Comparar con las cuencas de antepaís clásicas mundiales
Las características de la cuenca del antepaís del Paleógeno en el sur del Tíbet se pueden comparar con los clásicos globales como la cuenca del antepaís de Zagros, la cuenca del antepaís de los Alpes del Norte, la cuenca del antepaís de Taixi y la cuenca del antepaís de los Apalaches. (Figura 6-16) para comparación. Ahora introduciremos brevemente las características estructurales sedimentarias y los antecedentes geotectónicos de algunas cuencas del antepaís clásicas para profundizar nuestra comprensión de las características estructurales sedimentarias de la cuenca del antepaís del sur del Tíbet.
1. Cuenca Foreland de Zagros
El collage orogénico de Tethyan se formó por la colisión entre la placa euroasiática y los fragmentos discretos de Gondwana (Ricou, 1995; Seng?r y Natalin, 1996). ). El sistema montañoso de Zagros se encuentra en el oeste de Irán, en Oriente Medio, y forma parte del anillo alpino global formado por el cierre del Neo-Tetis. Los Montes Zagros son un cinturón orogénico formado por la colisión de la placa continental Alabasa separada de Gondwana con una pequeña masa de tierra en el borde de Eurasia. La corteza oceánica de la Placa Arábiga se hundió hacia el norte, hacia el continente euroasiático, lo que provocó que comenzaran las colisiones entre continentes a finales del Eoceno (45-36 Ma). La convergencia de las placas continúa hasta el día de hoy. El inicio de esta colisión continente-continente, así como la tensión adicional generada por la apertura en dos etapas del Mar Rojo y el Golfo de Adén, llevaron a la creación de la orogenia de Zagros y la cuenca del antepaís, creando una plataforma continental en la plataforma árabe al suroeste de la zona de sutura de Zagros (cuenca de hundimiento de Zagros). La convergencia continua hace que la cuenca se deforme, produciendo fallas inversas y estrechos pliegues de ballena en el borde suroeste (Beydoun et al., 1992).
Figura 6-16 Mapa de distribución de las cuencas de antepaís periféricas clásicas globales
La cuenca de antepaís de Zagros tiene aproximadamente 1800 km de largo (desde el arco Ha'il-Ga'ara hasta Zendan-Minab La zona de falla), de 250 a 300 km de ancho, consiste en un conjunto de secuencias de Zagros posteriores a la colisión (Eoceno superior a Holoceno), con parte del sedimento involucrado en los estratos subyacentes cerca del borde de la plataforma continental anterior. La colisión pudo haber comenzado a finales del Eoceno (Beydoun et al., 1992). Al norte de la cuenca del antepaís de Zagros (de suroeste a noreste) se encuentran el cinturón plegado y corrido de Zagros, el cinturón Sanandaj-Sirjan (zona de sutura) y el arco magmático Urumich-Dokhtar (Figura 6-17) (Mohajjel et al., 2003).
Ya sea por el fondo geológico, el marco estratigráfico o el proceso de evolución, la cuenca del antepaís Paleógeno en el sur del Tíbet se puede comparar con la cuenca del antepaís de Zagros.
2. Cuenca del Foreland Occidental de Taipei
La isla de Taiwán es un cinturón orogénico activo ubicado en el punto de colisión entre el continente asiático y el arco volcánico de Luzón (Figura 6-18). El desarrollo de este cinturón orogénico provocó que la corteza circundante se desviara, creando una cuenca de antepaís en el borde de su cratón occidental: el antepaís occidental de Taiwán (Figura 6-18). La colisión provocó deformación, levantamiento y exposición de la porción de la cuenca del antepaís más cercana al cinturón orogénico. Por lo tanto, Taiwán nos brinda una oportunidad especial para estudiar la sedimentación del cinturón orogénico: muestra el registro sedimentario del tiempo de la orogenia y la orogenia y la sedimentación que produjeron este registro. Aquí podemos comparar directamente la orogenia con su registro sedimentario.
Figura 6-17 Bosquejo estructural del suroeste de Irán y la región del Golfo Pérsico en el Medio Oriente
Al compararlos con los registros sedimentarios de cuencas de antepaís adyacentes, se puede lograr una mejor comprensión de la orogenia de Taiwán. ser entendido. La velocidad de convergencia de las placas en Taiwán es de unos 70 km/Ma (Seno, 1977). La deformación en todo Taiwán resultó en un acortamiento de al menos 160 km (Suppe, 1981) y una intensa sismicidad como evidencia de una deformación continua (Wu, 1978).
Midiendo los crecientes arrecifes de coral en los extremos norte y sur de Taiwán, se puede determinar que la tasa promedio de levantamiento tectónico es (5,1 ± 0,7) mm/a (Peng et al., 1977). La tasa media de denudación en toda la isla es de unos 5,5 mm/a (Li, 1976).
La colisión arco-continente de Taiwán es una colisión oblicua (Suppe, 1981). Hay una intersección oblicua de alto ángulo entre el margen pasivo de tendencia NE-SW del continente chino y el arco de la isla volcánica norte-sur de Luzón (Fig. 6 18). Por lo tanto, la orogenia comenzó 4 Ma antes en el extremo sur de Taiwán que en el extremo norte (Suppe, 1981). Las rocas sedimentarias previas a la colisión expuestas en el extremo sur de Taiwán se formaron en el ambiente de aguas profundas del margen pasivo de China continental, mientras que las expuestas en el extremo norte del cinturón orogénico de Taiwán se formaron en el mar poco profundo y el ambiente fluvial. del borde pasivo. Esto muestra que la orogénesis ocurrió en la zona de colisión. El antiguo continente del norte avanzó. Por lo tanto, podemos examinar los cinturones orogénicos y las cuencas de antepaís adyacentes en diferentes etapas de desarrollo viajando de sur a norte a lo largo de la isla de Taiwán. Esta equivalencia espaciotemporal es una herramienta poderosa para determinar la historia de los orógenos (Suppe, 1981) y las cuencas de antepaís.
Figura 6-18 Antecedentes estructurales y diagrama esquemático de la sección transversal de la cuenca del antepaís de Taixi
La cuenca del antepaís de Taixi tiene aproximadamente 400 km de largo y 100 km de ancho (Figura 6-18) . Los sedimentos de la cuenca del antepaís se encuentran en los sedimentos del margen pasivo de China continental (Figura 6-18). Los signos de la transición de la deposición marginal pasiva a las cuencas de antepaís son el cambio en la dirección de la paleocorriente de este a oeste (Chou, 1973), la primera aparición de clastos de pizarra originarios del Orógeno de Taiwán (Lee, 1963), y también la aparición de clastos de pizarra redepositados nanofósiles calcáreos derivados de cinturones orogénicos (Chiamp; Huang, 1981). Esta transición ocurrió hace aproximadamente 4 Ma en la parte norte de la cuenca (Chiamp; Huang, 1981). Aunque sólo tiene 4 millones de años, el entorno de aguas más profundas en el borde oriental de la cuenca recibió sedimentos de 4 a 5 km de espesor. El borde oriental se levantó debido a la migración del cinturón orogénico, por lo que toda la secuencia sedimentaria de la cuenca del antepaís del Plioceno-Pleistoceno quedó expuesta en el borde occidental del cinturón orogénico.
El ambiente sedimentario de la cuenca del antepaís en el oeste de Taipei varía mucho, desde facies de aguas profundas hasta facies fluviales (Figura 6-19). Se pueden identificar cinco ambientes sedimentarios basándose en el análisis petrográfico, y en las cuencas sedimentarias modernas pueden ocurrir análogos modernos de cada ambiente.
El ambiente sedimentario más profundo se denomina ambiente marino marino, el cual se caracteriza por sedimentos sedimentarios en suspensión. La sedimentación en este ambiente puede alcanzar los 4000 m. Los diugívoros modificaron gran parte del sedimento a medida que lo acumulaban, por lo que el tipo de litofacies dominante es la lutita limosa moteada. La aparición de una pequeña cantidad de lutitas laminadas con arena o lutitas intercaladas con limolitas cruzadas indica la existencia de un flujo de agua intermitente. No se observaron depósitos de corriente de turbidez. Los sedimentos se encuentran debajo de la base del flujo de tormenta y la profundidad del agua puede ser superior a 200 m. Litofacies sedimentarias similares se encuentran en la parte sur de las cuencas modernas del antepaís a profundidades de agua de 500 a 2000 m. Las características del asentamiento local indican que parte de la sedimentación ocurrió en un ambiente de pendiente.
Figura 6-19 La relación entre la profundidad aproximada del agua y la energía de entrada relativa en el ambiente sedimentario de la cuenca del antepaís de Taipei Occidental
Los depósitos de facies marinas poco profundas son lutitas y polvo fosilíferos con diferentes litofacies. —Areniscas finas y otros sedimentos heterogéneos. Las secuencias sedimentarias que tienen entre 100 y 2000 m de espesor y carecen de sedimentos no marinos indican un ambiente similar al del moderno Estrecho de Taiwán (una masa de agua de menos de 80 m de profundidad entre Taiwán y el continente). El lecho cruzado en forma de espina de pescado, el lecho cruzado en forma de artesa y el lecho ondulado en el área local indican que el período de deposición estuvo dominado por la acción de las mareas. Además, las areniscas con lechos horizontales, estratos cruzados de ángulo bajo y lechos de montículos indican un ambiente de depósito dominado por el flujo de tormenta. Otras secuencias caracterizadas por decenas de metros de areniscas arcillosas homogeneizadas por agitación biológica indican que los procesos biológicos fueron importantes. En muchos lugares, las mareas, las tormentas y los procesos biológicos se combinan para modificar los sedimentos.
Los sedimentos costeros se distinguen de los sedimentos marinos poco profundos por sus secuencias de arenisca de grano grueso que carecen de lutitas y tienen capas intermedias no marinas. Los sedimentos costeros constan de secuencias deltaicas y no deltaicas. Los sedimentos del delta son generalmente más gruesos y de grano más grueso que los sedimentos que no pertenecen al delta, y están coronados por gruesas secuencias sedimentarias de canales.
Los depósitos no deltaicos suelen tener menos de 40 m de espesor y consisten en areniscas de grano fino a medio coronadas por llanuras aluviales o depósitos marinos poco profundos. A diferencia de los sedimentos marinos poco profundos, los sedimentos costeros registran los efectos de mareas y tormentas. Ambientes similares en las cuencas modernas del antepaís son ambientes costeros con acción de mareas, acción de olas y su combinación.
Existen dos tipos de sistemas deposicionales fluviales en la cuenca del antepaís: los dominados por arena y los dominados por grava. Los afloramientos de sedimentos fluviales arenosos son escasos. Los ríos de grava son ríos trenzados que depositan grava soportada por clastos de hasta 600 m de espesor.
La sedimentación temprana de la cuenca del antepaís estuvo dominada por la sedimentación de aguas profundas, mientras que la sedimentación tardía solo incluyó sedimentos de facies marinas y fluviales someras.
Una serie de secciones transversales ilustran la transición de fase de la cuenca de sur a norte (Figura 6-20). El extremo oriental de cada sección es el afloramiento superficial ubicado al pie occidental del Cinturón Orogénico de Taiwán, y el extremo occidental está ubicado en la parte no deformada de la cuenca del antepaís. Las dos secciones más al norte están compuestas enteramente por depósitos de cuencas de antepaís (Chiamp; Huang, 1981). El basamento de la sección transversal sur puede consistir en depósitos de pendiente de margen pasivo de China continental. En las dos secciones transversales del sur, el límite preciso de la transición de la sedimentación pasiva del margen a la sedimentación de la cuenca del antepaís es difícil de determinar, pero la sedimentación sobre los nanofósiles calcáreos NN18/NN19 se atribuye enteramente a la cuenca del antepaís debido a su alta tasa de acumulación. secuencia.
Figura 6-20 Corte transversal estratigráfico del relleno sedimentario de la cuenca del antepaís de Taixi que indica el fondo deposicional
La sección transversal más al sur (Figura 6-20A) muestra: los primeros etapa de la profundidad La sedimentación es principalmente sedimentación marina en alta mar, y la sedimentación en aguas poco profundas se limita a una delgada cuña clástica en la parte superior del perfil. La sección inmediatamente al norte (Figura 6-20B) está dominada por sedimentos marinos marinos, pero tiene capas intermedias sedimentarias marinas poco profundas. La siguiente sección hacia el norte (Figura 6-20C) está dominada por facies marinas poco profundas, facies de delta y sedimentos de facies fluviales, con sólo una fina capa de sedimentos de facies marinas profundas en el fondo de la sección. La sección más al norte (Figura 6-20D) carece casi por completo de sedimentos marinos profundos y es reemplazada por una cuña progradacional compuesta de sedimentos marinos someros, deltaicos y fluviales.
Las cuatro secciones transversales de la Figura 6-20 ilustran el proceso de transformación de la cuenca del antepaís de Taixi desde la etapa inicial de aguas profundas hasta la etapa tardía de aguas poco profundas. Además, la sección más al norte (especialmente la Figura 6-20C) muestra que una vez que la cuenca se llenó con sedimentos cerca del nivel del mar, durante todo el Plioceno tardío hasta el Pleistoceno temprano estuvo compuesta por sedimentos de facies marinas poco profundas alejadas y cercanas al cinturón orogénico. Una configuración de sedimentos de facies fluviales que avanza hacia el cratón del frente orogénico. Esto sugiere que durante la última fase de aguas poco profundas, la sedimentación y el hundimiento estaban en equilibrio y la cuenca del antepaís alcanzó un estado estable.
La evolución de la cuenca del antepaís de Taixi desde un estado profundo a un estado estable es el resultado de la interacción entre estructura y sedimentación. La carga tectónica del cratón causada por el Orógeno de Taiwán provocó y mantuvo la formación y el desarrollo de cuencas de antepaís adyacentes. El hecho de que el orógeno taiwanés maduró hacia el norte debido a una colisión oblicua puede utilizarse para ilustrar cómo cambió la carga tectónica durante su historia (Suppe, 1981). Cuando el margen pasivo asiático hizo contacto inicial con la zona de subducción de la Fosa de Manila, el aumento en el espesor del sedimento que ingresaba a la zona de subducción resultó en la expansión de la cuña de acreción. Con la colisión continua, la cuña de acreción finalmente emergió del mar, formando la Cordillera Central de Taiwán. Una vez que el cinturón orogénico alcanza una altura de 3,5 a 4,0 km, el área y el ancho del cinturón orogénico ya no aumentan y el cinturón orogénico alcanza una escala relativamente estable (Suppe, 1981).
El análisis y la comparación de la cuenca del antepaís del sur del Tíbet y la cuenca del antepaís del oeste de Taiwán muestran que: la zona profunda (línea Gyantse-Saga) en el sistema de cuenca del antepaís del sur del Tíbet y la cuenca del antepaís del oeste de Taipei, independientemente de Ya sea la estructura de la sección transversal o la relación de cambio de fase lateral, son muy similares: ① Ambos se desarrollaron en el margen continental pasivo y sus basamentos eran sedimentos del margen continental pasivo ② Ambos eran sedimentos de grano fino de aguas profundas; en la etapa inicial, en la etapa posterior, había sedimentos clásticos gruesos de aguas poco profundas; ③ La estructura de la sección Gyantse Jiachala es relativamente similar a la estructura de la sección de la cuenca del antepaís del norte de Taixi (ver Figura 6-20C, A). En el fondo se desarrolla una pequeña cantidad de sedimentos de grano fino de aguas profundas, y el cuerpo principal son facies de aguas poco profundas. sedimentos clásticos gruesos, mientras que la estructura del perfil de Sagasang Danlin se puede comparar con la estructura del perfil de la parte sur del antepaís de Taixi. cuenca (ver Figura 6-20A, B). En la etapa inicial, los sedimentos de grano fino de aguas profundas estaban relativamente desarrollados. A través de esta comparación, también podemos inferir preliminarmente que: similar al cinturón orogénico de Taiwán que se mueve del noreste al suroeste hacia el cratón de China continental, el cinturón orogénico del sur del Tíbet migró del noreste al suroeste hacia el cratón de la India, es decir, en el sur del Tíbet. En la región del Tíbet, la colisión entre la India y el continente asiático fue una colisión oblicua: el este contactó primero y luego avanzó gradualmente hacia el oeste.
3. Cuenca del Antepaís de los Alpes del Norte
La Cuenca del Antepaís de los Alpes del Norte está situada en el extremo norte del cinturón orogénico alpino (Figura 6-21). y secuencias sedimentarias de melaza. Es una cuenca periférica del antepaís formada al final de la colisión continente-continente que cubre la litosfera engrosada. La carga debida al espesamiento estructural y la posterior acumulación de sedimentación puede verse como un proceso continuo que migra con el tiempo hacia la cuenca del antepaís. Comenzando con la formación del flysch del norte de Helvética a finales del Eoceno y terminando con la deposición de melaza a mediados del Mioceno, la profundidad anterior migró al menos 70 km, lo que es consistente con la tasa promedio de deposición de flysch y melaza marina inferior (3 mm). /a) y la tasa de sedimentación promedio de la melaza de agua dulce de abajo hacia arriba (2 mm/a) son consistentes. Esta migración está relacionada con la deformación del interior adyacente, donde una secuencia compleja de pliegues y láminas de empuje enterraron las partes más internas de la cuenca del antepaís hasta al menos 10 a 12 km de profundidad. La carga de la litosfera es simultánea al acortamiento y engrosamiento de la corteza superior. La caída de la litosfera va acompañada del desarrollo de fallas normales sinsedimentarias dentro de la cuenca. La existencia de estas fallas de crecimiento se basa en cambios bruscos de litofacies y espesor y en la desaparición de unidades estratigráficas individuales. Ejemplos de esto incluyen las lutitas coccidiales y de dinamita del Eoceno medio, la terminación de la arenisca de Ruchi dentro de la pared inferior del empuje de Vorstestock y la terminación de las melazas marinas y de agua dulce del Oligoceno inferior. Dentro del fondo de melaza, el control estructural del hundimiento se basa en el hecho de que el espesor del relleno es independiente de las facies sedimentarias.
Figura 6-21 Mapa geológico simplificado de la cuenca del antepaís alpino septentrional
El interior de la cuenca del antepaís alpino ahora está cubierto por varias láminas de empuje compuestas por los Alpes centrales y el eugeosinclinal. La secuencia estratigráfica sedimentaria de esta cuenca de antepaís se muestra en la Figura 6-22. La porción más antigua del interior del relleno de la cuenca consiste en flysch del norte del Helvético del Eoceno superior al Oligoceno inferior (Siegenthaler, 1974). La Formación Taveyannaz del Eoceno y la Formación Elm se caracterizan por el aporte sedimentario longitudinal (WSW) y la presencia de escombros volcánicos. Aproximadamente en el cambio del Eoceno y Oligoceno, los escombros volcánicos desaparecieron y el aporte sedimentario cambió a un patrón radial con origen sur, superpuesto por una rápida disminución de la profundidad del agua. La parte más joven de la parte exterior es una secuencia sedimentaria compuesta de depósitos de facies marinas someras alternadas (facies deposicionales dominadas por frentes de delta y tormentas de olas; ver Frei, 1979) y depósitos de abanicos de grava de agua dulce (Frei, 1979; Habicht, 1945). , Pfiffner (1986) la llamó melaza.
La secuencia del flysch forma ahora parte de la zona helvética.
Este cinturón se encuentra debajo de la napa Penina y se puede dividir en dos partes: el complejo infrahelvético inferior (complejo infrahelvético) y la napa helvética superior. Una gran falla de cabalgamiento con una dislocación de hasta 50 km, la falla de cabalgamiento de Glaris, está separada. La napa helvética se puede dividir en dos partes: el complejo de napa Glaros superior e inferior.
En medio se encuentra la falla de cabalgamiento de S?tis (un plano de desprendimiento a nivel de la marga del fondo del Cretácico). El complejo infrahelvético consta de la cuña de basamento deformada del cuerpo de Aar, su cubierta sedimentaria superior y algunas láminas de franjas exóticas. El complejo de napa del Bajo Glaris en la sección transversal está compuesto de abajo hacia arriba por la lámina de empuje de Glaris (la lámina de empuje de Glaris s.s.), la lámina de empuje de Mürtschen y algunas imbricaciones de piedra caliza del Jurásico superior. Este último representa el sustrato de calizas del Cretácico desprendidas que formaron el complejo de napa suprayacente del Alto Glaros. La melaza se divide en melaza de meseta (ligeramente inclinada) y melaza subalpina (subalpina) (en la que la deformación da como resultado la formación de láminas de empuje y pliegues imbricados).
Figura 6-22 Columna estratigráfica de la cuenca del antepaís alpino
Si se considera toda la región alpina central, el momento de inicio de la evolución de la cuenca del antepaís puede situarse en el Eoceno medio (46 Ma ), ya que la deposición de flysch en el miembro Penino más interno comenzó durante el Cretácico (por ejemplo, Trümpy, 1973). Sin embargo, si sólo se consideran el cinturón helvético y la melaza, se debe tomar como punto de partida la "orogenia del Neógeno" (Trümpy, 1973).
En el Eoceno medio, se depositó piedra caliza arcillosa de facies de aguas poco profundas (5-200 m) en la capa rocosa del bloque (macizo) de Aar, más al sur en la napa helvética, lo que da lugar a depósitos de esquisto pelágico coccidio; En sección transversal, una falla separa las dos áreas. Esta falla de crecimiento representa fallas del Eoceno registradas por conglomerados que contienen conglomerados de piedra caliza subyacentes (Brückner, 1946; Styger, 1961). A finales del Eoceno (40 Ma), se produjo una deposición de flysch (formación Taveyannaz) en depresiones de flysch sobre el futuro bloque Aar. Particularmente en los bordes de los abanicos de grava, los conglomerados cambian rápidamente a fases de lutita mientras que el espesor de la formación permanece sin cambios (Habicht, 1945). En las partes más cercanas, la tasa de acumulación (o preservación) de sedimentación es de 0,65 mm/a en el flysch, 0,4 mm/a en la melaza de agua dulce inferior y aproximadamente 0,3 mm/a en la melaza de agua dulce superior.
Al comparar la cuenca paleógena del antepaís del sur del Tíbet con la cuenca del antepaís alpino, las dos son muy similares en términos de fondo estructural, secuencia sedimentaria, composición de unidades secundarias y apariencia paleontológica. Esto tiene un importante valor de referencia y un significado orientador para profundizar nuestra comprensión de la naturaleza de la cuenca del Paleógeno en el sur del Tíbet.