2. Subsidencia

Existen dos controles principales sobre la subsidencia: el tectónico, debido a las fuerzas extensionales y compresionales que actúan sobre la litosfera; y el térmico, debido a cambios en el flujo de calor litosférico. Un tercer factor acoplado es la respuesta de la litósfera simplemente a la carga de sedimento que actúa hacia abajo sobre ella, lo que provoca subsidencia adicional creando mayor espacio para la depositación.

Las cuencas de sag creadas exclusivamente por el impacto de una pluma mantélica presentan una historia temprana de erosión en la base de la columna litológica, con la máxima erosión cerca del centro de la pluma. Por otra parte, la magnitud de la subsidencia es mayor en el centro, disminuyendo a cero a una distancia típica de 500–1000 km. Un buen ejemplo es la pluma del Jurásico medio que afectó el área central de lo que hoy es el Mar del Norte (Underhill & Partington 1993). Este sag se superpone a la parte temprana de la historia de rift de la cuenca. Underhill y Partington (1993) utilizaron una combinación de descripción detallada de rocas y edades para demostrar cómo una pluma mantélica causó levantamiento y creó erosión profunda en el centro de la cuenca, con extrusión de lavas asociadas al volcanismo sobre la pluma. Cuando la pluma cesó, la relajación y contracción térmica de la litosfera continental indujo una subsidencia que queda documentada en el onlap progresivo de los sedimentos que rellenan la cuenca.

En las cuencas de rift, creadas por el estiramiento y adelgazamiento de la litosfera continental, tanto las fuerzas tectónicas como las de origen térmico actuarán inicialmente en forma conjunta pero en direcciones opuestas. McKenzie (1978) demostró que la subsidencia tectónica supera el levantamiento térmico (debido a la expansión de la litosfera) cuando la corteza supera los aproximadamente 18 km de espesor. La principal evidencia de este estiramiento se encuentra en grandes fallas lineales que cortan profundamente la corteza superior y en bloques de falla que se han inclinado en respuesta a los esfuerzos generados. La subsidencia crea espacio para que se depositen los sedimentos syn-rift tempranos. En ocasiones, si superan el nivel de base —como ocurrió durante la historia miocena de extensión del Golfo de Suez (Steckler 1985)—, los bloques de falla inclinados son erosionados. Dado que la litosfera ha sido adelgazada y la base de la litosfera (la isoterma de 1330°C) ha sido elevada, el flujo de calor a través de la corteza y el manto es mayor que antes del estiramiento. La respuesta al cese del estiramiento es una reducción del flujo de calor a medida que la litosfera se enfría y recupera gradualmente su espesor original (aproximadamente 125 km). El enfriamiento induce contracción y la subsidencia adicional crea más espacio para la depositación de los sedimentos post-rift.

En las cuencas de antepaís (foreland), la subsidencia se genera en respuesta a la carga litosférica. La carga generada por el acortamiento cortical, a su vez producto de las fuerzas tectónicas compresivas, ejerce presión sobre la litósfera. La carga actúa como un peso en el extremo de una viga en flexión, creando tanto áreas de levantamiento como áreas de subsidencia (Fig. 3.20). Consideremos un punto en la superficie terrestre conforme una gran cuña sedimentaria avanza hacia él: primero se produce un levantamiento debido al efecto del bulge periférico, el más alejado de la carga. Este bulge genera una discordancia si las rocas subyacentes son elevadas y erosionadas. A medida que la carga se acerca, la subsidencia toma el control y se depositan los primeros sedimentos. Cuando la carga se transfiere aún más cerca, la tasa de subsidencia aumenta, hasta que finalmente las fuerzas tectónicas socavan la cuenca e incorporan los sedimentos a la propia carga.

La subsidencia asociada a las cuencas strike-slip tiende a crearse por una combinación de las fuerzas ya descriptas. Las fuerzas tectónicas son dominantes y la magnitud de la rápida subsidencia que se genera en los pull-apart basins puede ser considerable. La Cuenca de Ridge, en California, por ejemplo, posee un espesor acumulado de sedimentos superior a 12,0 km (40.000 ft), y los sistemas strike-slip del Mar Muerto y de California contienen cada uno más de 10 km de sedimentos neógenos. Dado que estas cuencas son pequeñas y la sedimentación es rápida, los cinturones de facies suelen estar atenuados: conglomerados y brechas gruesas adyacentes a las fallas limitantes pueden pasar rápidamente a abanicos aluviales y luego a fangos lacustres. Además, la fuerte influencia tectónica sobre las cuencas individuales dificulta frecuentemente la correlación de una cuenca con su vecina próxima; de hecho, los rellenos de cuencas adyacentes pueden ser bastante diferentes.

A medida que el wrenching continúa, una cuenca y su relleno pueden desconectarse de las áreas fuente de sedimento. Tales efectos son observables en sistemas de wrench modernos, donde los patrones de drenaje de ríos son comúnmente desplazados a través del sistema. Una segunda consecuencia de la fluctuación temporal y espacial entre transpresión y transtensión es que las cuencas individuales tienden a ser de corta vida: cada una puede pasar por un ciclo completo de formación, relleno, levantamiento y denudación en unos pocos millones de años, o en algunas decenas de millones de años. Así como el movimiento lateral genera sistemas de fracturas y fallas sigmoidales, también tiende a generar trazas de pliegues en echelón cuando opera la transpresión.

Vistas en sección transversal, estos sistemas tienden a exhibir las estructuras en flor (flower structures), altamente características (Fig. 3.21). Las consecuencias térmicas de la tectónica strike-slip se limitan a estos pull-apart basins, donde el flujo de calor localmente elevado puede generar levantamiento seguido de subsidencia.