1- mecanismos primarios de subsidencia
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1Mecanismos Primarios de Subsidencia
Geologia i Exploraci de Reservoris Sedimentaris. Caracteritzaci de Reservoris Sedimentaris
Modelitzaci Numrica de Sistemes i Conques Sedimentries
EVOLUCI DEL REBLIMENT SEDIMENTARI: HISTRIADE LA SUBSIDNCIA I HISTRIA TRMICA
Ramon SalasUniversitat de Barcelona
Angevine et al. (1990)
1. Isostasia2. Carga y Flexin3. Mecanismo Trmico
Mecanismos primarios de subsidencia
Allen &Allen. (1990)
1. Extensin y adelgazamiento2. Carga y Flexin3. Mecanismo Trmico
La extensin y adelgazamiento de la corteza o la litosfera producen cambios isostticos
Los tres mecanismos bsicos de subsidencia en cuencas sedimentarias
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2Isostasia local
La aplicacin del principio de Arqumides a las masas de roca de la Tierra sugiere que los continentes se mantienen a flote por una fuerza ascensional igual al peso del manto desplazado
Los bloques adyacentes de diferente espesor y/o densidad tendrn diferente relieve relativo
Dos modelos de compensacin isosttica local de la corteza: Airy y Pratt
Modelos de compensacin isosttica de la corteza: Airy y Pratt
Tpica estructura litosfrica para los continentes y los ocanos
Por debajo de una cierta profundidad no hay contraste de densidades entre las doscolumnas adyacentes
Una Astenosfera de igual densidad (3.3 g/cc) subyace en ambas columnas
El peso de las dos columnas por encima de la profundidad de compensacin debe ser el mismo
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3Parametrizacin y clculos isostticos
y
gy
La fuerza superficial que acta sobre una unidad de rea en la base de una columna vertical de roca viene dada por:
y = g y
Exceso de masa en la columna 2 de la zona de elevacin de la corteza (llanura).
Dficit de masa en profundidad en la columna 1 de la cadena montaosacon enraizamiento cortical, donde la corteza se halla reemplazando al manto.
Masa columna 1 = Masa columna 2
Caso de una cadena montaosa con una raz en el manto:
1 2
Equilibrio isosttico: ejemplos de clculo en cadenas montaosas
Cadena Ibrica:
Ymt = 40 km; Ye = 2 km; Yp = 30 km; m = 3,3; c = 2,7
Cordillera Pirenaica:
Ymt = 49 km; Ye = 3,4 km; Yp = 30,5 km; m = 3,3; c = 2,7
Equilibrio isosttico: ejemplos de clculo en cuencas sedimentarias 1/3
Moho
0
30
120
30
90
1
Z
15
45
2
2,8
3,4
3,3
Corteza
Manto litosfrico
Astenosfera
120-45-15-Z = 60-Z
= 21/ = 1/2
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4Equilibrio isosttico: ejemplos de clculo en cuencas sedimentarias 2/3
1 2
Equilibrio isosttico: ejemplos de clculo en cuencas sedimentarias 3/3
Moho
0
30
120
30
90
1
Z15
45
2
2,8
3,4
3,3
Corteza
Manto litosfrico
Astenosfera
120-45-15-Z = 60-Z
La subsidencia de la cuenca variasegn la densidad del materialde relleno:
Aire ( = 0 g/cc), Z = 0,9 km Agua ( = 1,0 g/cc), Z = 1,3 km Sedimento ( = 2,3 g/cc), Z = 3 km
Isostasia y Subsidencia
La isostasia ser un factor importante en la subsidencia de las cuencas sedimentarias cuando se produzcan cambios en la potencia (z) o la densidad () de la columna de sedimentos de relleno.
El levantamiento (uplift) se producir por:
Reemplazamiento del manto litosfrico por una Astenosfera ms ligera. Aadiendo una corteza menos densa en la columna.
Estos cambios pueden producirse por:
Extensin de la corteza o de la litosfera. Eliminacin de una parte de la corteza por erosin o por tectnica. Emplazamiento de material ms denso en la columna: diques de ofitas, etc. Reemplazando el relleno sedimentario por materiales ms densos: aire por
agua o sedimento.
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5Carga y Flexin: Isostasia regional 1/9La litosfera tiene una respuesta flexural a las cargas. Cuando sufre erosin o algn otro tipo de descarga se produce levantamiento o rebote litosfrico. A este efecto flexural se le ha denominado tambin como Isostasia regional.
Isostasia local (Airy):
La litosfera se considera formada porbloques separados entre si.
Al emplazar una carga, slo el bloque situado inmediatamente debajo subside
Isostasia regional (flexura):
La litosfera presenta resistencia lateral,como si los bloques estuvieran unidos entre si por resortes.
El emplazamiento de una carga causa subsidencia, la cual es compensada a lo largo de una amplia rea debido a la rigidezde la litosfera.
Carga y Flexin: Isostasia regional 2/9La litosfera se comporta aproximadamente como una biga elstica de una determinadaRigidez, el valor de la cual puede ser asumido o calculado.
Rigidez baja: cuenca profunda y estrecha
Rigidez alta: cuenca somera y ancha
Carga y Flexin: Isostasia regional 3/9Compensacin Isosttica 1
Equilibrio isosttico local entre una corteza normal (1) y una corteza engrosada (2)
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Columna 1: columna de referencia
Columna 2: columna de corteza engrosadaPor un factor 1/ (0 < < 1)
La corteza de la columna engrosada 2subside en el manto W, debido al peso de la corteza aadida:
m g w = [1/-1] c g tc
La defleccin w de la corteza para unadeterminada situacin depende slo dela cantidad de corteza engrosada.
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6Una importante deficiencia del modelo deisostasia local utilizado para calcular la defleccin cortical es que no tiene encuenta la rigidez de la litosfera.
Carga y Flexin: Isostasia regional 4/9Compensacin Isosttica 2
12
m g w = [1/-1] c g tc
w = defleccin vertical de la cortezam = densidad de la astenosferag = aceleracin de gravedadc = densidad de la corteza continentaltc = espesor de la corteza de referencia
El modelo de placa elstica es ms realstico y asume que la litosfera responde a las cargas como una placa elstica.
El modelo de placa elstica es una ampliacin del modelo de equilibrio Isosttico local.
Carga y Flexin: Isostasia regional 5/9Flexin de una placa elstica 1
La derivacin de la ecuacin de la flexin elstica (Turcotte & Schubert,1982) comprende cuatro asunciones bsicas:
1. La litosfera se asume que se comporta con una reologa elstica lineal2. Las deflecciones se asumen que son pequeas3. La litosfera elstica se asume que es delgada en comparacin con las
dimensiones horizontales de la placa4. Las secciones planas de la placa se asume que permanecen planas despus
de la deflaccin.
Donde: x = distancia normal al eje de la cargaD = Rigidez FlexuralN = Fuerza intraplacap = distribucin vertical de la carga
D d4 w/d x4 + N d2/d x2 + m g w = p(x)
Para un caso de distribucin 2D de cargas, tal como una cadena de montaas o un sistema de rift, la ecuacin de flexin elstica es:
Carga y Flexin: Isostasia regional 6/9Flexin de una placa elstica 2
D d4 w/d x4 + N d2/d x2 + m g w = p(x) (2)
m g w = [1/-1] c g tc (1)
La ecuacin de flexin elstica 2 es pues una ampliacin de la ecuacin de equilibrio isosttico local 1.
El segundo trmino de la ecuacin 2 representa el efecto los esfuerzos intraplacasobre la defleccin.
El primer trmino de la ecuacin 2, que involucra a la rigidez flexural (D), expresa la rigidez de la litosfera.
Los dos ltimos trminos de la ecuacin 2 representan el equilibrio isosttico localdado en la ecuacin 1.
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7Carga y Flexin: Isostasia regional 7/9Rigidez Flexural y Espesor Elstico Efectivo 1
Otra manera de cuantificar la rigidez de la litosfera es medir su espesor elstico efectivo (EET o Te). Efectivo es la clave de la cuestin, ya que el problema est en poder saber que porcin de la litosfera se comporta elsticamente en un periodo de tiempo geolgico determinado.
= coeficiente de Poisson (0,25); E = mdulo de Young (7 x 1010 N/m2)
D = E te3 / 12 (1-2) (2)
EET = [12 (1- 2) D / E ] 1/3 (1)
O bien:
La relacin entre EET y la Rigidez Flexural es:
Carga y Flexin: Isostasia regional 8/9Rigidez Flexural y Espesor Elstico Efectivo 2
Watts et al. (1982)
El EET aparece ser independiente de la edad de la carga.
Este hecho sugiere que los esfuerzos elsticos que causan les deflecciones no se relajan a lo largo del tiempo.
Carga y Flexin: Isostasia regional 9/9Rigidez Flexural y Espesor Elstico Efectivo 3
Watts et al. (1982)
Los valores de EET son pequeos cuando la litosfera es caliente
La tendencia general es que vayanaumentando los valores de EET con el enfriamiento de la litosfera y el tiempo
Los valores de EET son ms grandes cuando la litosfera es ms fra.
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8Mecanismo trmico 1/13
Los efectos trmicos pueden dar lugar a subsidencia por cambios de la densidad y estructura de la litosfera, los cuales daran lugar a cambios en el equilibrio isosttico.
La litosfera se puede calentar bastante rpidamente (va intrusiones, p.e.), pero se enfra mucho ms lentamente por conduccin, ya que es muy mala conductoradel calor.
Si la conduccin es la principal manera de enfriamiento, la litosfera se enfra primero como una funcin de la raz cuadrada del tiempo (t1/2), y despus, al cabo de algunasdecenas de millones de aos, se enfra segn una funcin exponencial (e -/t).
La cantidad total de tiempo que la litosfera tarda en enfriarse totalmente por conduccin es de 150-200 Ma.
Mecanismo trmico 2/13
Abombamiento (doming) asociado a una perturbacin trmica
A.- Evento trmico slo
B.- Evento trmico con erosin
Mecanismo trmico 3/13Conduccin, Conveccin y Flujo trmico 1
Conduccin: proceso difusivo, la energa cintica es transferida por colisionesentre las molculas.
Conveccin: requiere el movimiento del medio que transporta el calor.
Conduccin y conveccin tienen diferente importancia segn la zona de la tierra.En la litosfera el calor se transmite por conduccin. En el manto el calor setransporta por conveccin.
Ley de Fourier. Da la relacin fundamental para el transporte conductivo de calorentre el Flujo Trmico (q) y el Gradiente Trmico (dT/dy):
q = - k [dT/dy]
K = Conductividad Trmica
Unidades: mW / m2; cal / cm2 s1 HFU = 106 cal / cm2 = 41,84 mW / m2
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9Mecanismo trmico 4/13Flujo trmico 2
El valor del Flujo trmico en superficie es un buen indicador de los procesosocurridos a nivel litosfrico
Mecanismo trmico 5/13Flujo trmico 3
Fernndez et al. (1998)
Mapa de flujo de calor de la Pennsula Ibrica. Unidades en mW / m2
El HF aumenta hacia el Este, en relacin con el estadio de postrift (subsidencia trmica) de la apertura del Mediterrneo occidental(Surco de Valencia).
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Rift Stage
Postrift Stage
Mecanismo trmico 6/13Enfriamiento de la litosfera ocenica 1
La litosfera ocenica se enfra y se hunde a medida que envejece a una parte y a otra del eje de una dorsal ocenica activa. Fenmeno estudiado gracias a sondeos profundos, ssmica y anomalas magnticas.
Oceno Pacfico. Isotermas (lineas) y espesores de la litosfera ocenica (puntos).
Flujo trmico de la litosfera ocenica comofuncin de la edad.
El flujo trmico disminuye sobre los flancos de las dorsales segn la ley: HF = 11,3 / t1/2 HFU.A partir de 120 Ma, el HF ~ cte = 1,1 HFU.
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Mecanismo trmico 7/13Enfriamiento de la litosfera ocenica 2
La corteza ocenica subside con el tiempo para compensar isostaticamente los efectosde la contraccin trmica.
La profundidad (subsidencia) de la litosfera ocenica aumenta con las edad segn la ley:P = 2500 + 350 t 1/2 , vlida entre 0 - 70 Ma.
Despus de 70 Ma la subsidencia disminuye y tiende a hacerse asinttica hacia la profundidad de 6400 m.
Mecanismo trmico 8/13Enfriamiento de la litosfera continental 1
El enfriamiento de la litosfera continental es distinto y difiere netamente del enfriamientode la litosfera ocenica. No se pueden aplicar las mismas leyes.
Se produce en dos casos:
1. Cuando un rift continental deja de ser activo y aborta
2. Cuando en un margen pasivo se produce la aparicin de corteza ocenica al final de la etapa de rifting o de subsidencia inicial.
En ambos casos se produce el enfriamiento y contraccin trmica de la litosfera continental, dando lugar a un tipo de subsidencia denominada:
Subsidencia Trmica
La subsidencia trmica de la litosfera continental obedece a una ley parecida a la de la litosfera ocenica, de la forma que predice la ecuacin de decaimiento trmico:
St = m t + C
Mecanismo trmico 9/13Enfriamiento de la litosfera continental 2
El factor m es una funcin del Flujo trmico (HF) inicial y del factor de extensin ()
La subsidencia St es una funcin de t
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Mecanismo trmico 10/13Extensin litosfrica: efectos trmicos y subsidencia 1
Modificado de McKenzie (1978)
La columna tiene un gradiente trmicode 1333 C en la base de la litosfera
Durante esta etapa de tiempo la cuenca aun no ha sufrido subsidencia
Tiempo 1:
Columna litolgica de una unidad de potencia, formada por: corteza (C), manto litosfrico (L) y astenosfera (A)
Mecanismo trmico 11/13Extensin litosfrica: efectos trmicos y subsidencia 2
Modificado de McKenzie (1978)
El gradiente trmico a aumentadode valor con la ascensin de la base de la litosfera (1333 C)
Intervalo 1-2:
Si se extiende la litosfera con un factor , el espesor de la litosfera se adelgazar 1/ (se asume un modelo de cizalla pura y extensin uniforme)
Durante este intervalo de tiempo la cuenca ha sufrido subsidencia, bebidoal efecto isosttico del adelgazamientolitosfrico y al reemplazamiento del manto litosfrico denso (3,4) por la astenosfera ligeramente menos densa(3,3). Subsidencia inicial o sinrift.
Mecanismo trmico 12/13Extensin litosfrica: efectos trmicos y subsidencia 3
Modificado de McKenzie (1978)
Al final de este intervalo se reestableceel gradiente trmico original.
Intervalo 2-3:
La litosfera se enfra y se engrosa a medida que la astenosfera caliente seva convirtiendo en litosfera fra.
A medida la astenosfera ligeramente menos densa (3,3) se va convirtiendo en manto litosfrico denso (3,4), la columna sigue subsidiendo, hasta que se alcance el gradiente trmico original. La tasa de enfriamiento es exponencial: Subsidencia trmica o postrift
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Mecanismo trmico 13/13Extensin litosfrica: efectos trmicos y subsidencia 4
En el modelo de McKenzie (1978) muestra que hay dos etapas de subsidencia:
1. Fase de subsidencia inicial o sinrft. Tiene lugar durante la extensin de la litosfera. la tasa y el valor de esta subsidencia est directamente relacionada con la tasa y el valor de la extensin.
2. Fase de subsidencia trmica o postrift. Muestra una tasa exponencial siguiendo el enfriamiento de la litosfera y se inicia a partir del momento en que se ha completado la extensin litosfrica.
Recapitulando. El valor total de la subsidencia es funcin de la isostasia, como efectodel adelgazamiento de la corteza y del manto litosfrico. La tasa de subsidencia est controlada por la ecuacin de decaimiento trmico.