferencial que lleva a cabo la red fluvial que se instala sobre ellos.
volcanismo sin sedimentario. Las fases múltiples de rifting son bastante frecuentes debidas a la reactivación de bloques de falla, de modo que los sedimentos pueden ser parcialmente erosionados y redistribuidos. Los tipos de sedimentos dependen de la posición con respecto a las áreas de aporte terrígeno y a las fajas climáticas. Así, las facies muestran un amplio espectro. Durante la fase temprana de rift las cuencas se sobre-rellenan con sedimentos silicoclásticos fluviales proximales a distales. Luego pasan a un estado de sub-relleno con dominio de depósitos lacustres. En la fase ulterior, de post-rift, los sedimentos cubren áreas más amplias de la cuenca y son mucho más uniformes en sus caracteres. La subsidencia es termal y son comunes los diseños de superposición progradacionales y retrogradacionales. Cuencas de sag intracontinentales Son grandes depresiones corticales que poseen escasa extensión. La subsidencia es lenta y no es lineal, y abarca grandes lapsos de tiempo geológico (200 a 600 Ma). Los principales procesos que controlan la subsidencia prolongada son la contracción termal de la litósfera, la eclogitización de la corteza inferior y/o el stress de intraplaca. La mayoría de estas cuencas posee dos o más fases de desarrollo. Normalmente aparece una inicial de rift y otra (u otras) de sag. Los ambientes de depositación suelen ser continentales (fluviales, lacustres), con ciclos marinos someros. Los cambios climáticos marcados producen diversas facies, como por ejemplo capas de carbonatos, evaporitas, carbón e incluso tillitas. Los rellenos suelen ser bastante espesos (desde varios km a 10 km). Suelen subdividirse en megasecuencias (de 2º orden) generadas por cambios relativos en el nivel del mar. Estos ciclos están constituidos por asociaciones de facies progradacionales y retrogradacionales y cada uno aparece limitado por discordancias mayores. Muchas cuencas poseen cantidades apreciables de hidrocarburos por el amplio desarrollo de los cuerpos de lutitas negras, aparición de trampas estratigráficas,
sellos y profundidades de soterramiento adecuados, junto a una relativamente limitada deformación tectónica. Cuenca de margen continental y de la pendiente continental (desde la plataforma a la emersión y el fondo oceánico) Las típicas cuencas de margen pasivo pueden tener influencia volcánica o carecer de ella. Aparecen posteriormente al desarrollo de los rifts por fragmentación continental y deriva de dichas masas. Suelen ser cubetas segmentadas y poseen amplitud variable. Reciben la influencia de estructuras desarrolladas en el margen de las plataformas, como por ejemplo desarrollo de cuerpos bioconstruidos o intrusiones salinas. Las de tipo Atlántico acumulan una pila potente de sedimentos que son sensibles a los cambios climáticos, de circulación oceánica y en la evolución de los organismos. Las porciones más externas suelen ser hambrientas o con sedimentación lenta. Las sucesiones suelen ser silicoclásticas y con forma de cuña, y registran estilos de depositación progradacionales y retrogradacionales, vinculados con los aportes de sedimentos y con los cambios relativos del nivel del mar. Por su parte, los sedimentos de la pendiente se asocian con fallas activas, registran estructuras de desmoronamiento y diapiros de fango. En el pie del talud, es común el desarrollo de complejos generados por flujos gravitacionales de sedimentos (abanicos y aprons submarinos). Trincheras o fosas oceánicas y cuñas acrecionarias Reciben la acumulación de grandes cantidades de sedimento procedentes del flanco del arco magmático, de la placa oceánica que se subducta e incluso de
El primero de estos estadios se caracteriza por depósitos muy potentes de abanicos submarinos de escasa dimensión, con dominio de sedimentación gruesa, que aparecen cubriendo a sedimentos pelágicos y hemipelágicos. Los abanicos submarinos son alimentados desde distintos puntos del arco magmático vecino. En regiones intra-oceánicas el aporte es esencialmente producido desde el arco magmático, en tanto que en los márgenes continentales también puede haber contribuciones desde áreas positivas vecinas al arco magmático. El estadio siguiente se caracteriza por sedimentación marina somera. Puede haber tanto desarrollo de sedimentos silicoclásticos como carbonáticos. El registro sedimentario está controlado por la subsidencia (que es mayor en el centro de cuenca), el ascenso del prisma acrecionario y el ascenso tectónico del arco magmático. Los depocentros migran hacia el interior marino en una primera etapa, pero luego pueden trasladarse hacia las áreas continentales. Cuencas de trasarco Las cuencas de trasarco (backarc) evolucionan por detrás de un arco magmático. Entre ellas se reconocen dos tipos: cuencas con sustrato de corteza oceánica, por detrás de arcos magmáticos intraoceánicos, y cuencas sobre corteza continental por detrás de un arco magmático ensiálico, pero sin desarrollo de fajas plegadas y corridas.
Muchas de las cuencas de trasarco son extensionales, formadas por procesos de rifting (ciertas etapas andinas) y expansión de fondo oceánico. Otras son no- extensionales y se forman bajo regímenes neutros. Son ejemplos antiguas cuencas oceánicas “atrapadas” durante un proceso de reorganización de placas (mar de Bering, Plataforma de Sunda). Las de trasarco son cuencas profundas y acumulan detritos procedentes esencialmente del arco magmático. Hay depósitos epiclásticos y piroclásticos primarios y reelaborados. Son comunes los flujos y caídas piroclásticos, los depósitos de remoción en masa y las turbiditas volcaniclásticas. Los sedimentos pelágicos y hemipelágicos aumentan su proporción en los estadios más tardíos de la evolución de estas cuencas, sobre todo cuando son oceánicas. Cuenca de retroarco Las cuencas de retroarco son un tipo de cuencas de antepaís. El término cuenca de antepaís (foreland) describe a una depresión que se ubica entre una faja orogénica (un frente tectónico o cinturón plegado y corrido) y un cratón. En las cuencas de retroarco el frente orogénico coincide con la posición del arco magmático. Por tal motivo (al igual que en las de trasarco) se localizan por detrás del arco magmático. Se desarrollan en estado de convergencia, por subducción de la corteza continental que subyace al arco magmático.
de tipo sin-rift. En cambio, la subsidencia tardía está determinada por el efecto de la carga sedimentaria. Las cuencas continentales se rellenan con sedimentos aluviales, fluviales y lacustres, con registro fuertemente asimétrico en los sentidos longitudinal y transversal. Los depocentros suelen migrar a lo largo del margen transcurrente, por lo que la complejidad estructural y de facies sedimentarias es mayor que en las cuencas de rift. La vida de estas cuencas es relativamente corta, de unos pocos millones de años.
Conclusión En conclusión, encontramos que La forma más sencilla del relieve aclinal es la superficie estructural, que es una superficie de topografía llana formada por una capa resistente incluida en una serie sedimentaria subhorizontal. Estas superficies se localizan en los centros de las cuencas sedimentarias recientes. Al alternar capas de series sedimentarias resistentes con capas sedimentarias deleznables, la acción de la erosión diferencial es la que provoca la aparición de una morfología tabular, transformando la anterior superficie estructural. Podemos resumir que el tamaño, mayor o menor, es el que permite diferenciar entre los distintos términos con los que se denominan estas formas de relieve: superficie estructural, páramo, mesa, muela, cerro testigo y antecerro. También encontramos que en general, los plegamientos afectan a una amplia extensión de terreno, por lo que muy rara vez los pliegues aparecen aislados, sino que se presentan agrupados en conjuntos de pliegues de mayor radio, dando lugar a los denominados anticlinorios (si el conjunto adquiere una forma convexa o anticlinal) y sinclinorios (si la forma que presenta es cóncava o de sinclinal). Por último, tenemos que el relieve aclinal se desarrolla en los centros de las cuencas sedimentarias cuyos estratos no se han visto afectados por la tectónica, o si lo han hecho, ha sido muy levemente (niveles horizontales). La forma más sencilla de este relieve es la super1cie estructural. Es una superficie llana formada por una capa resistente en el nivel más externo. Esta puede ser primitiva (superficie horizontal primitiva) aunque la más común es la que está recubierta de otras series de estratos que ha podido ser eliminada por la acción erosiva originando una (superficie estructural derivada). Y el relieve monoclinal aparece en los bordes de las cuencas sedimentarias o en áreas donde la tectónica ha inclinado en una sola dirección las series sedimentarias alternantes de rocas blandas y duras resistentes a la erosión.
