Estructuras antideslizantes y transferencia de depocentros

5.3.1.1 Características de las fallas de rumbo

Las zonas de fallas activas de rumbo de hoy no son solo zonas de actividad sísmica, como las zonas de fallas de agua dulce en el borde oriental de la meseta tibetana. La falla Shuihe (Allen et al., 1991) es también un área donde las montañas se elevan, se desnudan y rápidamente se hunden en cuencas. Es difícil identificar zonas de fallas de deslizamiento de rumbo antiguas porque a menudo hay componentes de extensión de deslizamiento de rumbo y de compresión de deslizamiento de rumbo en estas zonas de falla. Las características de deslizamiento de tensión se pueden identificar rápidamente, pero es difícil retener evidencia convincente de deslizamiento de rumbo. .

Las fallas de deslizamiento se mueven principalmente horizontalmente paralelas al plano de la falla. Las conexiones laterales, bifurcaciones y entretejidos son las características básicas de muchas zonas y sistemas de fallas de deslizamiento. Las fallas de rumbo aparecen como zonas de desplazamiento principales lineales o curvas en el plano. Hay fallas y pliegues dispuestos en un patrón de arrastre dentro y cerca de las zonas de desplazamiento principales (Figura 5.9), y sus líneas estructurales se cruzan con las zonas de desplazamiento principales. En la sección transversal, la falla de rumbo consiste en una zona de desplazamiento principal relativamente estrecha y casi vertical en profundidad, pero en la cubierta de roca sedimentaria es una zona de falla trenzada que diverge hacia arriba y lateralmente (Figura 5.10). El sistema de fallas ramificadas que se dispersa hacia arriba se llama "estructura floral" y algunas personas lo llaman "estructura de palmera" (Sylvester, 1984). Los tipos de rocas yuxtapuestas a ambos lados de una falla de deslizamiento varían mucho, con cambios repentinos en el espesor y la litofacies de la misma unidad estratigráfica. En un mismo tramo coexisten fallas normales y fallas inversas, y las diferentes interfaces de una misma dislocación de falla tienen diferentes escalas y direcciones (Figura 5.438+00). En una sección continua, el ángulo de buzamiento de la misma falla es diferente, la escala y la dirección de la misma falla en una determinada interfaz cambian y la probabilidad de ocurrencia de fallas de desprendimiento positivo y negativo también es diferente. En muchas secciones consecutivas, el ángulo de buzamiento de la misma falla es variable y la escala y dirección de separación de la falla en el mismo nivel son diferentes. Algunas fallas de rumbo se identifican en estructuras de desprendimiento de ángulo bajo en profundidad (o hacia arriba), que pueden estar en rocas sedimentarias o pueden involucrar lecho de roca. A escala regional, las características más llamativas de los patrones estructurales de rumbo y deslizamiento son la existencia simultánea de acortamiento y estiramiento, y la aleatoriedad de las fallas de cabalgamiento y las direcciones de rodadura de los depósitos de carbón (Heward et al., 1980; Mikhail, 1985).

Figura 5.9 Disposición de los planos estructurales asociados con una falla de rumbo dextral derecha ideal (según Christie-Blick et al., 1985).

5.3.1.2 Identificación de fallas de rumbo sinsedimentarias

La estructura única en forma de flor y las características planas de las fallas de rumbo mencionadas anteriormente se pueden distinguir de otras fallas. Los siguientes marcadores también son muy útiles para identificar fallas de deslizamiento sinsedimentarias.

(1) Movimiento lateral

Al igual que la zona de falla de rumbo actual, el movimiento de rumbo se puede determinar directamente mediante la comparación de algunas litologías especiales o fases sedimentarias entrelazadas en ambas. lados de la zona de falla, la reconstrucción de la paleotopografía también puede indicar la existencia de estructuras de deslizamiento. La migración lateral de abanicos en cuencas sedimentarias a lo largo de fallas es una forma importante de movimiento de rumbo. Las características petrográficas de los abanicos aluviales (como grandes clastos, areniscas o componentes minerales pesados) suelen ser indicativas de algunos tipos especiales de fuentes en las cuencas sedimentarias. Estas fuentes ahora pueden estar ubicadas no cerca de la pared de surgencia de la falla de la cuenca sedimentaria, sino en algún lugar alejado de la cuenca. El deslizamiento puede explicar bien la dislocación entre el área de procedencia y el área de depósito. Cuando se utiliza la paleotopografía para indicar la existencia de fallas de rumbo, el tamaño del abanico aluvial o abanico submarino debe ser proporcional al tamaño de la fuente (Steel et al., 1985).

Figura 5.10 Características de la sección transversal de una falla de rumbo (basada en Christie-Blick et al., 1985)

(2) Movimiento vertical

A lo largo En la zona de falla de deslizamiento, el movimiento vertical rápido a gran escala es muy común. Las fallas sinsedimentarias sólo pueden identificarse por cambios abruptos laterales en el espesor sedimentario o en las facies sedimentarias. Cuando el suministro de clastos es suficiente, los cambios de fase son inconsistentes con las líneas de falla y son simplemente cambios en el espesor sedimentario. La evidencia paleocorriente y paleotopográfica proporcionada por ambientes fluviales, deltaicos o marinos sugiere que era más probable que el transporte de sedimentos en la cuenca fuera paralelo, en lugar de perpendicular, a las fallas de deslizamiento. Debido al movimiento diferencial, la deposición es rápida y la acumulación generalmente tiene varios kilómetros de espesor (Reading, 1980).

(3) Cambio de fase lateral

Los cambios ambientales deposicionales laterales son una característica común de todas las cuencas pequeñas de rápida subsidencia.

Excepto por el área de denudación de gran área que es abastecida por fuentes de un extremo de la cuenca y la formación de un delta de gran área en la cuenca, la mayoría de los suministros de fuentes son locales, y los puntos de suministro de fuentes limitados limitan la distribución de cualquier sedimento. facies en la cuenca (Stell et al., 1980). La sedimentación en la cuenca está controlada por fallas activas y la migración de fases sedimentarias está controlada por fallas. Las unidades de fase son gruesas y tienen una distribución lateral limitada.

(4) Características de compresión

Estas características mencionadas anteriormente son causadas por un movimiento vertical rápido y son simplemente signos de tensión y fallas normales, que son comunes en cualquier graben descendente. en . Sin embargo, todas las zonas de falla de rumbo (excepto la extensión de rumbo) muestran características de compresión. En algunos lugares, la compresión local a lo largo de las zonas de falla puede conducir a la formación de cabalgamientos, levantamientos y estructuras de napa. Los levantamientos también pueden causar erosión y discordancia (a menudo discordancias angulares). Estas deformaciones a menudo coinciden con la deposición en cuencas sedimentarias regionales adyacentes. Desafortunadamente, en los antiguos cinturones orogénicos, especialmente en las áreas sedimentarias continentales, hay signos de falta de estratos al mismo tiempo, y la comparación entre ellos a menudo se basa en el supuesto de que los eventos tectónicos o de discordancia ocurrieron simultáneamente. En la misma zona de falla de rumbo, la compresión y el acortamiento en una dirección van acompañados de un estiramiento en la otra dirección, o el estiramiento y el acortamiento ocurren alternativamente.

5.3.2 Identificación sedimentológica de cuencas de deslizamiento

Las cuencas de deslizamiento son productos asociados a fallas de deslizamiento, la mayoría de ellas tienen formas geométricas específicas, altas tasas de sedimentación y enormes espesores Las características de sedimentación y rápido cambio de fase lateral la diferencian de otras cuencas sedimentarias en términos de forma, distribución, secuencia de llenado sedimentario y arquitectura del tracto del sistema sedimentario.

5.3.2.1 Ambiente deposicional y facies sedimentarias

Los ambientes deposicionales de las cuencas de deslizamiento son diversos, incluyendo ambientes marinos y no marinos, y las condiciones climáticas que experimentan también son muy diferente. Los sistemas deposicionales pueden variar desde abanicos aluviales y deltas de abanicos hasta abanicos subacuáticos, depósitos de asentamiento, flujos de escombros y depósitos de corrientes de turbidez. Aunque pueden estar presentes varias facies en una cuenca de rumbo, cada fase no se extiende muy lateralmente en la cuenca, y la sedimentación en la cuenca está controlada por fallas límite en el borde de la cuenca y el rápido hundimiento de la cuenca.

La etapa inicial de desarrollo de una cuenca de deslizamiento continental es un ambiente deposicional lacustre. Este tipo de lago suele ser largo y estrecho, y la dirección de elongación de la cuenca del lago es paralela a la zona de falla de deslizamiento, mostrando un relleno unidireccional o bidireccional. Los extremos de los ríos o deltas aportan desechos a las cuencas y generalmente se forman abanicos aluviales en los bordes de las cuencas. Una vez que se llena la cuenca de agua, puede cambiar gradualmente de aguas profundas a aguas poco profundas, o puede cambiar repentinamente de aguas profundas a aguas poco profundas. Debido al hundimiento continuo, algunas fases especiales pueden existir en la misma zona durante mucho tiempo, mientras que la migración lateral de las fases sedimentarias es limitada. El tipo de fases especiales que aparecen depende en gran medida del clima y la composición química del agua del lago (Hardie et al., 1978). Cuando los lagos se llenan de limo, la posición original del lago es reemplazada por ríos, por lo que las secuencias de llenado de cuencas terminan con deposición fluvial, como en la cuenca de Qile en California. En cuencas dominadas por extrusión de deslizamiento, debido a que los ríos están controlados por el clima, a menudo se desarrollan amplias llanuras aluviales y sedimentos interfluviales (Read, 1980).

Las facies sedimentarias de las cuencas de rumbo varían desde la sedimentación abisal o semiabismal hasta la sedimentación terrígena o semiterrígena. Ejemplos típicos son las conocidas cuencas de deslizamiento frente al margen continental de California y Nueva Zelanda (Moore, 1969). En estos lugares los materiales terrestres son muy importantes. Entre ellos, los clastos terrígenos de grano grueso transportados por la gravedad submarina se depositaron en la llanura de la cuenca, y pueden aparecer clastos terrígenos de grano fino de los abanicos submarinos y los bordes del talud continental. La cuenca también puede estar parcialmente rodeada por una plataforma continental estrecha. Actualmente, la mayoría de los sedimentos terrígenos están atrapados, lo que debería atribuirse al reciente aumento del nivel del mar. Ocasionalmente, la interceptación por cañones submarinos puede transportar algunos sedimentos a abanicos submarinos y llanuras de cuenca. Si se desarrollan bancos de carbonatos en el borde de una cuenca, también puede ocurrir deposición de carbonatos clásticos dentro de la cuenca.

Aunque la actividad magmática es rara en las cuencas de deslizamiento, también pueden desarrollarse rocas volcánicas en las cuencas cuando la extensión es prominente. Por ejemplo, en la cuenca de separación por deslizamiento del mesozoico de Ningwu en la región del Bajo Yangtze de mi país, hay 1.400 km2 de rocas extrusivas acumuladas en la cuenca (Xia et al., 1994; Lin et al., 1997); el Plioceno del bloque Tengchong en el área de Sanjiang de Yunnan: un conjunto de combinación de basalto-andesita-dacita desarrollado en la cuenca de separación de rumbo del Cuaternario. Cuando la tensión es bastante fuerte, se puede formar corteza oceánica y ofiolitas incluso en centros en expansión, como el Mar de Andamán (Balance et al., 1980).

5.3.2.2 Relleno de cuencas y marcas estratigráficas

Las cuencas de deslizamiento son paralelas al sistema de fallas de deslizamiento y son alargadas.

La cuenca es profunda y relativamente estrecha (menos de 50 km de ancho). Debido al movimiento vertical desigual en ambos lados de la cuenca, el perfil a menudo muestra características asimétricas. Por ejemplo, el borde descendente en un lado de la cuenca Qilei es relativamente simple y el otro lado es relativamente complejo y consiste en discordancias y fallas de empuje; y fallas de deslizamiento-inmersión (Figura 5.11). Las cuencas de deslizamiento son pequeñas y complejas, y las facies sedimentarias son asimétricas vertical y lateralmente. Algunas brechas sedimentarias de grano grueso se depositan a lo largo de las fallas principales, como pilas de escombros, deslizamientos de tierra y flujos de escombros pronunciados en pequeña escala, y abanicos aluviales se depositan en otros bordes de la cuenca, como ríos trenzados, ríos serpenteantes y deltas en abanico. y deltas (Fig. 5.11, Fig. 5.6538. El cambio de fase lateral en la cuenca es tan rápido que la brecha del borde puede ingresar rápidamente a la lutita lacustre lateralmente. El hundimiento episódico de la cuenca de deslizamiento es corto y la tasa de hundimiento es extremadamente rápido, hasta 1000 m/Ma (Reading, 1982). A menudo se desarrollan múltiples depocentros (Figura 5.12), lo que resulta en una superposición lateral de las fallas deposicionales. sistemas, y el espesor sedimentario en la cuenca es mayor que la profundidad de la cuenca (Apéndice Figura 5.12~Apéndice Figura 5.14). Los ejemplos más típicos son la cuenca Reggie y la cuenca escocesa Old Red Sandstone, pero las direcciones de suministro de estas). Dos cuencas son ligeramente diferentes. La fuente de la cuenca está ubicada en un lado paralelo al eje largo de la cuenca, y la dirección de llenado de la cuenca se cruza con la falla de deslizamiento en un ángulo alto con el movimiento de deslizamiento lateral derecho de. la falla de deslizamiento, el sistema sedimentario en la cuenca se superpone lateralmente a lo largo de la dirección de la falla de deslizamiento. Lejos de la fuente, el sistema sedimentario envejece. En la antigua cuenca de arenisca roja escocesa, la fuente de la cuenca se encuentra en el. La dirección del eje corto de la cuenca, y la dirección de llenado principal de la cuenca es paralela a la zona principal de falla de deslizamiento. Constantemente se forman nuevas cuencas sedimentarias secundarias o depocentros. Los escombros en el borde de la cuenca se llenan en las cercanías de la. cuencas secundarias o depocentros formados en las etapas tempranas; las cuencas secundarias formadas en las etapas posteriores separan el área de procedencia de las áreas de relleno de la cuenca anterior. La cuenca secundaria solo acepta la deposición de la fase distal del abanico aluvial, y la fase proximal de; el abanico aluvial (subfase de raíz de abanico, subfase de abanico, etc.) se llena principalmente en nuevas cuencas secundarias adyacentes a la fuente. Durante la formación de las cuencas, las cuencas previamente formadas se alejaron gradualmente de las áreas de fuente, lo que resultó en dislocaciones obvias entre las áreas de fuente y. áreas de depósito (Figura 5.14) En las cuencas modernas, hay muchas características de dislocación geomorfológica, como ríos, abanicos aluviales u océanos.

Figura 5.11 Sección estructural-sedimentaria integral de la cuenca de Qilei. Croweell et al. 1982, citado de He Mingxi et al. 1993)

Figura 5.12 Hay muchas cuencas antiguas de arenisca roja en Escocia. La aparición de un depocentro y la dislocación del área de depósito y el área de origen. (según Bluck, 1980)

Figura 5.13 El depocentro de la cuenca de separación en forma de rombo en el Rift del Mar Muerto se desplazó desde el Valle de Arava del Mioceno hasta la ubicación actual del Mar Muerto (basado en Christie-Blick et. al., 1985)

Figura 5.14 Modelo de transferencia de depocentro de llenado de la cuenca Qilei (basado en Nilsen et al., 1985)

Magma de cuenca extensional de deslizamiento La actividad es intensa y. la secuencia estratigráfica presenta una estructura de expansión anular de nueva a antigua. La cuenca de compresión de rumbo se contrae gradualmente con el tiempo, acompañada de pliegues de arrastre, fallas de cabalgamiento y estructuras de napa, y hay una gran cantidad de discordancias complejas en la cuenca /p. >

5.3.3 Tipos y características de las cuencas de rumbo

En el proceso de evolución de muchas cuencas, sus mecanismos de control se mezclan y cambian en diferentes etapas (Dickinson, 1993). . La formación de algunas cuencas está controlada principalmente por el movimiento de rumbo, mientras que otras están controladas por mecanismos de rumbo extensivo o de compresión. Desde la perspectiva de los sistemas dinámicos, existen tres tipos de cuencas relacionadas con fallas de deslizamiento: ① cuencas extensionales de deslizamiento; ② cuencas de compresión de deslizamiento; ③ cuencas de separación. Las principales características de cada cuenca se muestran en la Tabla 5. 1.

Tabla 5.1 Comparación de las principales características de los estanques de extensión de rumbo, los estanques de compresión de rumbo y los estanques de separación

5.3.3.1 Los estanques de extensión de rumbo

La formación y evolución de las cuencas extensionales de rumbo están controladas por los mecanismos duales de extensión y de deslizamiento. Las cuencas extensionales de rumbo tienen las características tanto de las cuencas de extensión como de las cuencas de rumbo. Para este tipo de cuencas, como señaló Miall (1990), es mucho más fácil confirmar la existencia de extensión que confirmar la presencia de corte. Por lo tanto, las cuencas extensionales de rumbo se clasificaron simplemente como cuencas extensionales en el pasado, como el Yitong Graben en China (Li Sitian et al., 1997).

Las cuencas extensionales de deslizamiento de rumbo pueden desarrollarse en una variedad de entornos tectónicos de placas, incluidas transiciones, divergencias y convergencias de límites de placas, entornos continentales de extensión y contracción e interiores de placas alejados de áreas de fuerte deformación. Las cuencas generalmente se desarrollan en zonas estructurales discretas de rumbo. En este tipo de zona estructural, el deslizamiento suele ir acompañado de una dispersión significativa, y la zona de desplazamiento principal y las estructuras asociadas adyacentes se caracterizan por la extensión.

Las cuencas de extensión de deslizamiento son generalmente largas y estrechas, y la dirección de extensión de la cuenca es paralela a la falla límite que controla la cuenca. Tiene forma de graben en el plano, generalmente una cuenca de medio graben de falla única o una cuenca de medio graben de doble falla (Fig. 5.15). Puede ser una cuenca única o un grupo de cuencas de tipo escalonado distribuido en un lado. de la zona de falla de rumbo. En el perfil, las fallas límite que controlan la cuenca son principalmente fallas normales, que muestran fuertes características de movimiento de rumbo. La extensión de la cuenca se produce principalmente a lo largo de la dirección perpendicular a la falla límite que controla la cuenca, que controla el ancho del desarrollo de la cuenca. A medida que se extienda, la cuenca se hará más profunda y ancha. El deslizamiento ocurre principalmente a lo largo del eje longitudinal de la cuenca. Las principales fallas que controlan los límites de la cuenca son los principales factores de control en la formación y evolución de la cuenca y el marco estratigráfico dentro de la cuenca.

Figura 5. 15 Antiguo prototipo de cuenca escocesa de arenisca roja y relleno de cuenca (según Bluck, 1980)

Las cuencas extensionales continentales de rumbo están dominadas por sedimentos lacustres, con relleno bidireccional y punto fuentes Características de los suministros. La cuenca es un medio graben controlado por una falla principal en un lado. Su centro de sedimentación y hundimiento está sesgado hacia el lado de la falla principal, y el relieve es una pendiente pronunciada. A lo largo de este lado se suelen formar abanicos aluviales y brechas dominadas por estribaciones, deslizamientos de tierra y flujos de escombros, como la cuenca Hohenlen en la costa occidental de Noruega, la antigua cuenca de arenisca roja en Escocia (Figura 5.12, Figura 5.15) y el Paleoceno occidental de Lanping en Yunnan. Cuenca. O se forma un delta en forma de abanico de pendiente pronunciada a lo largo de un lado de la falla principal, como el Yitong Graben (Li Sitian et al., 1997). Los abanicos aluviales, los deltas en abanico de pendiente pronunciada o los cinturones de brechas son estrechos y se distribuyen a lo largo de fallas que dominan la cuenca. Los abanicos aluviales en el lado de la pendiente pronunciada son pequeños y de forma empinada, y los escombros derramados en muchos lugares pueden ingresar directamente a lagos de diversas profundidades. Los depósitos de flujos de escombros en tierra pueden rastrearse lateralmente hasta los depósitos submarinos de flujos de escombros. En el otro lado de la cuenca, frente a la falla principal que controla el límite de la cuenca, a menudo se desarrolla un delta de pendiente suave (abanico) o abanico aluvial dominado por ríos, y la mayoría de los sedimentos ingresan a la cuenca desde este lado. En este momento, el centro de la cuenca está dominado por sedimentos lacustres y depósitos de turbidita. La fase lacustre se cruza con abanicos aluviales en el borde de la cuenca y el estado de la fase cambia rápidamente (Figura 5.15).

El deslizamiento controla principalmente la cuenca a lo largo del límite con fallas importantes. El deslizamiento de rumbo a menudo se manifiesta como la dislocación de áreas y fuentes sedimentarias, la migración lateral o la superposición lateral de sistemas sedimentarios (como abanicos aluviales) distribuidos a lo largo de las fallas límite de la cuenca y múltiples depocentros paralelos a la dirección de extensión de la cuenca. están en el espacio. Están dispuestos horizontalmente y la dirección de las corrientes antiguas se desvía regularmente. Las fallas de deslizamiento a menudo tienen estructuras negativas en forma de flor, a menudo acompañadas de estructuras de falla a ambos lados de la zona de desplazamiento principal, y están dispuestas en forma escalonada en el espacio. Las propiedades de las fallas son en su mayoría fallas de rumbo, fallas normales o fallas de rumbo normales. En ausencia de compresión obvia (como pliegues escalonados y fallas inversas), o solo dispersas o concentradas en áreas locales, los ejes de pliegue tienden a ser paralelos a la zona de desplazamiento principal en lugar de inclinados.

5.3.3.2 Cuenca de compresión de rumbo

Una cuenca de compresión de rumbo es una cuenca formada por la acción combinada de deslizamiento y compresión. Ingersoll (1998) consideró que la cuenca de la zona de la falla de San Andrés era la cuenca compresional de deslizamiento más detallada del mundo, la cuenca Ventura en el sur de California (Burke et al., 1982; Yeats et al., 1985), la Cuenca Central Paleógena de Spitsbergen (Steel et al., 1985), la Cuenca Jinggu del Eoceno en el oeste de Yunnan (Liu et al., 1998) y la Cuenca Inferior del Río Yangtze del Triásico Medio y Tardío (Liu et al., 1998) 65438+) Al igual que las cuencas de antepaís, el hundimiento de este tipo de cuenca se ve afectado por las cargas causadas por la deflexión litosférica (Christie-Blick et al. Un lado de la cuenca de compresión de deslizamiento es adyacente a cinturones orogénicos, cinturones de empuje y nappe. En zonas, las fallas del borde de la cuenca son a menudo fallas corridas con deslizamiento de rumbo evidente; hay fallas desarrolladas en el lado opuesto y algunas sin fallas desarrolladas. Cuando se desarrollan fallas, generalmente son fallas de deslizamiento de rumbo que se desarrollan a lo largo del área entre las dos fallas. Las cuencas de presión suelen tener forma de cuña en el plano, como la cuenca del Eoceno Jinggu en el oeste de Yunnan (Liu et al., 1998) y la cuenca del Bajo Yangtze del Triásico Medio y Tardío (Xia et al., 1994; Li Peijun et al. , 1995). Las cuencas compresivas de deslizamiento con fallas de un solo lado están representadas por la Cuenca Central Paleógena de Spitsbergen (Steel et al., 1985) y la Cuenca Eoceno de Lanping del oeste de Yunnan (Fig. 5.16). Las fallas de control en cuencas de compresión de rumbo son a menudo fallas de compresión de rumbo.

La dirección de compresión de la cuenca es perpendicular a la falla que controla la cuenca, y el deslizamiento ocurre principalmente en la dirección paralela a la falla que controla la cuenca.

Los sedimentos en las cuencas de compresión de deslizamiento son principalmente sedimentos de abanicos aluviales y sedimentos de ríos trenzados controlados por ríos, pero algunas cuencas también tienen sedimentos lacustres. La cuenca de compresión de rumbo se caracteriza por un relleno bidireccional y el abanico aluvial se deposita en el lado cercano a la zona de falla principal. Este abanico es de gran escala y la dirección de migración de los escombros es perpendicular a las fallas del borde de la cuenca y apunta al eje de la cuenca. En comparación con el otro lado, se desarrolla un pequeño abanico aluvial controlado por el río, y la dirección del paleoflujo apunta al eje. El eje de la cuenca es la sedimentación del río o del lago, y la dirección del paleoflujo es consistente con el eje.

Las características de compresión de las cuencas de compresión de rumbo son similares a las de las cuencas de antepaís en términos de relleno de la cuenca, y aparecen como una secuencia progresiva de engrosamiento vertical hacia arriba. A medida que el cinturón orogénico continúa empujando y elevándose a lo largo del borde de la cuenca, la fuente de la cuenca es el cinturón de napa de empuje que continúa migrando hacia la cuenca. Las facies sedimentarias de la cuenca cambian rápidamente y los cinturones de facies se mueven. Por ejemplo, en la cuenca del río Yangtze (Li Peijun et al., 1998), los sedimentos cambian dramáticamente de gruesos a finos desde el borde hasta el centro de la cuenca. A medida que pasa el tiempo, el rango de distribución de sedimentos se estrecha gradualmente, la cuenca se contrae gradualmente, el cinturón de fase clástica gruesa en el borde de la cuenca obviamente se mueve hacia adentro y la fase clástica fina se vuelve significativamente más estrecha. En la dirección perpendicular al cinturón orogénico, el centro de subsidencia sedimentaria de la cuenca se aleja o se acerca al cinturón orogénico (Figura 5.6438+06).

Figura 5.16 Migración bidireccional del depocentro de la cuenca de compresión de deslizamiento del Eoceno en Lanping, Yunnan Occidental E3-Oligoceno; E2b1, E2b2, E2b3: los miembros inferior, medio y superior de la Formación Baoxiangsi del Eoceno.

En comparación con las cuencas extensibles de rumbo y las cuencas de extensión de rumbo, las características de deslizamiento de las cuencas de compresión de rumbo son relativamente simples. Sus características de deslizamiento son: el área de deposición y el área de origen son. desplazado, y el centro de deposición está inclinado. El centro de subsidencia migra paralelo a la zona de falla límite que controla la cuenca o cinturón orogénico. Desafortunadamente, es raro observar todos los signos anteriores simultáneamente en la misma cuenca. Por ejemplo, en el Triásico Medio y Tardío, el deslizamiento en la cuenca del Yangtze a lo largo del río Yangtze se manifestó principalmente por la dislocación del área sedimentaria de la procedencia y los pilares laterales del depocentro (Figura 5.17), mientras que el rumbo El deslizamiento en la cuenca del Eoceno en el suroeste de Yunnan se manifestó principalmente cuando el depocentro migra lateralmente paralelo al cinturón orogénico, mientras que la cuenca del antepaís se mueve hacia el cinturón orogénico, lo que indica que a menudo se encuentran una gran cantidad de fallas inversas, estructuras de pliegue e incluso estructuras de napa. desarrollado en cuencas de compresión de deslizamiento, incluida la falla de empuje angular baja. Los pliegues en las cuencas tienden a tener forma de ganso salvaje o ser paralelos a la zona de desplazamiento principal. Cuando la compresión es fuerte, su estilo estructural se vuelve similar a las características estructurales de las correas plegadas de empuje. La mayoría de las fallas desarrolladas en cuencas de compresión de rumbo se distribuyen en forma escalonada.

5.3.3.3 Cuenca separable

Una cuenca separable es un tipo de cuenca importante en un entorno tectónico de deslizamiento. El término "pull-off" fue propuesto por primera vez por Burchifel y Stewart en 1966 cuando estudiaron la estructura del Valle de la Muerte en California, Estados Unidos. Cuenca separable, también conocida como grieta en rombo, hundimiento estructural, graben torsional, graben en rombo, etc. Las cuencas separables se refieren a ciertas partes discontinuas de fallas de deslizamiento o partes superpuestas y entrelazadas entre fallas de deslizamiento. El estiramiento lateral causado por el deslizamiento de las fallas de deslizamiento produce depresiones estructurales. En los laterales y en el interior del tablero se encuentran lavabos extraíbles. Los tamaños de las cuencas varían y la construcción sedimentaria y la actividad volcánica dependen del entorno tectónico y la intensidad de la actividad tectónica. Las principales estructuras de la cuenca son fallas de desgarre de límite, fallas normales de límite y fallas de corte o de tensión-corte dentro de la cuenca, que controlan el desarrollo de cuencas de separación.

Figura 5. El depocentro de la cuenca de compresión de rumbo en el Triásico Medio y Tardío del Bajo Yangtze 17 es oblicuo lateral izquierdo (según Xia et al., 1994).

Una cuenca separable es una cuenca ubicada entre fallas de rumbo discontinuas y únicas. La forma y escala de desarrollo de la cuenca dependen principalmente del espaciamiento de las fallas laterales y del grado de superposición de las fallas laterales. En la etapa inicial de formación de la cuenca, las características similares de la cuenca de separación inicial son (Mann et al., 1983): ① Tiene las características geométricas iniciales de "curva de separación", que se manifiesta como una falla principal sin las conexiones laterales están separadas por un gran deslizamiento Las fallas oblicuas centrales de los componentes están conectadas ② ​​Las fallas principales no son completamente paralelas; El relieve es una depresión estructural, una depresión o un acantilado bajo. Si hay un suministro de agua y material en una depresión o depresión estructural, se producirá sedimentación. Con la dislocación continua de las fallas laterales, se formarán cuencas en forma de "huso", "en forma de Z" y "en forma de S" en las juntas laterales separadas. Debido a las grandes ondulaciones del terreno, los abanicos aluviales formados por la sedimentación se concentran alrededor de los acantilados en el borde de la cuenca. El movimiento de deslizamiento a lo largo de estas fallas limítrofes puede hacer que los abanicos aluviales migren continuamente lateralmente, provocando el área de origen y deposicional. área para tambalearse.

La inclinación del fondo de la cuenca provoca la separación de los abanicos, resultando en abanicos de baja pendiente ampliamente distribuidos a lo largo de un lado del valle, y abanicos de pendiente pronunciada y de menor distribución en el otro lado. Los depósitos de abanicos aluviales proximales pasan gradualmente a depósitos distantes de arena y lodo que pueden no verse afectados por la actividad de la falla o los depocentros locales (Mann et al., 1983). Las cuencas separadas maduras suelen tener forma de rombo, por lo que también se denominan fisuras en rombo. Se desarrollan sobre la base de cuencas en forma de S o de Z debido al aumento del desplazamiento horizontal de las fallas. La relación de aspecto del lavabo desmontable en forma de rombo es de aproximadamente 3. En la cuenca a menudo se desarrollan muchos abismos o depresiones separados por levantamientos submarinos (Rodger et al., 1980; Mann et al., 1983). Estos abismos o depresiones generalmente tienen forma de anillo. Cuando se desarrollan muchos abismos, a menudo se distribuyen en diagonal. En el fondo de la cuenca, o alternativamente distribuido por depresiones y protuberancias, se distribuye oblicuamente en el fondo de la cuenca (Figura 5.18) En la cuenca separable en forma de rombo pueden aparecer sedimentos de aguas profundas, marinos y lacustres. y las fallas principales son El control de la sedimentación es más evidente sólo en áreas de pendientes pronunciadas asociadas con zonas de fallas complejas. Pequeños abanicos aluviales y abanicos deltas con pendientes más pronunciadas se desarrollan en el lado descendente del bloque de cuenca, mientras que se forman grandes abanicos aluviales con pendientes más pequeñas en el lado ascendente. A medida que el desplazamiento de rumbo continúa aumentando, la longitud de la cuenca separable en forma de diamante aumentará infinitamente, evolucionando hacia una estrecha cuenca oceánica con fallas principales que la conectan lateralmente y que exceden el ancho de la cuenca (o el espaciamiento inicial de fallas transversales) (Mann et al., 1983).

Figura 5. 18. Depresión y levantamiento de la cuenca desprendible del Mioceno en Longchuan, en el oeste de Yunnan (según Chen et al. 1994).

El ancho de la cuenca pull-apart depende de la distancia inicial entre fallas que no están conectadas lateralmente antes de que comience el desplazamiento. Durante la formación y evolución de la cuenca pull-apart, el ancho de la cuenca permanece. básicamente sin cambios. La longitud de la cuenca aumenta gradualmente a medida que aumenta la superposición del lado de la falla. La dirección de la expansión de la escala de la cuenca es paralela a la tendencia de las fallas de rumbo, que es diferente de las cuencas extensionales de rumbo. En las cuencas separables por deslizamiento, las fallas que controlan la cuenca suelen ser fallas por deslizamiento y fallas por deslizamiento o fallas normales y fallas normales. Varias señales de deslizamiento que existen en cuencas extensibles de deslizamiento también existen en cuencas separables.

5.3.4 Mecanismo de formación de cuencas

Las cuencas de deslizamiento se pueden formar en una variedad de entornos geodinámicos, como la zona de transición entre continentes y océanos, límites de placas discretas y continentes en extensión. ambiente, límites de placas convergentes y ambientes compresionales.

La formación de fallas de rumbo en cuencas sedimentarias es el resultado de una expansión o acortamiento local de la corteza (especialmente en zonas de convergencia continental). El área de las cuencas de deslizamiento varía mucho, pero estas cuencas tienden a ser más pequeñas que las cuencas formadas por extensión regional (muchas depresiones intracontinentales) o acortamiento regional (las cuencas de antepaís y las cuencas de antearco típicas tienden a ser estrechas). (ancho inferior a 50 kilómetros). Una cuenca puede experimentar estiramientos y acortamientos alternos debido a cambios en el movimiento de los bloques de la corteza adyacentes; o el estiramiento en una dirección (o parte de una cuenca) va acompañado de un acortamiento en otra dirección (u otra parte de una cuenca); el estiramiento y el acortamiento también difieren dentro de la cuenca y cambian con el tiempo (Miall, 1985; Stell et al., 1985; Christie-Blick et al.; 1985).

Aunque la dislocación a lo largo de las zonas de fallas de deslizamiento es principalmente horizontal, el movimiento más obvio en cualquier lugar es el deslizamiento por inmersión. Este movimiento vertical relativo entre bloques de falla produce la sedimentación del sistema de falla de rumbo. Sin embargo, los efectos de sedimentación causados ​​por la compresión y la extensión por deslizamiento son obviamente diferentes. La compresión de deslizamiento conduce al plegamiento, empuje y elevación vertical de los cinturones orogénicos en tierra, crestas oceánicas o islas en el océano, formando una cuenca de compresión de deslizamiento en el borde frontal del cinturón de empuje o cinturón orogénico. La extensión del deslizamiento provoca el hundimiento de las cuencas y las fallas normales forman los límites de estas cuencas. Los lavabos formados por este mecanismo suelen ser lavabos extensibles de deslizamiento y lavabos separables. Las cuencas extensionales de rumbo se desarrollan principalmente en zonas estructurales de deslizamiento discretas, mientras que las cuencas de separación a menudo ocurren en un lado de una falla donde la extensión lateral de la falla es discontinua o donde se encuentra la falla extendida.

En general, se cree que las cuencas de deslizamiento aparecen principalmente en áreas donde el deslizamiento va acompañado de componentes discretos. A menudo hay algunas zonas alternas de tensión y compresión a pequeña escala a lo largo del sistema de fallas de rumbo, que son causadas por la flexión de la zona de la falla de rumbo, el tejido de fallas dentro de la zona de la falla de rumbo o el movimiento lateral. movimiento de la falla de arrastre. La flexión a lo largo de la zona de falla de rumbo puede producir convergencia y divergencia. La zona de convergencia produce extrusión, levantamiento y erosión, y la zona de divergencia forma una cuenca (Figura 5.19(a)).

La bifurcación y agregación de fallas forman una red de fallas, donde dos fallas se encuentran, y el bloque de falla intercalado entre las dos se comprime y se estira en ubicaciones discretas que conducen al hundimiento (Figura 5.19(b), (c)). . Los extremos de las fracturas trapezoidales se estiran o comprimen (Fig. 5.19(d)); donde las fallas paralelas comienzan a moverse nuevamente, se forman cuencas separables similares a las del Mar Muerto (Fig. 5.13), o pliegues y empujes. falla (Fig. 5.19(e)).

Figura 5. Tipos de 19 fallas de rumbo y sus cuencas (Según Reading, 1980).

Además de la extensión de la corteza, otro mecanismo potencialmente importante a lo largo de las cuencas de fallas de deslizamiento es la carga causada por la convergencia local de la corteza. Es probable que los patrones de hundimiento en cuencas causadas por cargas tectónicas, como la cuenca Ventura en el sur de California, EE. UU., estén influenciados por la deflexión litosférica. Cuando la litosfera está más caliente y relativamente débil, el efecto de flexión se debilita. En este caso, el asentamiento inducido por la carga sólo puede ocurrir localmente.

5.3.5 Ejemplos típicos de migración de depocentros

La cuenca Qaidam ha experimentado una migración de depocentros bajo la acción de estructuras de deslizamiento cenozoico, formando así múltiples depocentros en la cuenca.

La cuenca Qaidam está situada en la intersección de las montañas Qilian, las montañas East Kunlun y las montañas Altun. En el Cenozoico, el patrón estructural general fue que las montañas East Kunlun y las montañas Qilian se comprimían entre sí, y las montañas Altun avanzaban hacia el sureste. La interacción de los tres sistemas montañosos principales constituye el fondo del campo de tensiones regional de compresión general + deslizamiento. En este contexto, se produjo la sedimentación cenozoica en la cuenca de Qaidam. La sedimentación no sólo se mueve regularmente de oeste a este, sino que también tiene una relación de acoplamiento regular con el campo de tensiones regional. El campo de tensión regional promueve el levantamiento de las montañas circundantes, y el levantamiento de las montañas controla la ubicación, el alcance, la sección y la forma plana del depocentro (Figura 5.20, Figura 5.21). El depocentro se puede determinar a través de diferentes etapas geológicas. El rango de deposición y la distribución plana del centro de deposición se utilizan para analizar y comprender el levantamiento de las montañas circundantes y luego inferir el patrón y la dirección del campo de tensión regional (Zhao, 2006). ; Li Zengxue

Figura 5. Era Cenozoica de 20 Cuencas Qaidam Cambios en el depocentro (según Zhao, 2006)

Paleogeografía de litofacies

Paleogeografía de litofacies

Figura 5. 21 Mapa de migración del depocentro de la cuenca del Paleógeno de Qaidam y de la cuenca del Neógeno (basado en Li Zengxue et al., 2009)