Bacia de Foreland - Foreland basin

O Golfo Pérsico - a bacia do foreland produzida pelo cinturão orogênico de Zagros

Uma bacia foreland é uma bacia estrutural que se desenvolve adjacente e paralela a um cinturão de montanhas . As bacias de Foreland se formam porque a imensa massa criada pelo espessamento crustal associado à evolução de um cinturão de montanhas faz com que a litosfera se curve, por um processo conhecido como flexura litosférica . A largura e a profundidade da bacia do foreland são determinadas pela rigidez flexural da litosfera subjacente e pelas características do cinturão de montanhas. A bacia do foreland recebe sedimentos que são erodidos do cinturão de montanhas adjacentes, preenchendo-se com sucessões sedimentares espessas que se distanciam do cinturão de montanhas. As bacias de Foreland representam um tipo de bacia do membro final, sendo as outras bacias de rifte . O espaço para sedimentos (espaço de acomodação) é fornecido pelo carregamento e flexão para baixo para formar bacias foreland, em contraste com as bacias rifte, onde o espaço de acomodação é gerado pela extensão litosférica.

Tipos de bacia do foreland

Foreland Basin Classes: Peripheral vs. Retroarc

As bacias de Foreland podem ser divididas em duas categorias:

  • Bacias foreland periféricas (Pro) , que ocorrem na placa que é subduzida ou sob o impulso durante a colisão da placa (ou seja, o arco externo do orógeno)
  • Retroarc (Retro) bacias foreland , que ocorrem na placa que se sobrepõe durante a convergência ou colisão da placa (ou seja, situada atrás do arco magmático que está ligado à subducção da litosfera oceânica)
    • Os exemplos incluem as bacias andinas , ou Bacias das Montanhas Rochosas do final do Mesozóico ao Cenozóico da América do Norte

Sistema de bacia de Foreland

O Sistema da Bacia de Foreland

DeCelles & Giles (1996) fornecem uma definição completa do sistema de bacia do foreland. Os sistemas de bacia de Foreland compreendem três propriedades características:

  1. Uma região alongada de acomodação potencial de sedimentos que se forma na crosta continental entre um cinturão orogênico contracional e o cráton adjacente, principalmente em resposta a processos geodinâmicos relacionados à subducção e ao cinturão de impulso de dobra periférico ou retroarc resultante;
  2. Consiste em quatro depozonas discretas, conhecidas como depozonas em cunha , proeminência , forebulge e bojo posterior (zonas de deposição) - qual dessas depozonas uma partícula de sedimento ocupa depende de sua localização no momento da deposição, ao invés de sua última relação geométrica com a correia de impulso;
  3. A dimensão longitudinal do sistema da bacia do foreland é aproximadamente igual ao comprimento do cinturão dobrável e não inclui sedimentos que se derramam nas bacias oceânicas remanescentes ou fendas continentais (impactogens).

Sistemas de bacia do Foreland: depozones

O topo da cunha fica no topo das folhas de empuxo em movimento e contém todos os sedimentos que carregam da cunha de empuxo tectônica ativa. É aqui que se formam as bacias sobrepostas .

A profundidade anterior é a zona sedimentar mais espessa e se torna mais espessa em direção ao orógeno. Os sedimentos são depositados via sistemas deposicionais distal fluvial, lacustre, deltaico e marinho.

A protuberância e a protuberância são as zonas mais finas e distais e nem sempre estão presentes. Quando presentes, são definidos por inconformidades regionais, bem como depósitos eólicos e marinhos rasos.

A sedimentação é mais rápida perto da lâmina de impulso móvel. O transporte de sedimentos dentro da profundidade é geralmente paralelo ao ataque da falha de impulso e ao eixo da bacia.

Movimento da placa e sismicidade

O movimento das placas adjacentes da bacia do foreland pode ser determinado estudando a zona de deformação ativa com a qual está conectada. Hoje, as medições de GPS fornecem a taxa na qual uma placa se move em relação a outra. Também é importante considerar que a cinemática atual provavelmente não será a mesma de quando a deformação começou. Assim, é crucial considerar modelos não GPS para determinar a evolução de longo prazo das colisões continentais e em como isso ajudou a desenvolver as bacias frontais adjacentes.

A comparação de modelos GPS modernos (Sella et al. 2002) e modelos não GPS permite que as taxas de deformação sejam calculadas. Comparar esses números com o regime geológico ajuda a restringir o número de modelos prováveis, bem como qual modelo é mais geologicamente preciso dentro de uma região específica.

A sismicidade determina onde as zonas ativas de atividade sísmica ocorrem, bem como mede os deslocamentos totais da falha e o momento do início da deformação (Allen et al. 2004).

Formação de bacias

Evolução do sistema da bacia de Foreland generalizada

As bacias de Foreland se formam porque, conforme o cinturão de montanhas cresce, ele exerce uma massa significativa na crosta terrestre, o que faz com que ela se curve ou flexione para baixo. Isso ocorre para que o peso do cinturão de montanha possa ser compensado pela isostasia no flexão ascendente do forebulge.

A evolução das placas tectônicas de uma bacia superficial periférica envolve três estágios gerais. Primeiro, o estágio de margem passiva com carregamento orogênico de margem continental previamente esticada durante os estágios iniciais de convergência. Em segundo lugar, o "estágio inicial de convergência definido pelas condições de águas profundas" e, por último, um "estágio convergente posterior durante o qual uma cunha subaerial é flanqueada por bacias terrestres ou marinhas rasas" (Allen & Allen 2005).

A temperatura abaixo do orógeno é muito mais alta e enfraquece a litosfera. Assim, a correia de impulso é móvel e o sistema da bacia do foreland se deforma com o tempo. As discordâncias sintectônicas demonstram subsidência e atividade tectônica simultâneas.

As bacias de Foreland estão cheias de sedimentos que erodem do cinturão de montanhas adjacentes. Nos estágios iniciais, a bacia do foreland é considerada insuficiente . Durante este estágio, sedimentos de águas profundas e comumente marinhos, conhecidos como flysch , são depositados. Eventualmente, a bacia fica completamente cheia. Nesse ponto, a bacia entra no estágio de transbordamento e ocorre a deposição de sedimentos clásticos terrestres . Estes são conhecidos como melaço . O preenchimento de sedimentos dentro da profundeza atua como uma carga adicional na litosfera continental.

Comportamento litosférico

Sistema de carga móvel - Flexão litosférica ao longo do tempo

Embora o grau de relaxamento da litosfera ao longo do tempo ainda seja controverso, a maioria dos pesquisadores (Allen & Allen 2005, Flemings & Jordan 1989) aceita uma reologia elástica ou viscoelástica para descrever a deformação litosférica da bacia do foreland. Allen & Allen (2005) descrevem um sistema de carga móvel, no qual a deflexão se move como uma onda através da placa dianteira antes do sistema de carga. A forma de deflexão é comumente descrita como uma baixa assimétrica perto da carga ao longo do foreland e uma deflexão elevada mais ampla ao longo do forebulge. A taxa de transporte ou fluxo de erosão, assim como a sedimentação, é função do relevo topográfico.

Para o modelo de carregamento, a litosfera é inicialmente rígida, com a bacia ampla e rasa. O relaxamento da litosfera permite o afundamento próximo ao impulso, o estreitamento da bacia, o presságio em direção ao impulso. Durante os momentos de impulso, a litosfera fica rígida e o forebulge se alarga. O momento da deformação do impulso é o oposto do relaxamento da litosfera. A curvatura da litosfera sob a carga orogênica controla o padrão de drenagem da bacia do foreland. A inclinação flexural da bacia e o suprimento de sedimentos do orógeno.

Envelopes de força litosférica

Os envelopes de força indicam que a estrutura reológica da litosfera sob a foreland e o orógeno são muito diferentes. A bacia do foreland tipicamente mostra uma estrutura térmica e reológica semelhante a uma margem continental estriada com três camadas frágeis acima de três camadas dúcteis. A temperatura abaixo do orógeno é muito mais alta e, portanto, enfraquece muito a litosfera. De acordo com Zhou et al. (2003), “sob estresse compressional a litosfera abaixo da cordilheira torna-se quase inteiramente dúctil, exceto uma camada frágil fina (cerca de 6 km no centro) perto da superfície e talvez uma camada frágil fina no manto superior.” Este enfraquecimento litosférico sob o cinturão orogênico pode, em parte, causar o comportamento da flexura litosférica regional.

História térmica

As bacias de Foreland são consideradas bacias hipotérmicas (mais frias que o normal), com baixo gradiente geotérmico e fluxo de calor . A média dos valores de fluxo de calor está entre 1 e 2 HFU (40–90 mWm −2 (Allen & Allen 2005). A subsidência rápida pode ser responsável por esses valores baixos.

Com o tempo, as camadas sedimentares ficam soterradas e perdem a porosidade. Isso pode ser devido à compactação do sedimento ou às mudanças físicas ou químicas, como pressão ou cimentação . A maturação térmica dos sedimentos é um fator de temperatura e tempo e ocorre em profundidades mais rasas devido à redistribuição do calor passado de salmouras migratórias.

A refletância de vitrinita, que normalmente demonstra uma evolução exponencial da matéria orgânica em função do tempo, é o melhor indicador orgânico para a maturação térmica. Estudos têm mostrado que as medições térmicas atuais de fluxo de calor e gradientes geotérmicos correspondem de perto à origem e desenvolvimento tectônico de um regime, bem como à mecânica litosférica (Allen & Allen 2005).

Migração fluida

Os fluidos em migração se originam dos sedimentos da bacia do foreland e migram em resposta à deformação. Como resultado, a salmoura pode migrar por grandes distâncias. A evidência de migração de longo alcance inclui: 1) Correlação de petróleo com rochas geradoras distantes 2) Corpos de minério depositados de salmouras contendo metal, 3) Histórias térmicas anômalas para sedimentos rasos, 4) Metassomatismo regional de potássio, 5) Cimentos de dolomita epigenéticos em minério corpos e aqüíferos profundos (Bethke & Marshak 1990).

Fonte de fluido

Os fluidos que transportam calor, minerais e petróleo têm um grande impacto no regime tectônico na bacia do foreland. Antes da deformação, as camadas de sedimentos são porosas e cheias de fluidos, como água e minerais hidratados. Uma vez que esses sedimentos são enterrados e compactados, os poros ficam menores e alguns dos fluidos, cerca de 1/3, deixam os poros. Este fluido tem que ir para algum lugar. Dentro da bacia do foreland, esses fluidos podem potencialmente aquecer e mineralizar materiais, bem como se misturar com a cabeça hidrostática local.

Principal força motriz para a migração de fluidos

A topografia orógena é a principal força motriz da migração de fluidos. O calor da crosta inferior se move por meio de condução e advecção do lençol freático . As áreas hidrotérmicas locais ocorrem quando o fluxo de fluido profundo se move muito rapidamente. Isso também pode explicar temperaturas muito altas em profundidades rasas.

Outras restrições menores incluem compressão tectônica, impulso e compactação de sedimentos. Estes são considerados menores porque são limitados pelas taxas lentas de deformação tectônica, litologia e taxas de deposição, da ordem de 0–10 cm ano -1 , mas mais provavelmente perto de 1 ou menos de 1 cm ano -1 . Zonas com sobrepressão podem permitir uma migração mais rápida, quando 1 quilômetro ou mais de sedimentos sombrios se acumulam por 1 milhão de anos (Bethke & Marshak 1990).

Bethke e Marshak (1990) afirmam que "a água subterrânea que se recarrega em altas altitudes migra através da subsuperfície em resposta à sua energia de alto potencial em direção a áreas onde o lençol freático é mais baixo."

Migração de hidrocarbonetos

Bethke e Marshak (1990) explicam que o petróleo migra não apenas em resposta às forças hidrodinâmicas que impulsionam o fluxo do lençol freático, mas também à flutuabilidade e aos efeitos capilares do petróleo movendo-se através dos poros microscópicos. Os padrões de migração fluem do cinturão orogênico para o interior cratônico. Freqüentemente, o gás natural é encontrado mais perto do orógeno e o petróleo é encontrado mais longe (Oliver 1986).

Sistemas modernos (Cenozóico) de bacia do foreland

Europa

  • Bacia Alpina do Norte ( Bacia do Molasse)
    • Bacia periférica do foreland ao norte dos Alpes , na Áustria, Suíça, Alemanha e França
    • Formado durante a colisão Cenozóica da Eurásia e da África
    • As complicações surgem na formação do Rhine Graben
  • Profundidade dos Cárpatos
    • Continuação da Bacia do Molasse dos Alpes do Norte até os Cárpatos
  • Po Basin
    • Bacia retro-foreland ao sul dos Alpes, no norte da Itália
  • Bacia do Ebro
    • Bacia frontal periférica ao sul dos Pirineus , no norte da Espanha
    • Deformação substancial da bacia do foreland ocorreu no norte, exemplificada pelo cinturão de dobra-empuxo foreland na província catalã ocidental . A bacia é bem conhecida pelas exposições espetaculares de estratos de sedimentos sin- e pós-tectônicos devido à evolução peculiar da drenagem da bacia.
  • Bacia Guadalquivir
    • Formado durante o Neógeno ao norte da Cordilheira Bética (sul da Espanha), em um porão hercínico.
  • Bacia Aquitaine
    • Bacia retro-foreland ao norte dos Pirineus, no sul da França

Ásia

  • Bacia do Ganges
    • Pró-foreland ao sul do Himalaia , no norte da Índia e no Paquistão
    • Começou a se formar há 65 milhões de anos, durante a colisão da Índia e da Eurásia
    • Preenchido com uma sucessão sedimentar com mais de 12 km de espessura
  • Bacia do Norte do Tarim
    • Pró-foreland ao sul do Tien Shan
    • Formado inicialmente durante o Paleozóico Superior , durante o Carbonífero e Devoniano
    • Rejuvenescido durante o Cenozóico como resultado do estresse de campo distante associado com a colisão Índia-Eurásia e a elevação renovada do Tien Shan
    • A seção sedimentar mais espessa fica abaixo de Kashgar , onde o sedimento Cenozóico tem mais de 10.000 metros de espessura
  • Bacia Junggar do Sul
    • Retro-foreland ao norte do Tien Shan
    • Formado inicialmente durante o final do Paleozóico e rejuvenescido durante o Cenozóico
    • A seção sedimentar mais espessa fica a oeste de Urumqi , onde o sedimento mesozóico tem mais de 8.000 metros de espessura

Médio Oriente

  • Golfo Pérsico
    • Foreland a oeste das montanhas Zagros
    • Estágio insuficiente
    • A parte terrestre da bacia cobre partes do Iraque e Kuwait

América do Norte

América do Sul

Antigos sistemas de bacia do foreland

Europa

Ásia

América do Norte

América do Sul

    • Foreland a leste do cinturão orogênico dos Andes Centrais - A Bacia Foreland do Chaco Meridional no norte da Argentina

Veja também

Referências

  • Allen, Philip A. e Allen, John R. (2005) Basin Analysis: Principles and Applications, 2ª ed., Blackwell Publishing, 549 pp.
  • Allen, M., Jackson, J. e Walker, R. (2004) Reorganização Cenozóica Tardia da colisão Arábia-Eurásia e a comparação das taxas de deformação a curto e longo prazo. Tectonics, 23, TC2008, 16 pp.
  • Bethke, Craig M. e Marshak, Stephen. (1990) Migrações de salmoura através da América do Norte - as placas tectônicas das águas subterrâneas. Annu. Rev. Earth Planet. Sci., 18, p. 287–315.
  • Catuneanu, Octavian. (2004) Retroarc foreland systems - evolução ao longo do tempo. J. African Earth Sci., 38, pág. 225–242.
  • DeCelles, Peter G .; Giles, Katherine A. (junho de 1996). "Sistemas de bacia de Foreland". Pesquisa de bacia . 8 (2): 105–123. doi : 10.1046 / j.1365-2117.1996.01491.x .
  • Flemings, Peter B. e Jordan, Teresa E. (1989) Um modelo estratigráfico sintético do desenvolvimento da bacia do foreland. J. Geophys. Res., 94, B4, p. 3853–3866.
  • Garcia-Castellanos, D., J. Vergés, JM Gaspar-Escribano & S. Cloetingh, 2003. Interação entre tectônica, clima e transporte fluvial durante a evolução Cenozóica da Bacia do Ebro (NE Ibéria). J. Geophys. Res. 108 (B7), 2347. doi: 10.1029 / 2002JB002073 [1]
  • Oliver, Jack. (1986) Fluidos expelidos tectonicamente de cinturões orogênicos: seu papel na migração de hidrocarbonetos e outros fenômenos geológicos. Geology, 14, p. 99–102.
  • Sella, Giovanni F., Dixon, Timothy H., Mao, Ailin. (2002) REVEL: um modelo para as velocidades atuais das placas da geodésia espacial. J. Geophys. Res., 107, B4, 2081, 30 pp.
  • Zhou, Di, Yu, Ho-Shing, Xu, He-Hua, Shi, Xiao-Bin, Chou, Ying-Wei. (2003) Modelagem da estrutura termo-reológica da litosfera sob a bacia do foreland e o cinturão de montanhas de Taiwan. Tectonophysics, 374, pág. 115–134.

Leitura adicional