Evolución de cuencas sedimentarias
3. Aporte de sedimentos
La velocidad a la que el espacio creado por las fuerzas tectónicas y térmicas es rellenado depende de la disponibilidad de sedimentos. El tipo de sedimento, además, depende del clima y de la naturaleza del aporte sedimentario. Ciertos patrones de acumulación sedimentaria pueden utilizarse para caracterizar determinados tipos de cuencas.
En las cuencas de rift, la historia de subsidencia temprana controlada por fallas y de rápida acumulación genera sedimentos gruesos, no marinos, de origen aluvial y fluvial, de procedencia local y frecuentemente inmaduros tanto textural como mineralógicamente. El rifting continuo y la subsidencia asociada eventualmente conducirán a la inundación de la cuenca por el mar; sin embargo, la conexión entre el nuevo mar y su océano hospedante suele ser deficiente. Esto puede tener consecuencias importantes para los patrones de sedimentación. En áreas donde la conexión entre el nuevo mar y el océano hospedante se interrumpe periódicamente y el clima es árido, la evaporación puede conducir a la formación de espesas secuencias de anhidrita, halita y otras evaporitas.
Otra consecuencia de la formación de una cuenca restringida es que la renovación del agua puede ser limitada, lo que puede ocurrir tanto en las cuencas áridas y evaporíticas descriptas como en aquellas donde una combinación de clima húmedo y conexión con el océano hospedante mantiene el nivel del mar en la cuenca. La estagnación (estancamiento) de la columna de agua favorece la formación de sedimentos ricos en materia orgánica, los cuales pueden convertirse en rocas madre de petróleo (Sección 3.7). Las etapas tardías de las cuencas de rift se caracterizan por una transgresión marina y sedimentos marinos progresivamente más finos y de aguas más profundas, a medida que la subsidencia supera el aporte sedimentario. Los márgenes continentales pasivos son el ejemplo típico de este patrón sedimentario, y numerosos ejemplos han sido documentados mediante perforación frente a las costas de África y el noroeste de Australia. El espesor sedimentario varía: algunas partes de un margen continental pueden estar caracterizado por escaso aporte de sedimentos, mientras que otras áreas, como los deltas, pueden contener decenas de kilómetros de sedimentos. El sedimento también puede derivar del área costera y canalizarse a través de cañones submarinos hasta depositarse en la base del talud continental o en la llanura abisal.
En las cuencas de foreland, los depósitos más tempranos se acumulan cuando la carga que se aproxima influye en el emergente "foreland bulge". Como la fuente de sedimentos todavía se encuentra lejos, los sedimentos serán probablemente calizas (en aguas someras sin aporte clástico) o clásticos de grano fino como fangos. A medida que la cuña de thrust de sedimentos y otras rocas del basamento se aproxima, el aporte sedimentario aumenta y los sedimentos se vuelven progresivamente más gruesos. En una cuenca de foreland alpina, esta secuencia se denomina "flysch" e incluye tanto fangos de aguas profundas como areniscas de turbidita intercaladas. Luego se produce una transición desde rocas clásticas de aguas profundas a someras (sedimentos marino-costeros), seguida de la emergencia y rápida depositación de clásticos gruesos en condiciones fluviales/aluviales; en el foreland alpino, esta secuencia se denomina "molasse". En síntesis, una cuenca de foreland presenta una historia temprana en la que la tasa de sedimentación es más lenta que la tasa de subsidencia (sedimentos de grano fino depositados en aguas cada vez más profundas con el tiempo), y en una etapa posterior el aporte sedimentario supera la tasa de subsidencia (aunque ésta continúa aumentando), lo que genera una secuencia de granodecrecimiento hacia arriba (sedimentos más gruesos y aguas más someras con el tiempo).