CUENCAS-SEDIMENTARIAS

CUENCAS SEDIMENTARIAS 2015

INDICE

1. OBJETIVOS

2. DEFINICIN DE CUENCA SEDIMENTARIA

3. LOS CONTROLES SOBRE LA ACUMULACIN DE SEDIMENTOS

4. CUENCAS RELACIONADAS CON LA EXTENSIN DE LA LITOSFERA

5. CUENCAS RELACIONADA CON LA SUBDUCCIN

6. CUENCAS RELACIONADOS CON LA CARGA DE LA CORTEZA

7. CUENCAS RELACIONADOS CON LA TECTNICA DE DESGARRE

8. CUENCAS COMPLEJAS E HBRIDOS

9. EL REGISTRO DE LA TECTNICA EN LA ESTRATIGRAFA

10. ANLISIS DE CUENCAS SEDIMENTARIAS

11. EL REGISTRO SEDIMENTARIO

12. CONCLUSIONES

13. BIBLIOGRAFA


CUENCAS SEDIMENTARIAS

1. OBJETIVOS

El objetivo principal de este trabajo de investigacin es el conocer las diferentes cuencas en

el Per

Conocer la clasificacin y tipo de formacin de las cuencas sedimentarias

Encontrar la relacin de la geotectnica con las actuales estructuras del territorio

Conocer el funcionamiento que tiene cada elemento en la formacin de una cuenca

Establecer relaciones entre cada suceso tectnico con las cuencas

2. DEFINICION DE CUENCAS SEDIMENTARIAS

Cuencas sedimentarias son las regiones donde el sedimento se acumula en sucesiones de cientos a

miles de metros de espesor en reas de miles de millones de kilmetros cuadrados. El control que

subyace en la formacin de cuencas sedimentarias es la tectnica de placas y, por tanto, las cuencas

se clasifican normalmente en trminos de su posicin en relacin a la placa tectnica y los procesos

tectnicos. Cada tipo cuenca tiene caractersticas distintivas y las caractersticas de sedimentacin y

la sucesin estratigrfica que se desarrolla en un valle del Rift puede ser vista a ser claramente

diferente de los de una fosa ocenica. Por lo tanto, una sucesin estratigrfica puede interpretarse en

trminos de la tectnica de placas y sita el estudio de las rocas sedimentarias en un contexto ms

amplio. Las rocas sedimentarias en una cuenca proporcionan un registro de la historia tectnica de la

zona. Tambin proporcionan el registro de los efectos de otros controles de deposicin, como el

clima, el nivel de base y aporte de sedimentos.

3. LOS CONTROLES DE LA ACUMULACIN DE SEDIMENTOS

Las cuestiones de cmo y donde el sedimento se conserva tal vez podran haber sido considerados

antes de una discusin de los ambientes de deposicin, porque no todos los ros, lagos, delta, estuario

en es necesariamente un lugar donde los sedimentos se acumulan y forman una sucesin de estratos.

De hecho, la preservacin de los depsitos que finalmente formarn parte del registro sedimentario

en realidad es la excepcin, no la regla. La naturaleza transitoria de la deposicin es ms evidente en

las zonas de montaa.

Los depsitos dejados por los glaciares en retirada hace unos mil aos pueden estar familiarizados

como morrenas laterales y terminales en algunos de nuestros paisajes modernos, sino que se

producen en las zonas que estn sufriendo la erosin, y no sern conservados como caractersticas

glaciales en el registro estratigrfico.

Del mismo modo, el sedimento que actualmente vemos en ros, estuarios, deltas y costas est en su

mayora slo pasa por en su camino hacia el mar abierto donde pueden ser conservadas en el estante

o en los mares profundos.

El concepto de la presente es la clave del pasado, puede ser difcil de aplicar, ya que la mayora de lo

que vemos sucediendo hoy en ambientes modernos de la deposicin no es necesariamente


representativa de eventos que conducen a la formacin de rocas sedimentarias. Por ejemplo, las

corrientes de marea pueden formar barras de arenas cruzada camas en un estuario, pero esas arenas

pueden ser lavados de ida y vuelta por la marea durante milenios, con un poco de material aadido

por el ro, y algunos se traslad hacia el mar.

Para crear un conjunto de estratos de estos procesos, algo ms tiene que suceder, por lo general algn

tipo de cambio en el medio ambiente. En una pequea escala de este puede ser el cambio en la

posicin de un ro por avulsin conduce al abandono del antiguo cauce del ro, o el cambio de una

lnea de la orilla del lago debido a un cambio en el clima que cubre los antiguos depsitos de margen

lago con agua y ms sedimento. Sin embargo, en una escala ms grande es la subsidencia tectnica,

los cambios locales y regionales en la posicin vertical de la corteza, que en ltima instancia permite

que los sedimentos se conviertan como estratos preservados.

3.1 TECTNICA DE LAS CUENCAS SEDIMENTARIAS

La importancia de la subsidencia tectnica como un mecanismo para la creacin de espacio de

alojamiento ya ha sido considerada en el contexto de estratigrafa secuencial (23.1.4), pero hay una

implicacin ms amplia de este proceso. En pocas palabras, sin la tectnica de la creacin de las

reas que son 'mnimos' en la superficie de la Tierra, no habra acumulacin a largo plazo de

sedimentos, no hay rocas sedimentarias y sin estratigrafa tal como la conocemos. Lugares donde se

acumula sedimentos son conocidos como cuencas sedimentarias y pueden variar en tamao desde

unos pocos kilmetros a travs de las cuencas ocenicas que cubren la mitad del planeta.

Una 'cuenca' tambin puede ser un rasgo geomorfolgico, una depresin en forma de cuenco en la

superficie de la tierra que pueden o no ser un lugar donde los sedimentos se acumulan - en geologa

estamos realmente slo preocupados por cuencas que preservan los estratos, y nos proporcionan

nuestro historial de ambientes de depsito a travs de la historia de la Tierra.

Distintas reas de acumulacin de sedimentos fueron reconocidos por los gelogos a finales del siglo

19 y principios del 20. Ellos fueron referidos a continuacin como 'geosinclinales' y definen como

amplias abajo pliegues en la corteza donde sucesiones de estratos fueron preservados primero y,

posteriormente, deformados. Con la llegada de la teora de la placa tectnica el concepto geosinclinal

se convirti en redundante y ahora es convencional para categorizar las cuencas sedimentarias en

funcin de su configuracin tectnica de placas (Ingersoll 1988; Busby & Ingersoll 1995).

3.2 EL CLIMA, EL SUMINISTRO DE SEDIMENTOS Y LOS CONTROLES DE NIVEL DE

BASE

El papel de la tectnica en la creacin del alojamiento para acumular sedimentos es fundamental para

sedimentologa y estratigrafa, pero hay una serie de otros factores que controlan el volumen, tipo y

distribucin de los sedimentos. El clima, la tectnica, geologa lecho de roca y el ocano conexin /

nivel de base, interactan dentro y alrededor de todos los tipos de cuenca sedimentaria para gobernar

el carcter de la sucesin de relleno de cuenca.


Fig. 1 Las facies de yacimientos en las cuencas sedimentarias y sus distribuciones en tres

dimensiones son controlados por factores climticos y tectnicos, la naturaleza de la roca madre

interior y la conexin con los ocanos

Conexin con los ocanos y los cambios del nivel del mar

El papel de los cambios relativos en el nivel del mar ha sido considerado durante la discusin de la

secuencia estratigrfica grafa en el captulo 23. En ambientes marinos poco profundos del nivel del

mar determina directamente la cantidad de alojamientos disponibles para los sedimentos a

acumularse, pero tambin influencias deposicin fluvial y profunda sedimentacin mar. Los cambios

del nivel del mar no necesariamente afectan a todas las cuencas, porque algunos son totalmente

dentro de las masas continentales y no tienen ningn vnculo o intercambio directo de agua con los

ocanos. Estas cuencas de drenaje interno (o cuencas endorreicas) se pueden formar en una variedad

de ambientes tectnicos , principalmente como grietas , cuencas terrestres delanteras y cuencas de

desgarre ( ver ms abajo) . Ellos pueden estar dominadas por las condiciones lacustres, pero en

climas ms ridos procesos fluviales y elicos Dom- inate (Nichols 2005).

Efectos climticos de la intemperie, transporte y deposicin

La importancia del clima como un control de procesos se ha considerado en el contexto de una serie

de diferentes procesos de la superficie y los ambientes deposicionales. Para empezar, los procesos de

meteorizacin se determinan por la disponibilidad de agua y la temperatura: en condiciones clidas y

hmedas ms minerales de arcilla y los iones en suspensin generados, mientras que los ambientes

ms fros forman materiales clsticos ms gruesa. El transporte de sedimentos por el agua, el hielo o

el viento tambin es climticamente controlado, tanto en trminos de la cantidad de agua disponible

y la temperatura. Procesos deposicionales en todos los ambientes continentales y muchos entornos

costeros son sensibles al clima: una comparacin de las lagunas clsticas formados en un ambiente

templado o tropical y una laguna de evaporita formado en un ambiente rido deja en claro la

importancia del clima en la determinacin de facies deposicionales.


Controles Bed rock y topografa en el suministro de sedimentos

Suministro de sedimentos es un factor importante, tanto en trminos de carcter y volumen de

material. es obvio que un delta no puede ser un sitio de deposicin de arena si no hay arena es

suministrada por el ro, y de manera similar una playa no puede formar un cuerpo de foreshore

redondeado si no hay grava disponible para ser depositados all. Un depsito derivado del desgaste y

la erosin de roca basltica tendr un carcter muy diferente a uno derivado de un terreno de piedra

caliza. La naturaleza de todas las facies en todos los ambientes deposicionales se determina en ltima

instancia por el tamao de grano del sedimento disponible, el carcter mineralgico y petrolgico de

los detritus y la qumica del agua. La relacin entre la oferta de sedimentos y el alojamiento fue

considerada en el contexto de los cambios relativos del nivel del mar en el captulo 23, pero el

volumen de suministro de sedimentos tiene un impacto en la naturaleza de todo el relleno de la

cuenca. La disponibilidad de sedimentos se determina principalmente por los controles tectnicos de

elevacin en el interior del pas, pero el clima y el lecho de roca tambin juegan un papel. Si la tasa

de suministro de sedimentos es superior a la tasa de subsidencia tectnica, la cuenca se llena (se llena

en exceso) y la facies sern de caracter superficial o continental. Una alimentacin baja en

comparacin con los resultados de la tasa subsidencia en una cuenca que est sin rellenar o muerto

de hambre: en una marina establecer estas cuencas se acumularse principalmente facies de aguas

profundas. Cuencas continentales que son infra exposicin puede terminar por debajo del nivel del

mar (por ejemplo, el Mar Muerto, Jordania y Death Valley, EE.UU.).

3.3 CLASIFICACIN TECTNICA ENTORNO DE LAS CUENCAS SEDIMENTARIAS

El movimiento de las placas tectnicas resultados en los cinturones de montaa donde dos reas de la

corteza continental chocan, zonas de subduccin con arcos volcnicos asociados donde la corteza

ocenica se consume en los mrgenes de placas, los ocanos se forman en lugares donde las placas se

estn separando y las principales zonas de fallas donde las placas se mueven ms all de nosotros

otra. Todas estas diferentes configuraciones tectnicas son tambin reas donde pueda acumularse

sedimentos, y en un nivel simple tres configuraciones principales de la formacin de la cuenca

pueden ser reconocidos:

1- cuencas asociados con la extensin regional dentro y entre las placas.

2 -cuencas relacionadas con los lmites de placas convergentes.

3 -cuencas asociadas al desgarre en lmites de placas.

En la siguiente discusin los principales tipos de cuenca y las transiciones entre ellos se consideran

en trminos de la configuracin tectnica de placas. Un conocimiento elemental de las placas

tectnicas y los procesos de la naturaleza de la litosfera continental y ocenica se supone, como es la

comprensin de la terminologa bsica de la geologa estructural. Un examen ms detallado de la

configuracin tectnica de ambas cuencas moderno y antiguo indica que al menos 20 tipos pueden

ser reconocidos. Adems existen formas hbridas debido a la complejidad de los procesos tectnicos

de placas, por ejemplo, cuando la extensin de la corteza es oblicua y cuencas resultantes tienen

caractersticas tanto de una ruptura y un entorno de desgarre.

4. CUENCAS RELACIONADAS CON LA EXTENCION DE LA LITOSFERA

El movimiento de las placas tectnicas se traduce en algunas zonas donde la litosfera est bajo

extensin y otros lugares en los que se encuentra bajo compresin. Estrs horizontal dentro de la

corteza continental provoca la rotura frgil en las capas superficiales mientras que el estiramiento se


aloja por el flujo dctil en la parte inferior de la litosfera. En las primeras etapas de esta extensin,

grietas se forman y son tpicamente sitios de sedimentacin continental. Si el estiramiento contina,

la litosfera continental puede romperse por completo y la inyeccin de magmas baslticos resultados

en la formacin de nueva corteza ocenica dentro de la zona de extensin.

'El canal proto-ocenico' y es la primera etapa en el inicio de una cuenca ocenica: los flancos

remanentes de la grieta se convierten en los mrgenes pasivos de la cuenca del ocano mientras se

desarrolla. Sin embargo, no todos extensin de la corteza sigue el mismo camino: pueden existir

cuencas de rift continental durante largos perodos sin hacer la grieta a la deriva transicin de formar

una cuenca ocenica, especialmente si la fuerza motriz de los fundidos de extensin.

Un ambiente tectnico, donde se produce la extensin de la litosfera se asocia con un "punto

caliente", un rea de aumento del flujo de calor en la corteza generada por penachos trmicos en el

manto. La ruptura de la litosfera continental sobre un penacho crea tres ramas brecha 'que

posteriormente se convirti en una zona de hundimientos intracratnico

No toda la extensin de la litosfera est relacionada con los puntos calientes y la formacin de

nuevas cuencas ocenicas. Las reas de la corteza engrosada y alto flujo de calor debido a la

surgencia astenosfrica, como el Basin and Range proveniente del oeste de EE.UU., son tambin las

regiones de desarrollo de la cuenca rift generalizada como la capa superior de la corteza responde a

la gota de resina. Por otra parte, en los sistemas de arco de trinchera las fuerzas tectnicas locales

llevan a la dislocacin de la corteza y la formacin de intra-arco y posterior cuencas consiguiente

retroarco debido a la extensin

4.1 CUENCAS RIFT

En las regiones de extensin fracturas de la corteza continental para producir grietas, que son valles

estructurales obligado por fallas extensionales (normales) (Leeder 1995). El eje de la grieta se

encuentra ms o menos perpendicular a la direccin de la tensin. Las cuadras por-falla se conocen

como graben y las zonas-up criticado como horsts. Los fallos de delimitacin puede ser plana o

lstrico, y si el desplazamiento es mayor en un lado que formar valles asimtricos se refiere como

medio-graben. La debilidad estructural en el flujo de la corteza y la alta temperatura asociada con

dislocacin puede dar lugar a la actividad volcnica. Uplift en los flancos de grietas debido a alto

flujo de calor regional y el efecto de los movimientos relativos de las fallas rift-delimitadores crea

fuentes de sedimentos locales de los valles de rift.

Los controles de la sedimentacin en los valles de rift son una combinacin de factores tectnicos

que determinan el relieve flanco fisura y por lo tanto la disponibilidad de material, as como las vas

de sedimentos en la cuenca, y el clima, que influye en la intemperie, la disponibilidad de agua para el

transporte y facies de la cuenca del rift( Nichols & Uttamo 2005 ) .

La conexin a los ocanos tambin es importante. Death Valley, California, es una fosa tectnica

juicio la terrestre, aislado del mar y tiene un clima rido, de tal manera que los ambientes de abanico

aluvial, dunas del desierto y por evaporacin del lago son dominantes. Por el contrario, el Golfo de

Corinto, Grecia, es una grieta martima y es el sitio de fan - delta y depsitos clsticos marinos

profundos ( Leeder y Gawthorpe 1987 ) . Cuencas extensionales con bajo suministro clstica pueden

ser sitios de deposicin carbonatada .Los patrones de sedimentacin en divisiones evolucionan a

medida que se profundizan las cuencas, las cuencas separadas se combinan y vnculos con el mbito

marino establecido (Gawthorpe y Leeder 2000).


Fig. 3 valles del Rift se caracterizan por empinadas laderas formadas por las fallas extensionales que

forman la cuenca (Valle del Rift del este africano).

4.2 CUENCAS INTRACRATNICA

Las reas de subsidencia amplio dentro de un bloque continental (cratn) de distancia de los

mrgenes de placas o regiones de Geny oro- son conocidas como cuencas intracratnicas (Klein

1995). La corteza cratnico es tpicamente antiguo, y con bajo relieve: el rea puede ser muy grande,

pero la cantidad de subsidencia es baja y la tasa es muy lento. El mecanismo de la subsidencia vara

entre las diferentes cuencas, ya que algunos estn aparentemente relacionados con antecedente

episodios de rifting, mientras que otros no lo son. Tras el cese de rifting dentro de la corteza

continental se produce un cambio en el rgimen trmico de la zona. Cuando se extiende la corteza

continental que se adelgaza y esto trae material del manto ms caliente cerca de la superficie. Las

grietas son, por tanto, las reas de flujo de calor de alta, un gradiente geotrmico alto (tasa de cambio

de temperatura con la profundidad). Cuando rifting detiene gradiente la geotrmica se reduce y la

corteza en la regin de la grieta comienza a enfriarse, el contrato y el fregadero resultando en la

subsidencia trmica. Las cuencas intracratnicas que aparentemente no tienen antecedentes grieta

precursor tambin pueden ser producto de subsidencia trmica. Las irregularidades en la distribucin

de la temperatura dentro de la capa asociado con placas de la corteza fra relicta de las zonas de

subduccin largo extintas crean reas donde hay movimiento a la baja. Las reas cratnicas

anteriores estas zonas pueden estar sujetos a hundimientos y la formacin de una amplia cuenca,

poco profunda.

Los sedimentos fluviales y lacustres se encuentran comnmente en las cuencas intracratnicas,

aunque la inundacin de un ocano adyacente puede resultar en un amplio mar epi-continental. Las

cuencas intracratnicas en entornos totalmente continentales son muy sensibles a las fluctuaciones

del clima como el aumento de la temperatura podra subir las tasas de evaporacin en lagos y reducir

el nivel de agua en un rea amplia.

Fig. 2 Las cuencas Rift se forman por

extensin en la corteza continental: los

sedimentos se suministra desde los

flancos de la grieta o tambin puede ser

trado por los ros que fluyen a lo largo

del eje de la grieta


Fig. 4 Las cuencas intracratnicas son amplias

regiones de subsidencia de la corteza continental:

son tpicamente cuencas amplias y poco

profundas.

4.3 COMEDEROS PROTO- OCENICAS: LA TRANSICIN DE LA RUPTURA DE

OCANO

Extensin continuada dentro de la corteza continental conduce a un adelgazamiento y ruptura

completa posible. Magmas baslticos suben a la superficie en el eje de la grieta y comienzan a

formar nueva corteza ocenica. Donde hay una delgada franja de corteza basltica entre dos mitades

de un sistema de rift la cuenca se llama un canal proto- ocenica (Leeder 1995). La cuenca ser total

o parcialmente inundada por el agua de mar para el momento se ha producido esta cantidad de

extensin y el canal tiene la forma de una va martima estrecha entre los bloques continentales.

Suministro de sedimentos a esta va martima proviene de los flancos del canal , que todava ser

relativamente levantada . Los ros se alimentan de sedimentos de zonas de la plataforma y en aguas

profundas en el eje de la vaguada como corrientes de turbidez. La conexin con el ocano abierto

puede ser intermitente durante la etapa temprana de la formacin de las cuencas y en zonas ridas

con altas tasas de evaporacin de la cuenca puede peridicamente desecar. Evaporitas pueden formar

parte de la sucesin en estas circunstancias y esta fase de desarrollo de la cuenca puede ser

reconocida por camas de yeso o halita en la parte inferior de una sucesin margen pasivo.

Fig. 5 Con la extensin continuada en una grieta, los adelgaza litosfera y la corteza ocenica comienza a

formarse en una depresin proto-ocenica, donde se produce la sedimentacin en un entorno marino.

4.4 MRGENES PASIVOS

Las regiones de la corteza continental y la transicin a la corteza ocenica a lo largo de los bordes de

la difusin de los ocanos cuencas son conocidas como mrgenes pasivos. El trmino

"Pasiva" se utiliza en este sentido como lo opuesto a las mrgenes "activas" entre ocanos y

continentes donde est ocurriendo la subduccin. La corteza continental se adelgaza comnmente en

esta regin y puede haber una zona de la corteza de transicin antes de que se encontr con la corteza


ocenica totalmente de la cuenca del ocano. Forma una costra transitoria de magmas baslticos

inyectables en la corteza continental en una zona difusa medida que se desarrolla una depresin

proto-ocenico. La subsidencia del margen pasivo es debido principalmente a la continua

enfriamiento de la litosfera como la fuente de calor del centro de difusin se convierte en ms lejos,

aumentado por la carga en la corteza debido a la pila de sedimento que se acumula (Einsele 2000).

Morfolgicamente el margen pasivo es la plataforma continental y la pendiente (Fig. 11.1) y el

suministro de sedimentos clsticos est en gran parte de la superficie terrestre continental adyacente.

El patrn de clima, topografa y drenaje en el continente, por lo tanto determina la naturaleza y el

volumen de material suministrado a la plataforma. Junto a las zonas desrticas del suministro clstico

es baja, y el margen ser un margen de hambre, experimentando una tasa de sedimentacin clstica

baja. Por el contrario, un sistema fluvial grande puede llevar grandes cantidades de detritus y

construir una gran cua deltaica de sedimento en el margen. En ausencia de suministro detrtico

terrgeno, la plataforma puede ser el sitio de la acumulacin de grandes cantidades de sedimento de

carbonato biognico, aunque el volumen y carcter del material sern determinados por el clima

local.

Mrgenes pasivos son reas importantes de la acumulacin de ambos carbonato y sedimentos

clsticos: pueden extenderse a lo largo de decenas a cientos de miles de kilmetros cuadrados y

desarrollar espesores de muchos miles de metros. Ellos tambin son reas que son sensibles a los

efectos de los cambios en el nivel del mar eustticas porque la mayora de la deposicin ocurre en

profundidades de agua de hasta 100 m. Las fluctuaciones del nivel del mar de decenas de metros

resultan en cambios significativos en los patrones de sedimentacin en mrgenes pasivos y los

efectos de un aumento del nivel del mar o cada puede ser correlacionado a grandes distancias en un

ambiente de margen pasivo.

Fig. 6 Una cuenca ocenica est flanqueada por corteza continental adelgazada, que desaparece para formar

mrgenes pasivos a la cuenca del ocano.

4.5 CUENCAS OCENICAS

Corteza basltica formada en las dorsales ocenicas est caliente y relativamente boyante. Como la

cuenca crece en tamao por nuevas magmas creadas a lo largo de los cantos de extensin, la corteza

ms vieja se aleja del calor dorsal ocenica. De enfriamiento de la corteza aumenta su densidad y

disminuye la flotabilidad relativa, as como la corteza se aleja de las crestas, se hunde. Dorsales

ocenicas son normalmente a profundidades de alrededor de 2.500 m. La profundidad de la cuenca

del ocano aumenta lejos de las crestas a entre 4.000 y

5000 m, donde la corteza basltica es vieja y fresca.


El fondo del ocano no es una superficie plana. Las dorsales ocenicas tienden a ser irregulares,

compensado por fallas transformantes que crean algunas zonas de topografa local. Volcanes aislados

y cadenas lineales de actividad volcnica relacionados con puntos de acceso (plumas del manto),

tales como la forma islas hawaianas sumergidos montajes de mar o islas expuestas. Adems de la

formacin de rocas volcnicas en estas reas, el entorno de aguas poco profundas puede ser un lugar

de produccin carbonato y la formacin de los arrecifes. En las partes ms profundas de la

sedimentacin de las cuencas ocenicas es principalmente pelgico, que consta de detritus y arcillas

biognica de grano fino. Ms cerca de los bordes de las cuencas materiales clsticos terrgenos puede

depositado como turbiditas.

4.6 LOSAS CABALGADAS

La mayora corteza ocenica se hunde en los mrgenes de placa destructivos, pero hay circunstancias

en las que las losas de la corteza ocenica se cabalgadas arriba sobre la placa imperiosa de mentir en

la parte superior de la corteza continental ocenico u otro. Los afloramientos de la corteza ocenica

se conserva en estas situaciones se conocen como ofiolitos (Gass 1982). Ofiolitas pueden representar

la sucesin estratigrfica formado en una cuenca ocenica o el relleno de una cuenca tras-arco. Hasta

la perforacin en los ocanos profundos convirti posibles complejos ofioliticos como siempre la

nica evidencia tangible de la corteza ocenica y de aguas profundos sedimentos. Una Suite de

ofiolitas consiste en rocas intrusivas bsicas y ultrabsicas de la corteza inferior ocenica (peridotitas

y gabros), un enjambre de diques dolerita que representa a los alimentadores a las lavas

almohadilladas baslticas que se formaron en el suelo marino. Las lavas son cubiertas por

sedimentos del fondo del ocano depositados en o cerca del centro de difusin. Si expansin del

fondo ocenico se produjo por encima del CCD estos sedimentos habran sido mocos calcreos,

preservados como calizas pelgicas de grano fino. Arcillas rojas y mocos silceas depositadas debajo

de la CCD se litifican para formar lutitas rojas y slex. Las concentraciones de minerales metalferos

son comunes, formado como depsitos hidrotermales cerca de los respiraderos volcnicos.

5. CUENCAS RELACIONADOS CON SUBDUCCION

En los mrgenes de placas convergentes que implican litosfera ocenica de subduccin ocurre . La

placa ocenica subducente desciende en el manto por debajo de la placa superior, que puede ser una

pieza ms de la litosfera ocenica o un margen continental. Como la placa subducente dobla para

entrar en la zona de subduccin de un canal se crea en el contacto entre las dos placas: esta es la fosa

ocenica. La losa descendente se calienta a medida que avanza hacia abajo y parcialmente fundidos.

Los magmas generados subida a la superficie a travs de la placa superior para crear una lnea de

volcanes, un arco volcnico. Los magmas comienzan a formarse cuando la losa subducente alcanza

90 a 150 km de profundidad.

Sistemas de Arc-trench son regiones de placa de convergencia, sin embargo, la placa superior de un

arco activa deben estar en la extensin para que los magmas que llegan a la superficie y generan

actividad volcnica. La cantidad de extensin se rige por las tasas relativas de convergencia de placas

y subduccin y esto a su vez est influida por el ngulo de subduccin. Si el ngulo de subduccin es

empinada entonces la convergencia es ms lenta que la subduccin en la trinchera, la placa superior

es en extensin neta y se forma una cuenca retroarco extensional (Dickinson 1980). Steep

subduccin se produce si la placa subducente consta de edad, fro corteza. Sin embargo, no todas las

reas estn bajo retroarco extensin: algunos son "neutral" y otros son sitios de la formacin de una

cuenca a la flexin debido a los movimientos de empuje en los mrgenes del macizo arco (cuencas

de retroarco).


Fig. 7 Se forma un sistema de arco de trinchera, donde la corteza ocenica es subducida en una fosa ocenica

y el magma libera placa subducente en profundidad, que se eleva para formar un arco volcnico. El sedimento

se puede acumular en la zanja, en la cuenca antearco entre la zanja y el arco y en la regin detrs del arco

llama una cuenca trasarco si hay hundimiento debido a la extensin.

Fig. 8 Los sistemas de Arco-trinchera incluyen cadenas de volcanes que forman el arco.

5.1 TRINCHERAS

Fosas ocenicas son alargadas, ligeramente curvada depresiones que se forman cuando una placa

ocenica se dobla cuando entra en una zona de subduccin. El margen interior de la zanja se forma

por el borde anterior de la placa superior del sistema de arco zanja. Los fondos de trincheras

modernas son de hasta 10.000 m bajo el nivel del mar, dos veces tan profundo como la batimetra

promedio de los fondos ocenicos. Tambin son estrechas, a veces tan poco como

5 kilmetros de ancho, aunque pueden estar a miles de kilmetros de largo. Las zanjas formadas a lo

largo de los mrgenes flanqueados por corteza continental tienden a estar lleno de sedimentos

derivados de las reas terrestres adyacentes. Trincheras Intra-ocenicas a menudo privadas de

sedimentos debido a las nicas fuentes de material, aparte de depsitos pelgicas son las islas del

arco volcnico. Trans-portuaria de material grueso en trincheras es por flujos de masas,

especialmente las corrientes de turbidez que pueden derivarse para las largas distancias a lo largo del

eje de la zanja (Underwood & Moore 1995).


Fig. 9 Las cuencas de antearco, trincheras y cuencas retroarco extensionales son suministrados por el material

volcanoclstica del arco adyacente y tambin pueden recibir detritos derivados continentalmente si la placa

principal es la corteza continental.

5.2 COMPLEJOS DE ACRECIN

Los estratos acumulada en la corteza ocenica y en una zanja no necesariamente subducted junto con

la corteza a un lmite de placa destructivos. Los sedimentos pueden ser raspadas, total o parcialmente

fuera de la subducente plato y acrecentar en el borde delantero de la placa superior para formar un

complejo de acrecin o accretion- prisma aria. Estos prismas o cuas de sedimentos ocenicos y

trincheras se desarrollan mejor cuando hay gruesas sucesiones de sedimentos en la zanja (Einsele

2000). Una placa en subduccin puede ser pensado como una cinta transportadora llevar depsitos de

la cuenca del ocano, principalmente sedimentos pelgicos y turbiditas, hasta el borde de la placa

superior. En algunos lugares, este sedimento es car- Ried abajo de la zona de subduccin, pero en

otros se cort como un paquete de estratos que se acrecin luego a la placa superior

5.3 CUENCAS ANTEARCO

El margen interior de una cuenca antearco es el borde del arco volcnico y el lmite exterior del

complejo de acrecin formado en el borde delantero de la placa superior. Por consiguiente, la

anchura de una cuenca antearco ser determinado por las dimensiones de la brecha de arco zanja, que

es a su vez determinada por el ngulo de subduccin. La cuenca puede ser sustentada por cualquiera

de corteza ocenica o una margen continental (Dickinson 1995). El espesor de los sedimentos que se

pueden acumular en un entorno de arco Foremost est parcialmente controlado por la altura del

complejo de acrecin: si esto es cerca del nivel del mar de la cuenca antearco tambin puede llenar a

ese nivel. El hundimiento en la regin antearco se debe nicamente a la carga sedimentaria. La

principal fuente de sedimentos a la cuenca es el arco volcnico y, si el arco se encuentra en la corteza

continental, el interior de las rocas continentales. Los arcos intraocenicos son comnmente privadas

de sedimentos debido a que la cadena volcnica de la isla de arco es la nica fuente de detritus,

aparte de sedimentos pelgicos. Dada suministro suficiente de un sucesin antearco la cuenca

consistir en profundas depsitos de agua en la base, somerizacin hasta poco profundas del mar,

deltaica y sedimentos fluviales en la parte superior (Macdonald y Butterworth 1990)

5.4 CUENCAS DE TRASARCO

Cuencas extensionales retroarco forman donde el ngulo de subduccin de la placa subducente es

empinada y la tasa de subduccin es mayor que la velocidad de la placa de convergencia. Rifting se

produce en la regin del arco volcnico donde la corteza es ms caliente y ms dbil. En este una

etapa forma " las cuencas intra-arco", una cuenca extensional transitoria que se une a ambos lados

por volcanes activos y es el sitio de acumulacin de sedimentos, principalmente derivada


volcnicamente. Con una mayor extensin del arco por completo se divide en dos partes, un arco

activo con vulcanismo continuacin ms cerca de la zona de subduccin y un arco remanente. A

medida que contina la divergencia entre el remanente y arcos activos se forma un nuevo centro de

expansin para generar corteza basltica entre los dos. Esta cuenca trasarco sigue creciendo

extendiendo hasta renovada rifting en el arco activa conduce a la formacin de una nueva lnea de

extensin ms cerca de la zanja. Una vez que se forma una nueva cuenca trasarco el ms viejo se

abandona. La vida til de estas cuencas es relativamente corto: en las cuencas del Pacfico

Occidental Cenozoico trasarco han existido por alrededor de 20 Myr entre la formacin y el

abandono. Cuencas extensionales retroarco pueden formarse en cualquiera de las placas ocenicas

nentales o continentes (Marsaglia 1995). La principal fuente de sedimentos en una cuenca trasarco

formado en una placa ocenica ser el arco volcnico activo. Una vez que el arco remanente se

erosiona hasta el nivel del mar contribuye poco ms detritus. Los ms abundantes suministros esn

disponible si hay corteza continental en uno o ambos lados de la cuenca. Las cuencas de trasarco

suelen comprender llenos, que contiene principalmente de sedimentos de aguas profundas de origen

pelgico. Fig. 10 Los sedimentos depositados en una fosa

ocenica incluye tanto material derivado de la placa

y pelgicos material de primer orden. A medida

subduccin avanza los sedimentos raspan la placa

subducente para formar un prisma de acrecin de

material sedimentario deformado.

6. CUENCAS RELACIONADAS CON LA CARGA DE LA CORTEZA

Cuando una cuenca ocenica se cierra por completo con la eliminacin total de la corteza ocenica

de subduccin las dos mrgenes continentales finalmente convergen. Cuando dos placas

continentales convergen subduccin no se produce debido a que el grueso, de baja densidad litosfera

continental es demasiado boyante para ser subducida. Colisin de las placas implica un

engrosamiento de la litosfera y la creacin de un cinturn orognico, un cinturn montaosas

formado por la colisin de placas. Los Alpes han formado por el cierre del Ocano Tetis como frica

se ha movido hacia el norte con respecto a Europa, y el Himalaya (Fig. 24.11) son el resultado de una

serie de colisiones relacionadas con el movimiento hacia el norte de la India. Los bordes de las dos

mrgenes continentales que colisionan son propensos a ser adelgazada, mrgenes pasivos El

acortamiento aumenta inicialmente la litosfera espesor hasta valores "normales" antes de que

overthickens. Como la corteza espesa que sufre una deformacin, con metamorfismo ocurre en las

partes bajas de la corteza y el movimiento de material hacia el exterior desde el ncleo de la correa

orognica largo de las principales planos de falla. En los niveles ms superficiales de la cinta de

montaa, las fallas de bajo ngulo (empujes) tambin se mueven roca hacia el exterior, lejos del

centro de la correa. Esta combinacin de movimientos de la tectnica de piel gruesa (que implica

fallas que se extienden profundamente en la corteza) y la tectnica de piel fina (fallas de empuje

superficiales) las transferencias de masas lateralmente y resulta en una carga de la corteza adyacente

a la cinta de montaa. Esta corteza de carga da como resultado la formacin de una cuenca de

antepas 'perifrica'.

La corteza de carga tambin puede ocurrir en configuraciones distintas de la colisin entre dos

bloques de la corteza continental. Con los ajustes de convergencia ocano-continente, acortando en

la placa continental de primer orden y subduction- magmatismo relacionado tambin puede crear un

cinturn de montaa. Los Andes, a lo largo del margen occidental de Suda- mrica, se han levantado

por el engrosamiento de la corteza y la intrusin de magma asociado a la subduccin hacia el oeste.


Cinturones de empuje situadas en el interior de las cadenas montaosas de estos ajustes resultan en la

carga y la formacin de una cuenca de antepas 'retroarco.

Fig. 11 Las principales reas montaosas del mundo se producen en las zonas de colisin plato donde se

forma un cinturn orognico.

6.1 CUENCAS DE ANTEPAS PERIFRICOS

La carga de la corteza foreland ambos lados de la correa orognica hace que la corteza se flexione de

la misma manera que la adicin de una masa hasta el final sin apoyo de una viga causar que se

doble hacia abajo. La corteza no es totalmente compatible, pero el manto / astenosfera por debajo de

la litosfera es mvil y permite una deformacin a la flexin de la corteza cargado para formar una

cuenca de antepas perifrica. La anchura de la cuenca depender de la cantidad de carga y la rigidez

a la flexin de la litosfera foreland, la facilidad con que se dobla cuando se aade una carga a un

extremo (Beaumont 1981). Rgido (, ms grueso normalmente mayor) litosfera responder a formar

una amplia cuenca, superficial, mientras ms joven, ms delgado litosfera flexiona ms fcilmente

para crear un canal ms profundo estrecho. El aumento de la carga aumenta la profundidad de la

cuenca.

En las etapas iniciales de la formacin cuenca de antepas la colisin slo habr procedido a la

extensin de engrosamiento de la corteza (que antes se diluy con un margen pasivo) de un grosor

"normal" de la corteza terrestre. Aunque esto resulta en una carga en el promontorio y flexin

litosfrica, el propio cinturn orognico no estar muy por encima del nivel del mar en esta etapa y

poco detritus ser suministrado por la erosin del cinturn orognico. Por lo tanto, los sedimentos de

la cuenca tierra Foremost Los primeros tendrn lugar en una cuenca de aguas profundas, con la tasa

de subsidencia exceder la tasa de suministro. Turbiditas son tpicos de esta etapa. Cuando el cinturn

orognico es ms maduro y ha construido una cadena de montaas que hay un aumento en la tasa de

aporte de sedimentos a la cuenca de antepas. Aunque la carga en el antepas habr aumentado, el

aporte de sedimentos normalmente supera la tasa de subsidencia flexin. La estratigrafa de la cuenca

de antepas normalmente aguas poco profundas frente a las aguas profundas de marina poco

profunda y luego con- continental de sedimentacin, que domina las ltimas etapas de la

sedimentacin de las cuencas de antepas (Miall 1995).


La estratigrafa de un relleno antepas-cuenca est complicada por el hecho de que empujar, y por lo

tanto la carga, al margen de la cuenca contina como la cuenca evoluciona. La cuenca tender a ser

ms grande con el tiempo como se aade ms carga, y la deformacin ms tarde en el margen

incluir algunos de los depsitos de cuenca anteriores. La erosin y la reelaboracin de mayores

estratos cuenca en los depsitos ms pequeos son comunes. Como consecuencia, la sucesin

completa de los depsitos de la cuenca no est expuesta en un solo perfil. A veces empujando no se

limita al margen cuenca, y puede subdividir la cuenca para formar cuencas piggy-back (Ori y amigo

1984) que se encuentran en parte superiores de las hojas de empuje y que son independientes de la

foredeep, la cuenca frente a todos los empujes.

Fig. 12 La colisin entre dos placas continentales resultados en la formacin de un cinturn

orognico donde hay engrosamiento de la corteza: esto se traduce en una carga adicional que se

coloca en la corteza de cada lado y provoca una flexin a la baja de la corteza para formar cuencas de

antepas perifricos.

6.2 CUENCAS DE ANTEPAS DE RETROARCO

El engrosamiento de la corteza en los resultados de arco magmtico continental en el movimiento

hacia la tierra de las masas de roca a lo largo de ejes. La carga de la corteza en el lado opuesto del

arco a los resultados de la zanja en flexin, y la formacin de una cuenca: estas cuencas se llaman

cuencas de retroarco de antepas a causa de su posicin detrs del arco. La corteza continental estar

cerca del nivel del mar en el momento de la carga comienza as que la mayora de la sedimentacin

se produce en ambientes marinos fluviales, costeras y poco profundas. Subsidencia continua se

produce debido a una mayor carga de la cuenca del margen por las masas empuj desde el cinturn

de montaa, aumentados por la carga sedimentaria. La principal fuente de detritus es el cinturn de

montaa y arco volcnico.

Fig. 13 El espesor de la corteza aumenta debido al emplazamiento de magma en un arco volcnico en un

margen continental, lo que resulta en la flexin de la corteza detrs del arco para formar una cuenca de

antepas de retroarco.


7. CUENCAS RELACIONADAS A TECTONISNO DE DESGARRO

Si un lmite de placas es una lnea recta y el movimiento de las placas esta en relacin puramente

paralela a esa lnea no habra ni levantamiento ni formacin de cuencas a lo largo del lmites de

placas en desgarre.

Sin embargo, tales lmites de las placas no son rectas, el movimiento no es puramente paralelo y no

constan de una sola strand fault (falla individual o simple), pero si de una red de ramificacin y la

superposicin de las fallas individuales. Las zonas de subsidencia y levantamiento crean depresiones

topogrficas para que los sedimentos se acumulen y las reas de origen para abastecerlos (Christie-

Blick y Biddle 1985).

7.1 CUENCAS STRIKE-SLIP (DESGARRO)

Fig. 14 Las cuencas se pueden formar por

una variedad de mecanismos de

deslizamiento en los ambientes de desgarro:

(a) una curva de liberacin, (b) una falla

terminante, (c) un desplazamiento de falla

(por lo general referido como una cuenca

pull-apart) y (d) a una unin entre fallas.

Tenga en cuenta que si el movimiento

relativo de las fallas se invirtiera en cada

caso el resultado sera elevar en lugar del

hundimiento.

La mayora de las cuencas en cinturones de desgarro generalmente se denominan cuencas

transtensionales y estn formados por tres mecanismos principales

En primer lugar, la superposicin de dos fallas independientes pueden crear regiones de extensin

entre ellas conocida como las cuencas de pull-apart. Estas cuencas son tpicamente rectangulares o

romboidales en planta con anchos y longitudes de slo unos pocos kilmetros o decenas de

kilmetros. Son inusualmente profundas, sobre todo en comparacin con las cuencas de rift.

En segundo lugar, donde hay una ramificacin de fallas existe una zona de extensin entre las dos

ramas formando una cuenca.

En tercer lugar, la curvatura de una sola falla simple resulta en curvas que son o bien curvas de

restriccin (localmente compresivas) o curvas de liberacin (localmente extensional): las curvas de

liberacin forman zonas elpticas de subsidencia. La mayora de las cuencas de desgarre estn

limitadas por fallas que se extienden profundamente en la corteza; las cuencas de desgarre 'de piel

fina' son una excepcin, ya que el fallamiento slo afecta a la parte superior de la corteza.

Cuencas de desgarre delimitadas por fallas profundas son relativamente pequeas, por lo general en

el rango de un cien a mil kilmetros cuadrados, y con frecuencia contienen sucesiones ms gruesas

que las cuencas de tamao similar formados por otros mecanismos. El hundimiento suele ser rpida y

varios kilmetros de estratos puede acumularse en unos pocos millones de aos (Allen & Allen

2005). Normalmente los mrgenes son los sitios de deposicin de facies gruesas (abanicos aluviales y

deltas ricos en gravas) y estos pasan lateralmente en distancias muy cortas a sedimentos lacustres en

ambientes continentales o depsitos marinos.


En el registro estratigrfico, las facies son muy variadas y muestran cambios laterales de facies en

distancias cortas. Cuencas de desgarre "piel fina" son ms amplios y relativamente poco profunda

(Royden 1985).

8. CUENCAS COMPLEJAS E HIBRIDAS

No todas las cuencas caen en las simples categoras descritas anteriormente, ya que son el producto

de la interaccin de ms de un rgimen tectnico. Esto ocurre ms comnmente en donde hay un

componente de desgarre al movimiento en un lmite de placa convergente o divergente. Por lo tanto,

una cuenca puede mostrar parcialmente las caractersticas de, digamos, un antepas perifrico pero

tambin contienen fuertes indicadores de movimiento de desgarre. Existen tales situaciones porque

los movimientos de las placas son comnmente no simplemente ortogonales o paralelos y ejemplos

tanto de convergencia oblicua y extensin oblicua entre las placas son comunes.

9. EL RESGISTRO DE LA TECTNICA EN LA ESTRATIGRAFA

Fuerzas tectnicas actan lentamente en una escala de tiempo humana, sino en el contexto del tiempo

geolgico de la superficie del planeta se encuentra en un estado continuo de flujo. Cuencas Rift

forman y se desarrollan en valles proto-ocenica y, finalmente, en las cuencas ocenicas bordeadas

por mrgenes pasivos. Despus de un perodo de decenas a cientos de millones de aos la cuenca del

ocano comienza a cerrarse con las zonas de subduccin alrededor de los mrgenes que consumen la

corteza ocenica. El cierre final de los resultados del ocano en colisin continental y la formacin de

un cinturn orognico. Estos patrones de movimiento de las placas a travs del tiempo se conoce

como el Ciclo de Wilson (. Figura 24.15) (Wilson 1966). Todo el ciclo comienza de nuevo como el

continente se rompe por una renovada rifting. Esta secuencia relativamente directo de los

acontecimientos puede llegar a ser complicado por la oblicua y de desgarre placa de movimiento y

durante cientos de millones de aos las regiones de la corteza pueden experimentar una sucesin de

diferentes configuraciones tectnicas, particularmente aquellas zonas adyacentes a la placa mrgenes.

El registro de cambio de entorno tectnico est contenido dentro de la estratigrafa. Por ejemplo,

dentro del Ciclo de Wilson, los depsitos de la cuenca del Rift pueden ser reconocidos por depsitos

de ros y lagos que recubren el basamento, las evaporitas pueden marcar la etapa del canal proto-

ocenico, y una espesa sucesin de carbonato de baja marea y depsitos clsticos registrar

deposicin de margen pasivo.

Si este margen pasivo posteriormente se convierte en una zona de subduccin, los arcos relacionados

a volcnicos se producirn como el margen se transforma en una regin de antearco de baja marea,

derivados de sedimentacin de arco. Al cierre completo de la cuenca ocenica, la carga por el

cinturn orognico puede entonces resultar en flexura de antepas de esta misma zona de la corteza, y

el medio ambiente de deposicin se convertir en una de las facies de aguas ms profundas. Como el

cinturn de montaas aumenta, ms sedimento sern derramados en la cuenca de antepas y la

estratigrafa mostrar un patrn shallowing-up.

Los mismos principios de usar el carcter de la asociacin de los sedimentos para determinar el

entorno tectnico de deposicin se pueden aplicar a cualquier estrato de cualquier edad. Por tanto, un

objetivo de anlisis sedimentaria y estratigrfica de una sucesin de rocas es determinar el tipo de

cuenca que fueron depositados, y luego usar los cambios en el carcter sedimentario como un

indicador de cambio de entorno tectnica. De esta manera, un historial de movimientos de las placas

a travs de la historia geolgica puede ser construido mediante la combinacin del anlisis

sedimentaria y estratigrfica con datos de estudios paleomagnticos, que proporcionan informacin

sobre movimientos de las placas relativos a travs del tiempo, y la informacin paleobiogeogrfico,

que nos habla de la distribucin de las plantas y los animales. La historia geolgica de un rea est

normalmente dividida en etapas que reflejan diferentes fases en el desarrollo tectnico regional


La frecuencia con la que el ambiente tectnico puede cambiar vara segn la posicin de una regin

con respecto a los mrgenes de placas. Es slo en el centro de una zona continental estable que el

ambiente tectnico es invariable durante largos perodos de tiempo geolgico. En las regiones ms

cerca a los mrgenes de placa las cuencas suelen tener una vida til de unas pocas decenas de

millones de aos. Las cuencas de tras arco en el Pacfico occidental parecen estar activos por 20

millones de aos aproximadamente. Por el contrario los mrgenes pasivos del Atlntico han sido

sitios de sedimentacin en los bordes de los continentes por ms de 200 millones de aos.

10. ANALISIS DE CUENCA

Una sucesin de rocas sedimentarias se puede considerar en primer lugar en trminos del ambiente

deposicional de capas individuales o asociaciones de capas, y segundo en el contexto de los cambios

a travs del tiempo mediante la aplicacin de una escala de tiempo y los medios de correlacin de

estratos (Captulos 19-23). La distribucin espacial de facies deposicionales y variaciones en el

entorno de la deposicin en el tiempo depender del entorno tectnico, por lo que un anlisis

exhaustivo de la sedimentologa y estratigrafa de un rea debe tener lugar en el contexto de la

creacin de la cuenca.

Anlisis de cuencas sedimentarias es el

aspecto de la geologa que considera

todos los controles de la acumulacin

de una sucesin de rocas sedimentarias

para desarrollar un modelo para la

evolucin de la cuenca sedimentaria en

su conjunto.

10.1 ANLISIS ESTRUCTURAL

Los patrones de deformacin dentro de una sucesin sedimentaria proporcionan informacin acerca

de los esfuerzos de la corteza terrestre que existan en la zona durante y despus de la deposicin. Las

fallas sinsedimentarias y pliegues son evidencia de actividad tectnica durante la deposicin: una

capa de estratos puede mostrar estructuras (tales como fallas normales) que indican la extensin

durante la sedimentacin o evidencia de fuerzas de compresin que actan en como los estratos

fueron acumulndose. Estas estructuras de crecimiento se pueden identificar por el hecho de que su

aparicin se limita a una unidad estratigrfica particular dentro de la sucesin. En general, los

entornos extensionales tales como cuencas de rift se pueden distinguir de cuencas formadas bajo

regmenes de compresin (tales como cuencas de antepas) sobre la base del reconocimiento de estas

estructuras sindeposicional, aunque las variaciones locales en el estrs ocurren comnmente.

Las caractersticas estructurales que afectan a toda la sucesin son evidencia de las fuerzas tectnica

que se producen despus de la deposicin de la cuenca, pero sin embargo proporcionan informacin

sobre la historia tectnica de placas de la zona.


10.2 DATOS GEOFSICOS

Informacin de estudios de reflexin ssmica proporciona datos estructurales del subsuelo que se

puede utilizar en el anlisis estructural de una sucesin. Otros datos geofsicos estn en la forma de

informacin acerca de las propiedades magnticas de las rocas debajo de la superficie y las

variaciones en la fuerza del campo gravitatorio en la regin de la cuenca. Los estudios magnticos

sobre un rea pueden indicar la naturaleza de las rocas que se encuentran en la profundidad por

debajo de la sucesin sedimentaria: en trminos generales, la corteza ocenica conserva un

magnetismo remanente ms alto que la corteza continental, permitiendo que el sustrato de la corteza

de una cuenca se determine.

La fuerza del campo magntico de la Tierra en cualquier punto de la superficie depende de la

densidad de las rocas debajo de la superficie en ese punto. Los estudios gravitatorios por lo tanto

puede proporcionar una indicacin del espesor de los estratos sedimentarios presentes, ya que son de

menor densidad que las rocas gneas o metamrficas. Los estudios geofsicos son, por tanto, una

manera til de distinguir entre diferentes tipos de cuenca y la cantidad de subsidencia que ha

ocurrido (cuencas de ambientes de desgarro comnmente tienen sucesiones sedimentarias muy

gruesas).

10.3 HISTORIA TERMICA

Entierro de sedimentos da como resultado cambios diagenticos (18.2) que incluyen los efectos del

aumento de la temperatura con la profundidad de enterramiento. La temperatura que un cuerpo de

sedimento ha sido sometido a puede ser determinado por anlisis de fisin-pista (6.8) y mediante el

estudio de las caractersticas de reflectancia de la vitrinita de la materia orgnica presente en el

sedimento (3.6.2). Por tanto, la historia de enterramiento de un cuerpo de sedimento puede ser

reconstruido usando estos paleotermmetros, ya que registran la temperatura mxima que el material

ha alcanzado, y esto puede ser usado para inferir la profundidad a la que se ha enterrado. La

combinacin de estos datos de la historia de entierro con la edad de los estratos puede proporcionar

informacin sobre la historia de subsidencia de la cuenca y esto puede estar relacionado con el

ambiente de la cuenca.

10.4 ANLISIS ESTRATIGRFICO

La datacin relativa o absoluta de los estratos en la cuenca proporcionan un marco de tiempo para la

historia cuenca, lo que indica cuando la cuenca primero empez a formarse (la edad de las rocas que

se encuentran en la parte inferior de la cuenca), y cuando la sedimentacin ces (los estratos

preservados ms jovenes), as como eventos en el medio. La tasa de acumulacin de sedimentos, es

decir, el espesor de los estratos depositados entre dos horizontes datables, puede ser un indicador

caracterstico del entorno la cuenca: por ejemplo, los sedimentos de la cuenca tipo rift comnmente

se acumulan a un ritmo ms rpido que los depsitos de margen pasivo. En una escala de tiempo ms

corto, los cambios en la tasa de acumulacin de sedimentos pueden reflejar el nivel relativo del mar.

10.5 ANLISIS SEDIMENTOLGICO

La naturaleza y la distribucin de sedimentos presentes en una sucesin reflejarn el ajuste de

cuenca. Tres aspectos principales del anlisis sedimentolgico de las cuencas pueden ser

considerados: los estudios de procedencia, la distribucin de facies y paleoambientes y los cambios

en stos a travs del tiempo durante la evolucin de la cuenca.

Los estudios de procedenca son un elemento clave en el anlisis de una cuenca, proporcionando

informacin sobre el entorno tectnico. Las cuencas relacionadas con el arco, tales como cuencas de

tras-arco y antearco, tienen ms probabilidades de contener material volcnico derivado del arco

magmtico. Las cuencas del Rift en la corteza continental contienen material derivado de la zona

cratnico circundante y es probable que incluyan clastos de rocas gneas plutnicas u origen

metamrfico. Cuencas de antepas perifricos normalmente contienen una alta proporcin de las

rocas sedimentarias que han sido retrabajadas levantados y posteriormente erosionados como parte


del proceso de construccin de montaa. Los cambios en la composicin de los clastos a travs del

tiempo se pueden utilizar como un indicador de la profundidad de la erosin en el rea de la fuente

interior de y por lo tanto proporcionan un registro de la elevacin de un cinturn orognico.

Una vez que se ha establecido un marco estratigrfico en la sucesin de cuenca, la sucesin cuenca

puede ser dividida en paquetes de estratos, cada uno depositado durante un intervalo de tiempo. La

distribucin de facies dentro de un paquete individual proporciona una imagen de la distribucin de

paleoambientes para ese intervalo de tiempo, y por lo tanto una paleogeografia puede ser establecida.

Se puede esperar que los diferentes tipos de cuenca para mostrar diferentes patrones de

sedimentacin: por ejemplo, puede esperarse una cuenca de rift o de desgarro para tener facies

gruesas tales como abanicos aluviales o deltas en sus mrgenes, una cuenca trasarco tendra un

planicie de depsitos volcanoclsticos en un margen, y una sucesin en margen pasivo estaran

dominados por clsticos marinos poco profundas o facies carbonatadas.

La configuracin tectnica de la cuenca es un factor importante que controla los cambios en la

distribucin de facies y patrones paleogeogrficos a travs del tiempo. Las cuencas de antepas

perifricos y cuencas antearco ambas comprenden tpicamente facies de aguas profundas en la parte

inferior de la sucesin de la cuenca, somerisacin up hasta someros marino o depsitos

continentales. Por el contrario, los rifts y las cuencas de tras-arco comnmente muestran un cambio

progresivo de los depsitos continentales formados en la primera etapa de rifting, seguido de someros

marinos y a veces facies marinas ms profundas. El cambio paleogeografco dentro de una cuenca

refleja tanto la evolucin tectnica de la cuenca como sus alrededores.

10.6 ANLISIS GEOHISTRICO

El estudio cuantitativo de la historia de subsidencia y sedimentacin en una cuenca se conoce como

anlisis geohistorico (Allen & Allen 2005). A medida que el sedimento se acumula, el material en la

parte inferior de la sucesin se somete a compactacin, por lo que el espesor de cada unidad

estratigrfica disminuye a travs del tiempo. El efecto de compactacin vara considerablemente con

diferentes litologas, con sedimentos ricos en arcilla disminuyen en el volumen hasta en un 80% a

travs del tiempo, mientras que areniscas tpicamente pierden entre 10 y 20% de su porosidad como

resultado de la compactacin.

La historia de subsidencia en una cuenca se puede calcular por 'descompactacin' la sucesin

sedimentaria en una serie de etapas y teniendo en cuenta la paleobatimetra, la profundidad del agua a

la que se produjo la sedimentacin se determina a partir de facies y estudios paleontolgicos. Ms

informacin sobre a historia del enterramiento tambin se puede obtener a partir del anlisis de

fisin-track y estudios de reflectancia de la vitrinita, que proporcionan una medida de la historia

trmica de los estratos. El anlisis geohistorico es importante en la exploracin de hidrocarburos, ya

que proporciona informacin sobre los cambios de porosidad y permeabilidad a travs del tiempo, y

tambin la historia trmica de cualquier parte de la sucesin, que es fundamental para la generacin

de petrleo y gas.

11. EL REGISTRO SEDIMENTARIO

Sedimentologa nos equipa con las herramientas para interpretar las rocas en trminos de procesos y

entornos. Estos ambientes de depsito se consideran a travs del tiempo geolgico en el contexto de

los principios estratigrficos y tcnicas analticas. El anlisis sedimentolgico y estratigrfico del

registro rocoso usa el material expuesto en la superficie, perforado y examinado en el subsuelo nos

proporciona los medios para reconstruir la historia de la superficie de la Tierra tan lejos como los

datos lo permitan.


12. CONCLUSIONS

Para poder entender los procesos de formacin de una cuenca sedimentaria es necesario entender el marco tectnico en el cual se desarrolla

Es necesario reconocer la importancia del registro sedimentario ya que son la representacin de los cambios tectnicos que sufri la cuenca

La geologa estructural ayuda a determinar los procesos dinmicos a los cuales est sometida una cuenca

A su vez reconocer la importancia del conocimiento del tiempo geolgico para la correlacin de cuencas y as llevar la interpretacin a un nivel ms elevado

13. BIBLIOGRAFA

Anlisis de las cuencas sedimentarias con el ejemplo de las formaciones , Nicols Vega Garriga1 Yamina Ros Martnez

The sedimentation and palaeogeography of the Old Red Sandstone of Anglesey, Allen, J.R.L. Sedimentologa y Estratigrafa-Gary Nichols- 2009 Tracing Tectonic Deformation Using the Sedimentary Record McCann 2003 Principles of Sequence Stratigraphy -Catuneanu 2006 http://usuarios.geofisica.unam.mx/cecilia/CT-SeEs/65bcuencasSed.pdf http://www.glossary.oilfield.slb.com/es/Terms/v/vitrinite_reflectance.aspx

CUENCAS-SEDIMENTARIAS

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