Conceptos y características relacionados de las cuencas de antepaís
En la década de 1970, la nueva comprensión de la teoría de las placas tectónicas sobre el origen de las cuencas sedimentarias desencadenó una revolución en la investigación de las cuencas. La comprensión popular de las cuencas del antepaís (Dickinson, 1974; Allen et al., 1986) se formó y desarrolló bajo la guía de la teoría de la colisión de placas. La cuenca del antepaís es una unidad importante del sistema tectónico de colisión. Es una cuenca sedimentaria estrecha y larga en forma de depresión formada entre el borde frontal del orógeno compresivo lineal y el cratón estable adyacente. Es principalmente una respuesta al hundimiento tortuoso causado por la carga de derrocamiento del cinturón orogénico (Dickinson, 1974; Jordan (1981, 1995), usualmente superpuesto al margen continental ya adelgazado, Dickinson (1974) primero dividió las cuencas de antepaís en dos tipos basándose en el mecanismo de formación del mar marginal o el modelo de fosa, arco y cuenca propuesto por Karig et al. 6-1): ① Cuenca periférica del antepaís, ubicada en colisión continente-continente (subducción tipo A; Bally y Snelson, 1980). En el cinturón plegado-empuje del antepaís del cinturón orogénico, después de restarse la corteza oceánica, el margen continental está subducido y en el margen continental pasivo las cuencas periféricas del antepaís se desarrollan en la parte superior y su estructura de placas está cerca del cinturón de ofiolita y lejos del cinturón de arco de magma, que es lo que la gente suele llamar el concepto de cuenca del antepaís. , como la cuenca indogangética (2) Cuenca de antepaís de arco posterior. Detrás del arco de magma extrusivo, la litosfera oceánica está subducida (subducción tipo B; Bally y Snelson, 1980), como la cuenca sedimentaria de las Montañas Rocosas del Mesozoico tardío-Cenozoico (Allen, 1986; Dickinson, 1974).
Figura 6-1 Plan de división temprana de la cuenca del antepaís
Puede haber dos mecanismos de subsidencia por flexión en la cuenca periférica del antepaís: uno es que la carga tectónica de la zona de empuje imbricada hace que la placa subductora se desvíe hacia abajo. La otra es la fuerza impulsora generada por la colisión de placas. El mecanismo de hundimiento por flexión de la cuenca del antepaís del arco posterior está relacionado principalmente con la carga tectónica del arco posterior. zona de pliegue y empuje y el ablandamiento térmico de la litosfera a lo largo del arco magmático. El desarrollo está relacionado con la colisión continente-arco (es decir, superposición de cratón y magma) (Zhou Xinyuan, 2002)
DeCelles y Giles (. 1996) propuso una cuenca de antepaís basada en el estudio de varios cinturones orogénicos típicos. Se adopta el concepto de sistema y la cuenca de antepaís se divide en cuatro zonas sedimentarias estructurales secundarias (parte superior de cuña, proa, elevación frontal y elevación posterior). Cada zona sedimentaria estructural se describe brevemente de la siguiente manera:
Forma de cuña La zona sedimentaria en la parte superior del cuerpo también se llama zona de impacto plegada. A menudo se encuentra adyacente al orógeno de colisión. la zona de transición entre montañas y llanuras o zona de estribaciones. Esta zona se encuentra detrás de la falla de empuje frontal y por encima de la zona de pliegue y empuje del antepaís. Consiste en cuencas superpuestas (Ori, 1984) o cuencas superiores en cuña de empuje, cuencas "satélite". , cuencas de cañones de suministro (Vincent, 1995) y cuencas heredadas de drenaje temprano relacionadas con actividades de empuje desordenadas locales para desarrollar estructuras imbricadas. Es famoso por sus fallas de cabalgamiento en forma de forma o a cuestas, así como por los cinturones estructurales descoordinados o delgados. -estructuras de piel causadas por desprendimiento El sistema sedimentario en forma de cuña se adelgaza hacia el orógeno y se puede dividir en dos combinaciones: ① Sistema sedimentario continental de grano grueso cercano a la fuente, Está compuesto por abanicos aluviales y abanicos aluviales (2) bajo el agua; Sistema sedimentario, que está compuesto por flujo de escombros y sedimentos de plataforma de grano fino.
Una gran cantidad de discordancias angulares progresivas y varias estructuras de crecimiento son las características distintivas del sistema de depósito en forma de cuña, lo que indica que el depósito se produjo cerca de la superficie de transición entre el depósito singenético y la erosión. Forma la subducción intracontinental, o "subducción A", de una depresión profunda o profunda en la región del antepaís. Los depósitos en la parte superior de la cuña se estrechan gradualmente hacia el interior y se caracterizan por un tamaño de grano extremadamente grueso, múltiples discordancias estructurales y deformación gradual. Debido a que las entidades sedimentarias en esta área tienen propiedades más o menos (cuasi-in situ) exóticas o alóctonas bajo la acción de la napa y el desprendimiento, alguien (Sun, 2003) abogó por el uso del término "ala móvil" en la dinastía Zhou (1952). ), llamándola el "ala móvil de la cuenca del antepaís". McCrossin et al. (1973) lo llamaron una vez "margen de cratón deformado (denominado C.M.D)".
La zona sedimentaria de la costa es la entidad sedimentaria más completa de la cuenca del antepaís y también es un hundimiento sedimentario. zona El área más grande (refiriéndose a los últimos estratos involucrados en el sistema de cuenca del antepaís). Esta zona se ubica entre la línea final de falla del borde frontal de la zona de colisión plegable y los flancos de la fuente de realce frontal, con un ancho de aproximadamente 100 a 300 km, y su longitud aumenta con la expansión de la zona de colisión. Los sedimentos se adelgazan hacia el cratón y se espesan rápidamente hacia el cinturón orogénico (borde frontal del cinturón de empuje). Están conectados con el extremo más alejado de la zona sedimentaria de la cima de la cuña y casi no hay discordancia en el interior. Los clastos terrígenos se originan básicamente en cinturones orogénicos. Un gran número de áreas con estructuras sinsedimentarias forman el límite natural entre la zona profunda y la zona superior en cuña. Como sinclinal asimétrico grande (o compuesto), debido a la actividad de empuje del cinturón orogénico y al cinturón superior en cuña (cinturón plegable o ala activa) o la influencia de la cuña de superposición de la corteza sobre la compresión horizontal del cinturón se ha debilitado significativamente, A menudo se trata de bandas con deformación débil. Si existen pliegues se mejora la coordinación de las estructuras superior e inferior. McCrossin (1973) llamó una vez a esta zona el "margen del cratón".
La zona sedimentaria anterior al levantamiento se refiere a la amplia zona potencial de levantamiento por flexión ubicada entre la zona sedimentaria anterior y posterior al levantamiento. Es la parte más estable de la cuenca del antepaís, conecta el antepaís y se extiende más hacia el cratón. Es un levantamiento curvo en un cratón de antepaís, cuyo ancho está controlado por la estructura litosférica, la resistencia a la flexión y las diferencias de densidad sedimentaria entre el manto y la cuenca. La identificación de zonas antiguas (sedimentarias) de antepaís es muy difícil y generalmente se basa en evidencia de sedimentación de plataformas carbonatadas y discordancias de ángulo bajo. La plataforma de carbonatos de Qianlong consta de varias plataformas de carbonatos en retirada discontinuas. Sus patrones sedimentarios y secuencias de crecimiento están controlados principalmente por la subsidencia por flexión y el nivel global del mar, y pueden registrar de manera sensible la historia de subsidencia regional. La discordancia de ángulo bajo define el antepaís y las áreas por las que migra, y tiene tres características básicas: ① los estratos suprayacentes se superponen gradualmente hacia el cratón (2) la pérdida de estratos dentro de la zona del antepaís aumenta hacia el cratón (3) Los estratos subyacentes están cortados en un ángulo bajo regional (mucho menos de 1), hasta 100 metros. McCrossin (1973) lo llamó una vez "Cratón Central (conocido como C.C.)".
La zona sedimentaria posterior al levantamiento está ubicada entre la zona previa al levantamiento y el cratón. -Zona sedimentaria de elevación. Bloques sedimentarios anchos y poco profundos agrupados hacia el lado de una posible curvatura descendente de un cratón. Los sedimentos se derivan principalmente de áreas de antepaís o cratones. El espesor estratigráfico de esta zona es significativamente más delgado que el de la zona profunda, y las líneas de isopaca están cerradas concéntricamente en forma de franjas, lo que indica que el hundimiento de la zona de elevación trasera está controlado por el hundimiento por flexión del cratón en el frente. zona de elevación.
Los límites de las cuatro zonas sedimentarias se encuentran en un estado de cambio constante porque están controlados por sistemas de fallas de empuje activas. Las áreas con alta incidencia de deformación sinsedimentaria y discordancia sintectónica a menudo forman la línea divisoria entre la zona superior de la cuña y la zona profunda. La zona de desarrollo de discordancia de ángulo bajo indica la ubicación de la zona de proa-levantamiento, y su punto de inicio interior marca la línea divisoria de la etapa inicial entre la zona de proa-levantamiento y la zona de pre-levantamiento. Hay una zona de pendiente de antepaís entre la zona de proa profunda y la zona de elevación de antepaís.
La extensión longitudinal de un sistema de cuenca de antepaís es aproximadamente igual a la longitud del cinturón plegado de empuje, excluyendo los sedimentos que se derramaron en cuencas oceánicas residuales o fisuras continentales (orogenia de colisión).
Figura 6-2 Mapa de elementos sedimentarios y estructura del sistema de cuencas de antepaís
Para muchos geólogos, el ejemplo clásico de una cuenca de antepaís son las melazas al pie de la cuenca de los Alpes suizos, que se extiende hacia el este hasta Baviera y Austria y hacia el suroeste hasta Saboya, Francia (Allen et al., 1986). Li Hou y Allen (1996) tomaron como ejemplo la cuenca del antepaís alpino septentrional y analizaron la importante influencia de la grieta pasiva original del margen continental en la morfología, el patrón y las características sedimentarias de la cuenca en la etapa temprana (periférica) de evolución de la cuenca del antepaís.
Lucchi (1986) una vez dividió el cinturón de cabalgamiento de la cuenca del antepaís en cinco tipos según su grado de participación en el sistema sedimentario (Figura 6-3): tipo simple (a), tipo complejo (b), tipo combinado de múltiples cuencas frontales pequeñas (c), tipo piggyback (d) y tipo de destrucción completa (e).
La cuenca de antepaís se desarrolla en el área de antepaís de la zona de colisión continental y es una cuenca de compresión típica. Las zonas de colisión continental son el resultado del cierre de cuencas oceánicas o marginales. La orogenia intensa ocurre cuando un continente en una placa en subducción choca con un arco de margen continental o un arco de isla en la placa suprayacente (Read, 1986). A medida que continuó la colisión continental, las cuencas restantes del golfo desaparecieron. En la región del antepaís, debido a la carga del cinturón plegado y empujado, la litosfera inferior fluye en equilibrio, formando así una cuenca de antepaís en su borde frontal. Por lo tanto, existe una conexión genética inherente entre el cinturón plegado del antepaís y la cuenca del antepaís; en la evolución de la cuenca del antepaís, el plegamiento y el cabalgamiento juegan un papel principal, controlando el llenado sedimentario de la cuenca (Liu Shaofeng, 1993).
Figura 6-3 Tipos estructurales de secciones de cuencas de antepaís
La diferencia significativa entre las cuencas de antepaís y otros tipos de cuencas, como los cratones, radica en sus formas estructurales únicas del relieve. En comparación con las cuencas de cratones, las cuencas de antepaís tienen una intensa actividad tectónica, estructuras de pliegue y empuje desarrolladas y una deformación estructural compleja (Zhao Jingzhou, 2003).
En términos de forma espacial, la cuenca del antepaís es un cuerpo sedimentario en forma de cuña. Si un sistema de cuenca de antepaís deformado vuelve al equilibrio, la fuente de la cuenca de antepaís (especialmente la cuenca de antepaís de Morahi) pertenece principalmente a la fuente de un sistema de flujo interno adyacente al cinturón orogénico, lo que resulta en un centro de subsidencia inconsistente con el depocentro. o los sistemas sedimentarios se superponen y se extienden desde la playa hasta la pendiente. Al mismo tiempo, los sedimentos de las cuencas del antepaís casi siempre tienen una forma de cuña que va desde fases estrechas hasta amplias en el espacio. Si entendemos por centro de subsidencia la zona más espesa y tosca de sedimentos clásticos terrígenos de una cuenca y la masa de agua más profunda de una cuenca, entonces las posiciones de ambos son inconsistentes en casi todas las cuencas de antepaís.
Debido a que las cuencas de antepaís suelen tener una corteza más gruesa y ninguna actividad volcánica, los valores de flujo de calor o gradientes geotérmicos son más bajos que en las cuencas de rift. Es decir, las cuencas del antepaís son típicamente cuencas frías. Por otro lado, las cuencas de antepaís, especialmente las del centro y oeste de China, tienen un fondo sedimentario de sistemas de agua internos rodeados de cinturones orogénicos. Los cinturones orogénicos se han elevado y expandido significativamente debido a las colisiones y el suministro de fuentes es suficiente, lo que a menudo es suficiente. conduce a tasas de subsidencia relativamente altas (Gao, 2003).
La transformación de margen continental pasivo a cuenca de antepaís se completa mediante la colisión y cooperación entre dos placas. Durante este proceso de transformación, la forma del margen pasivo tuvo una gran influencia en la formación y evolución de la cuenca del antepaís y en la distribución de todo el patrón sedimentario (Mu Chuanlong, 1990).
Los sedimentos más característicos de las cuencas de antepaís suelen ser las cuñas clásticas, que son unos estratos fluviales y deltaicos que se extienden hacia el cratón. Los clastos proceden de la zona de sutura que contiene el margen continental (Graham et al., 1975). ). Sin embargo, si la cuenca del antepaís ("cuenca marginal"; Dickinson, 1974) es profunda, las turbiditas producidas antes de que se depositaran estos clastos se encontraban en la corteza continental en hundimiento o de transición y no en la corteza oceánica. La dirección de las paleocorrientes en las cuñas clásticas es principalmente transversal al cinturón orogénico; por el contrario, la dirección de las paleocorrientes en las turbiditas está relacionada verticalmente con la dirección del cinturón orogénico; Por lo tanto, las cuñas de escombros en cuencas marginales, así como cualquier cuña de escombros que suministre escombros al otro lado de las tierras altas a lo largo de las zonas de sutura, generalmente pueden denominarse lechos de grava de melaza (Dickinson, 1974). Las turbiditas en cuencas de antepaís y las turbiditas en cuencas oceánicas o cuencas de antearco unidas a zonas de sutura se denominan en muchos casos flysch.
Sedimentos de las primeras cuencas del antepaís: ① Área anterior profunda, generalmente de grano fino, a menudo turbidita, acumulada en aguas profundas debajo de la plataforma continental, como la Formación Murrees en el subhimalaya paquistaní, el norte de Taveyannaz y Las areniscas de Val d'Illiez de las cuencas del antepaís alpino, las areniscas de Marnoso de los Apeninos del Norte y el Grupo de Hecho de Midi-Pyrénées (Labaume et al. 1985) son ejemplos bien conocidos, pero también existen fuentes menos conocidas. tales como los primeros sedimentos de la cuenca del antepaís del Plioceno-Pleistoceno en la provincia china de Taiwán, los sedimentos que quedan en la cuenca del antepaís del Paleozoico (Tacon) de Quebec y la cuenca del Cretácico-Paleógeno de Magallanes en América del Sur, son básicamente sedimentos de aguas profundas; ② La zona de levantamiento anterior se compone principalmente de depósitos de carbonato de pendiente suave (generalmente fase de plataforma limitada), marcados por la formación de paleo-levantamiento.
La sedimentación tardía en la cuenca del antepaís estuvo dominada por aguas poco profundas o fases continentales, con características típicas de "fase de melaza" (Figuras 6-4 y 6-5). La Formación Siwalik en el Himalaya Menor (Graham et al., 1975) y las piedras de moler de agua dulce alrededor de los Alpes europeos son excelentes ejemplos. Es decir, una cuenca de antepaís típica (como la cuenca de antepaís de los Alpes del Norte) consta de una secuencia temprana de deposición de flysch en aguas profundas y una secuencia de deposición tardía de melaza. En la etapa inicial de la orogenia, se encontraba en un ambiente marino o de fondo marino. Antes de la deposición real, la carga provoca la deformación de la corteza terrestre, por lo que las cuencas de antepaís se caracterizan por ambientes de aguas profundas. En el período orogénico tardío, el cinturón orogénico expuesto alcanzó un estado estable y la denudación alcanzó su punto máximo. La sección transversal de la cuenca del antepaís aumenta debido a la carga de sedimentos, y los bancos de arena se vuelven obsoletos a medida que los sedimentos reemplazan gradualmente la masa de agua. Finalmente, la cuenca del antepaís se llenó de depósitos de melaza. Por ejemplo, la etapa temprana de aguas profundas de la cuenca del antepaís en el oeste de Taiwán, China, estuvo acompañada por el crecimiento del cinturón orogénico de Taiwán, pero su terreno era relativamente bajo y la tasa de recarga sedimentaria era relativamente baja. La fase de aguas poco profundas ocurre cuando el orógeno se desarrolla hasta un tamaño "estable" y la rápida erosión se compensa con un levantamiento ascendente. Durante este período, los escombros llenaron la cuenca y el exceso de escombros fue arrastrado desde la cuenca del antepaís por la acción de ríos y mares poco profundos, formando así una forma de cuenca estable. Según la investigación de Schwab, las características petrológicas de los sedimentos de la cuenca del antepaís son: los sedimentos de relleno tempranos son ricos en feldespato y pobres en feldespato, principalmente de cratones, de los cuales solo se derivan una pequeña cantidad de depósitos minerales; complejos de zonas de subducción elevadas de roca o arco magmático.
Figura 6-4 Estructura estratigráfica de secuencia estructural de la cuenca del antepaís
La evolución de la zona de sutura proporciona una perspectiva interesante, pero no única, sobre la relación estructural entre el flysch y la melaza (. Graham y otros, 1975). En términos generales, cualquier zona de sutura completa representa el resultado final del cierre continuo de una cuenca oceánica residual (Dickinson, 1972). Las colisiones de la corteza terrestre a lo largo de toda la longitud de las placas pueden ser sincrónicas sólo si la forma de los márgenes continentales en la colisión refleja colisiones mutuas y si los vectores de movimiento relativo de las placas que causan las colisiones de la corteza terrestre cumplen los requisitos. En general, el desarrollo de zonas de sutura extensas es necesariamente interépocal, ya que los ajustes continuos y las líneas límite en el movimiento de las placas permiten que continúe la sutura progresiva de los bloques de la corteza. El punto de transición de la construcción entre los segmentos cosidos y descosidos se moverá a lo largo de la zona de sutura con el tiempo. Después del punto de transición, son típicas las tierras altas orogénicas, las cuñas clásticas y las cuencas de antepaís rellenas. Antes del punto de transición, había fondos oceánicos remanentes y primeras cuencas de antepaís. Los sistemas de drenaje en las tierras altas orogénicas son a menudo verticales, y muchos de los sedimentos producidos por la orogenia colisional no se propagan lateralmente como cuñas clásticas, sino que pueden extenderse longitudinalmente a lo largo de tendencias tectónicas en cuencas oceánicas remanentes y cuencas de antepaís más profundas. De esta manera, una gran cantidad de sedimentos que reflejan la erosión del orógeno de colisión se fusionarán en la misma orogenia durante el movimiento futuro a lo largo de la zona de sutura de crecimiento en el punto de transición tectónica. Por lo tanto, el flysch sinorogénico de las turbiditas con paleocorrientes longitudinales y las melazas postorogénicas de la mayoría de las cuñas clásticas con paleocorrientes transversales pueden considerarse consecuencias naturales de las colisiones corticales que formaron zonas de sutura (Dickinson, 1974).
Figura 6-5 Mapa de recuperación paleogeográfica-paleotectónica de la cuenca del antepaís alpino norte durante el período de hambruna
En general, se cree que la primera etapa vacía de la cuenca del antepaís puede ser la etapa inicial Extensión y expansión de la litosfera. Consecuencias naturales de las cargas externas. Para una corteza normal no estirada, la aparición y el vuelco de la cuña de escombros se acompaña del inicio de un acortamiento de la corteza, mientras que para una corteza progresivamente más delgada, el inicio de una rápida deposición de escombros se retrasa repetidamente por ciclos orogénicos hasta que el cinturón orogénico queda expuesto sobre el nivel del mar. Esto enfatiza la necesidad de investigar la historia a largo plazo de la litosfera antes de que se pueda comprender completamente la respuesta del desarrollo de la cuenca del antepaís a la orogenia (Allen, 1986).
En la evolución de las cuencas periféricas del antepaís, la transformación del flysch en melaza siempre ha sido motivo de preocupación. Sinclair (1997) creía que el inicio de la colisión continental y el inicio de las cuencas periféricas del antepaís fueron causados por la deformación y flexión del margen pasivo heredado de la placa del antepaís, respectivamente. Durante la convergencia gradual de las placas, las cuencas del antepaís circundantes pasaron de una etapa de flysch subcompensada a una etapa de melaza compensada o sobrecompensada. Normalmente, esta conversión de flysch a melaza se interpreta como la migración de cuñas de empuje y cuencas de antepaís a través de la línea bisagra de márgenes pasivos heredados. Se demostró que los cambios en la fuerza litosférica en aguas paleoprofundas heredadas y márgenes continentales pasivos subducidos europeos no tuvieron influencia en la conversión de flysch en melaza durante el desarrollo de la cuenca del antepaís de los Alpes del Norte.
Durante la transición del flysch a la melaza, los Alpes proporcionaron al menos un aumento del 30% en el suministro de sedimentos. Simultáneamente con la transformación del flysch en melaza (Oligoceno medio), el orógeno experimentó una erosión acelerada, el levantamiento de rocas metamórficas de alta presión, el derretimiento de la litosfera inferior y el inicio del empuje principal, que puede caracterizarse por el modelo de fractura de placas. Otra consecuencia de este modelo es que la superficie de equilibrio aumenta y se erosiona. La rotura de las placas puede haber ocurrido en respuesta al aumento de la sedimentación, lo que resultó en la conversión de flysch en melaza en la cuenca del antepaís de los Alpes del Norte (Fig. 6-6). La construcción de melaza, marcada por el desarrollo de capas de conglomerado, se formó a través de orogenia de extrusión, colisión y collage de placas después del cierre de la cuenca oceánica. Es el signo sedimentológico más intuitivo de que la cuenca oceánica está completamente cerrada y juega un papel muy importante en el estudio de la evolución de la cuenca del antepaís.
La evolución de las secuencias sedimentarias es un reflejo material de la evolución estructural de la cuenca. La cuenca del antepaís tiene su propio proceso de evolución sedimentaria único. Sinclair (1997) propuso una vez un diagrama modelo del proceso de evolución sedimentaria de las cuencas de antepaís (Figura 6-7), que se divide en cuatro etapas evolutivas: ① etapa de carga inicial del margen continental pasivo; ② etapa de llenado sedimentario insuficiente; a la estabilidad del cratón Llenado ④ Transición del hambre a la saciedad.
Una característica común de las cuencas de antepaís es la migración de sus depocentros y líneas marginales de pinchout. Con la condición de que no se libere la presión de compresión, dado que el cinturón de empuje es un sistema que avanza continuamente hacia el continente (es decir, avanza a través del tiempo), existe un fenómeno llamado "migración de antepaís" en casi todas las cuencas de antepaís. Lucci (1986) describió los patrones de inicio y fin del movimiento de la línea de pinchout en los Apeninos septentrionales. Durante el período flysch del Oligoceno-Mioceno, la cuenca del antepaís de los Apeninos se elevó hasta el margen de los Apeninos a un ritmo de 5 a 10 mm por año, mientras que durante el período Molasa del Plioceno tardío-Pleistoceno, el depocentro y el borde de pellizco migraron de manera inestable y desacelerada. .
Figura 6-6 Modelo de desconexión de placa alpina
Figura 6-7 Modelo de evolución sedimentaria de la cuenca del antepaís
En pocas palabras, la cuenca del antepaís La evolución estructural se desarrolla en el borde frontal de los cinturones de empuje activos, y la dirección principal de transporte de sedimentos apunta a la cuenca en evolución. Debido a que la carga de la correa de empuje en sí es variable, la propia cuenca del antepaís está incluida en la deformación. El grado en que una cuenca sufre una incisión o se desliza completamente depende de una serie de factores cambiantes, incluida la tasa de transferencia del frente de empuje, la disponibilidad de capas propensas a deslizarse debajo de la cuenca y el ángulo de convergencia. Si la cuenca en la que se acumulan los sedimentos está ubicada frente a un sistema de empuje activo, se le puede llamar playa estrecha. Cuando una palangana se deforma por debajo y descansa sobre una napa activa, se llama palangana con tapa de napa o palangana a cuestas. Estos diferentes entornos sedimentario-tectónicos son evidentes en Europa y los Alpes (Allen, 1986). Los depósitos minerales de la cuenca de Morarchi en Suiza se producen principalmente en zonas de empuje. Aunque se cree que la napa alpina que avanzaba fue parcialmente enterrada por clastos erosivos, el depocentro parece haber estado siempre cerca y delante del frente de la napa (Homewood et al., 1986).
La clasificación de Dickinson (1974) de las cuencas de antepaís ha inyectado una base geodinámica indiscutible en la clasificación y origen de los antepaíses. Sin embargo, debido a los muchos problemas causados por el "aterrizaje de placas", esta clasificación no ha sido el problema. El proceso de reconocimiento y división de cuencas intraplaca o intracontinentales de antepaís no se ha resuelto (Sun, 2003).
Chen Fajing (1989) analizó las cuencas del antepaís en el oeste de China y las cuencas de extensión en el este de China desde cinco aspectos: espesor de la corteza terrestre, propiedades de las fallas (es decir, fallas), actividad magmática, campo geotérmico y etapa de evolución dinámica. y diferencia de capas sedimentarias.
Sun (1993) complementó y enfatizó los siguientes cuatro puntos sobre la estructura, el conjunto tectónico-sedimentario, la cinemática y la geodinámica de la formación de la cuenca del antepaís:
1) Desde la perspectiva de la geología global Desde una perspectiva, la ocurrencia de cuencas de antepaís se basa en la zona de transición del cratón o corteza continental (corteza gruesa) a la zona activa o corteza oceánica (corteza delgada) en un período específico, es decir, un margen continental pasivo en un período específico. . Esta ubicación particular puede describirse como “frente a la zona activa y de espaldas a la zona estable” (Sun, 1984). Este trasfondo estructural puede ser ejemplificado por la cuenca del antepaís en el margen noroeste del río Yangtze en la cuenca de Sichuan y el margen norte de la cuenca del Tarim (Kuqa) en China. Se pueden obtener ejemplos típicos en el extranjero de la cuenca del Golfo Pérsico frente a las montañas Zagros en el Medio Oriente (margen continental pasivo de Tetis) y la cuenca occidental de Canadá (Alberta) en el oeste de América del Norte.
2) El contexto estructural específico antes mencionado determina que existan tres estructuras diferentes en el espacio interno de este tipo de cuenca luego de su formación: ①Cinturón de empuje ubicado a un lado del orógeno de colisión, con empuje; pliegues o piel delgada Se caracteriza por el desarrollo de estructuras; (2) cuencas o depresiones profundas adyacentes a las alas activas o ubicadas en la pared inferior de los cinturones de empuje; ③ pendientes y elevaciones estables del antepaís conectan las depresiones y se extienden aún más hasta el cratón.
3) Debido al surgimiento de la cuenca del antepaís, representa el producto del engrosamiento del borde de la zona de sobreempuje debido al empuje de la litosfera. La litosfera del antepaís se desvía bajo la acción de la carga gravitacional. El sistema de actividad migratoria está relacionado con la evolución de las cadenas montañosas de colisión, por lo que en casi todas las cuencas de antepaís existe el típico fenómeno de migración denominado hacia las profundidades. Este tipo de playa móvil a menudo tiene las siguientes características: ① La tasa de deposición es alta, lo que resulta en una gran relación superficie-cuerpo (V/S). Su tasa de sedimentación puede alcanzar 150 m/Ma, 180 m/Ma, 400 m/Ma y 300 m/Ma en Sichuan, Ordos (T3) y el borde norte de la cuenca del Tarim (N1-2). ② El fondo de la cuenca del antepaís o el fondo de cada antepaís representa una actividad de pliegue y empuje, que obviamente no se ajusta a los estratos subyacentes (3) Con el tiempo, con la migración y deformación de la anteplaya, el borde frontal de los primeros; La playa quedó enterrada y la nueva playa se vio obligada a migrar hacia el cratón. Además, si bien se presta atención a los pliegues discordantes de la zona en diferentes épocas, también hay que prestar atención a las trampas estratigráficas litológicas formadas por "dos líneas de un lado (disconformidad) (línea de costa y línea de pellizco)" ④ entre ellas; la cuenca del antepaís y el ala activa Existe una relación de subducción A entre ellos.
Figura 6-8 Mapa de evolución estructural de China central y occidental
Graham et al (1993) creían que el surgimiento y el posterior desarrollo en múltiples etapas de las cuencas de antepaís en el centro y oeste. China obviamente estuvo influenciada por el antiguo Océano Asiático. Control de los eventos de cierre y colisión de apertura y cierre de Tetis en múltiples fases. Según las superficies de discordancia y las curvas de subsidencia, las cuencas del antepaís en el centro y oeste de China se pueden dividir en cinco generaciones (Figura 6-8).
Li Yuejun et al. (2000) descubrieron a través de investigaciones en las montañas Dabie, el Himalaya y los cinturones orogénicos de los Urales que durante el largo y complejo proceso de evolución de los cinturones orogénicos continentales, sus zonas de antepaís a menudo formaban montañas junto con las montañas. todo el cinturón orogénico. Migración del cinturón hacia los polos, formando así una nueva cuenca de antepaís. Un fenómeno digno de mención en el cinturón orogénico continental es la existencia de una cuenca de antepaís dual, que incluye la cuenca de antepaís original formada directamente en el margen continental pasivo de la placa en subducción durante la etapa de colisión continente-continente y la primera formada durante la colisión a gran escala. empuje intracontinental y etapa de napa. La cuenca exterior del antepaís dentro de la placa subductora. Son el resultado de la migración tectónica del cinturón plegado-empuje del antepaís del orógeno de colisión continental, y se formaron en diferentes etapas de la evolución tectónica del mismo orógeno de colisión continental. La cuenca del antepaís original y la cuenca del antepaís distal son dos tipos de cuencas del antepaís periféricas con diferentes orígenes. La teoría de la "doble cuenca de antepaís" proporciona nuevas ideas rectoras para encontrar y estudiar cuencas de antepaís. Además, Liu Shaofeng et al (1996) también propusieron el concepto de "sistema de cuenca de antepaís dual" de colisión continente-continente al estudiar el orógeno Qinling, pero es diferente del concepto de "cuenca de antepaís dual" propuesto por Li Yuejun ( 2000).