cuenca s 2011
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CUENCAS SEDIMENTARIAS
Franois Michaud
IRD - Geoazur- UPMCDepartamento de Geologia
Escuela Politecnica Nacional
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Introduccin
Que es una cuenca sedimentaria ?
Repositorio de sedimentos
Formado por subsidencia cortical en relacin con
las reas circundantes
Alrededores a veces elevados
diversas formas, tamaos y mecanismos deformacin
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Introduccin
Anlisis de la Cuenca - Estudio de las rocas
sedimentarias para determinar :
La historia de la subsidencia
Arquitectura estratigrfica Evolucin paleogeografa
Herramienta :
Geologa (afloramientos, los registros de diagrafia, ncleo
Geofsica (ssmica, gravedad, aeromag)
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Introduccin
Zonificacin de la Tierra y Geologa
Litosfera cubierta exterior rgida
la corteza y el manto superior
Astenosfera mas dbiles que la litosfera
flujos (deformacin plstica)
Eso implique de definir litosfera y astenosfera Tres maneras dedefinir la litosfera
Lithos =del griego piedra = la cubierta la mas rgida de la tierraAsthenes =del griego sin fuerza
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Introduccin
Definicin de la litosfera sobre la astenosfera
fueron el objeto de mucho debate
Las primeras definiciones fueron definidas por ssmica ymecnica.
Actualmente la definicin mas comnmente aceptada estrmica. En la litosfera, viaja el calor por conduccin, mientras que en el
calor astenosfera se transfiere por conduccin, sino tambin porconveccion.
La litosfera es lo que los fsicos llaman capa trmica limite superiordel sistema de conveccion del manto.
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Introduccin 1) La litosfera elstica
= deformacin reversible
espesor bajo los continentes alrededores de60 kms pero mas bajo los viejos cratones (150
kms
Espesor bajo los ocanos = 40 kms (por unaedad de 100 Ma).
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Las curvas de Byerlee y ductilidad permiten definir dos picos deresistencia: una para la corteza y el manto. Resistente reas
corresponden a reas que no son deformados o de tipo elstico(reversible). Por ejemplo, para una carga de 200 MPa a una profundidad de 20km, la corteza tiene un comportamiento elstico.
Cuando uno esta fuera de estas reas de la resistencia, la roca
se deforma de manera o frgil (por ejemplo, 400 MPa, a 10 km) o dctil
(400 MPa, a 35 km).
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Evidencias con los movimientos verticales de los atolls :
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exemplo del arco de
Nouvelles Hbrides
(Dubois et al. 1988)
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Introduccin
La litosfera ssmica
Otra manera de delimitar la litosfera
de la astenosfera es usar la
sismologa : LVZ alrededores de 100
kms
Corresponde a elevacin de la
temperatura y de la presin ->
disminucin de la densidad y de la
viscosidad
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IntroduccinLa litosfera trmica
Limite litosfera / astenosferase aproxima a la isoterma de1300 C.
El limite inferior de laastenosfera es -670 kilmetros.
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Introduccin
Para simplificar, podemos decir que la litosfera
es suficientemente rgido y frgil, porque es frimientras que la astenosfera es la parte de la
parte superior del manto subyacente menos
rgida y mas dctil ya mas caliente
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Introduccin
Movimientos de las placas
Interacciones entre dos placas puede generar movimientos
vertical de la corteza
Examinaremos las cuencas de acuerdo a sus posicionescon respecto a los bordes de placa y las interacciones placa
placa
Ciclo de Wilson" - apertura y cierre de las cuencas
ocenicas
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Introduccin
Hay tres tipos de limites de placas:
divergentes
Dorsales ocanicas, fisuras, rift
convergente
zonas de subduccion
conservador
strike-slip sistemas
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Introduccin 3Dview de la batimetria del Ecuador continental y insular
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Introduccin
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Introduccin
Cuencas terrestres se muestran en verde, las
cuencas offshore son de color lavanda
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Mecanismos de Formacin de
las Cuencas
principales mecanismos para hundimiento /elevacin regional : Isostaticas
Cambios en la corteza o espesor de la litosfera
Cargando por escamas tectonicas, pilas volcnicas, sedimentos
Efectos dinmicos - Not is statically compensated
Convergence zones
Transform (transtensional) zones
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Mecanismos de Formacin de
las Cuencas Acerca de 80% de las cuencas sedimentarias en
la Tierra se han formado por la extensin de las
placas (extensin de la litosfera).
La mayora de los restantes 20% de las
cuencas se formaron por la flexin de las placas
por debajo de varios formas de carga
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Mecanismos de Formacin de
las Cuencas
Procesos isostaticas:
Adelgazamiento de la corteza
Estiramiento extensional , la erosin durante ellevantamiento,retirada magmtico
Adelgazamiento manto-litosfera
enfriamiento de la litosfera, siguiendo la cesacin
del estiramiento o el cese de la calefaccin
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Mecanismos de Formacin de
las Cuencas Procesos isostaticas:
Densificacin de la corteza
densidad aumente debido a los cambios de
presin de temperatura y / o emplazamientode mayor densidad dentro de la corteza
inferior
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La subsidencia inicial (o tectonica), seguido desubsidencia trmica ideas deriva Mc Kenzie 1978, quepropone un modelo trmico de adelgazamientouniforme de la litosfera.
Aunque otros modelos mas precisos y mas complejo,el de Mc Kenzie sigue siendo una representacin
valida y simple Este modelo se basa en dos fases: adelgazamiento Instantnea de la litosfera que induce
subsidencia inicial (o tectonica)
un desarrollo posterior, debido al enfriamiento yengrosamiento de la litosfera despus y correspondiente ala subsidencia trmica.
El hundimiento final es la suma de la subsidencia inicial (otectonicas) y la subsidencia termica.
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Dos fases de subsidencia
1) Mecnica = subsidencia tectonica
2) Trmica = subsidencia trmica
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La litosfera esta sujeta al estiramiento y luegose adelgaza. La corteza puede serconsiderado como un "flotador menosdenso que el manto, se va a adelgazar.
Adems, la astenosfera se eleva. Si estoscambios en la distribucin del peso esbastante lento (unos pocos cm/ano),inducen, casi contemporneo con esta fasede estiramiento, un ajuste isostatico (paramantener la igualdad de las presiones P1 y
P2). Esto reajuste isostatico lleva alhundimiento inicial (subsidencia tectonica).
Luego, con el tiempo, la astenosfera se enfray se vuelve mas densa la litosfera. Estereequilibrio conduce a un ajuste isostatico
trmica ya que el espesor de la capa masdensa, la litosfera del manto, aumenta(debemos encontrar P1 = P2 = P3). Estereajuste isostatico asociado con el calorreequilibrio esta causando el hundimiento:la subsidencia trmica.
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El modelo de McKenzie es un modelo vertical en dos dimensiones. La
astenosfera se supone a una temperatura constante Ta. La litosfera se
define como la capa entre la temperatura de la superficie T = 0C y la
isoterma de T = Ta. El gradiente trmico en la litosfera se supone constante,
es decir: T (z) = z / L donde z es la profundidad
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La litosfera se adelgaza al instante por un factor . Cada capa se eleva a lasuperficie sin cambio de temperatura. Esto implica:
La densidad a cualquier profundidad, no cambia,
la densidad media de la litosfera no cambia,
conservacin de la masa implica la conservacin de volumen,
litosfera se adelgaza por un factor de y el espesor de la litosfera nueva es L /,
la corteza se adelgaza por un factor de y el espesor de la corteza nueva L / ,
el gradiente geotrmico (/ km) se multiplica por , se Ta / L y se convierte en
Ta / L.
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Despus de estirar, la litosfera es ms caliente que antes de estirar.
A continuacin, poco a poco se enfre hasta que regrese el gradiente
geotrmico a su valor inicial
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Aplicacin numrica
La subsidencia inicial esta directamente relacionada con elmantenimiento del equilibrio isostatico despus de
adelgazamiento litosferico.
Pi= Pf=> supgh0= infghinf+ supghsup+ agha = h0/ hsupha= h0- hsup- hinf= h0 (1-1/ ) - hinf
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Aplicacin numrica
Caso 1: adelgazamiento de la corteza, el calculo de la
subsidencia inducida por el adelgazamiento de la cortezaSubsidencia ?
Subida del manto ?
No hay agua en la cuenca
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Solucion
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Aplicacin numrica Caso 2: adelgazamiento de la litosfera sin corteza: El
caso de la dorsales
?
?
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No se considera
El mar
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Aplicacin numrica
Caso 3: simultanea adelgazamiento de
la litosfera y la corteza
?
?
?
3.25
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M i d F i d
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Mecanismos de Formacin de
las Cuencas Carga:
compensacin isostatica local de la corteza y
flexin litosferica regional
Dependiendo de la rigidez a la flexin de lalitosfera
M i d F i d
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Mecanismos de Formacin de
las Cuencas
Carga:
Carga sedimentarias o volcnicas
Carga tectonica
Durante cabalgamiento
Carga subcorticales
Flexin de la litosfera durante el enterramientode litosfera densa
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Evidencias con los movimientos verticales de los atolls :
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exemplo del arco de
Nouvelles Hbrides
(Dubois et al. 1988)
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Mecanismos de Formacin de
las Cuencas Efectos dinmicos: Transform (transtensional) zones
Subsidence 10-100cm/1000yrs
Convergence zones Uplift 30-200cm to as much as 8m/1000yrs
li i d l d d l b id i
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Anlisis y modelado de la subsidencia
de las cuencas sedimentarias
Todas las zonas extensionales se caracterizan por la
subsidencia. Anlisis y modelado de subsidencia de cuencas
es una herramienta para determinar la cantidad y el tiempo
de la extensin
1) determinar la curva de subsidencia total, la trama es decir, la
profundidad del basamento en funcin del tiempo
2) deducir de esta curva la contribucin de los sedimentos
(backstripping).
La curva de subsidencia resultante se refiere a menudo como la
curva de subsidencia tectnica
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Anlisis y modelado de la subsidencia de las
cuencas sedimentariasUn anlisis cuantitativo de las tasas de subsidencia en el
tiempo requiere las siguientes correcciones:
-decompactacion de las unidades estratigrficas a su
espesor correcto en el momento de inters;
-correcciones de las variaciones en la profundidad del
agua de deposito a travs del tiempo
-correcciones de las fluctuaciones absoluta del nivel del
mar.
Los datos primarios se necesita para construir una
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el espesor de cada
unidad estratigrfica El tipo de litologas
las edades de los
horizontes las estimaciones de
profundidad del mar
p p
curva de subsidencia es una columna estratigrfica
que muestra:
Los conceptos de anlisis de
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Los conceptos de anlisis dela subsidencia
Paso 1: acumulacin de sedimentos
Acumulacin de sedimentos a travs del tiempo
Problema de escala de tiempo (mostlyalentolo ical data
Paso 2: Compactacin
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Espesores de los sedimentos observados son
menores ahora que en el momento de la depositodebido a la compactacin. Este efecto se debecorregir para determinar el espesor real de la capasedimentaria en un momento dado.
Suponiendo que la compactacin se debe a unadisminucin de la porosidad del sedimento, y que laporosidad solo depende de la profundidad, el efecto
de la compactacin es por lo general corresponde a: ya sea usando las curvas emprica de profundidad-
porosidad para cada litologa
decompactacion de los sedimentos asumiendo un modelo
de porosidad
Paso 2: Compactacin
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Paso 2: Compactacin
Tomando en cuenta la evolucion de lacom actacin con del tiem o
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Porosidad funcin de la profundidad para una variedad de
litologas, suponiendo que era cimentacin temprana (lneas
discontinuas) o que todos los cambios en la porosidad se
debieron a la compactacin (lneas continuas).
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Paso 3: Paleo batimetra
Tomando en cuenta la evolucion de la batimetriacon del tiempo
Hay un alto grado de incertidumbre sobre paleo batimetraespecialmente cuando los sedimentos se depositan en
aguas mas profundas (pendiente o de la zona abisal). Enel ambiente no marino tambin.
Del nivel del mar ha ido cambiando a travs del tiempo (volumen
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variable de los ocanos, el derretimiento de la capa de hielo, etc.
..). Estos cambios, que se conocen como "los cambios
eustaticos del nivel del mar" como resultado cambios en la
profundidad del agua que debe distinguirse de las variacionesdebidas al hundimiento.
La dificultad con la toma en
cuenta de cambios eustaticos delnivel del mar es que no hay
acuerdo sobre una sola curva de
fluctuacin.
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Subsidencia a travs del tiempo :Z(t) = St + E(t) - SL
SL = variacin del nivel del mar
E(t) = paleo-batimetria
Z(t) = total subsidencia
St = espesor de sedimentos al tiempo t ; Sp = espesor de sedimentos ahora
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Ejemplo
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Correccin de la compactacin
Modelos de la compactacin de sedimentos generalmente se basan en lossiguientes supuestos
1) el volumen de la matriz slida se conserva a travs de la compactacin,lo que eso significa que no hay diagenesis significativa. La expulsin de
los fluidos intersticiales es, pues, predominando el control decompactacin de los sedimentos. En otras palabras, la compactacin serelaciona con el cambio de la porosidad con la profundidad deenterramiento
2) La porosidad solo depende de la profundidad de enterramiento. Enparticular, no depende del tiempo. Esta es una buena aproximacin deprimer orden, aunque no es valido cuando las tasas de sedimentacin sonmuy altos o cuando son mas bien las capas impermeables como la sal ola pizarra depositado.
= volumen de los poros/volumen total
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volumen de los poros/volumen total
= volumen de los poros/volumen total
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volumen de los poros/volumen total
Descompactacion de las
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Descompactacion de las
unidades estratigraficas
Con el fin de descompactar necesitamos
conocer la variacion de la porosidad con laprofundidad:
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Valores empricos de la porosidad en funcin de laprofundidad puede ser utilizado para"descompactar" los sedimentos.
Por otra parte, debido a que la porosidad disminuyerpidamente con la profundidad, una relacin
exponencial simple se puede utilizar para expresarel cambio en la porosidad
N = 0e-cz
Donde N es la porosidad a una profundidad de enterramiento
z y 0 la porosidad cuando el sedimento se deposito
inicialmente. Las constantes 0 y c dependen de la litologa
Calculo del espesor de una
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Calculo del espesor de una
secuencia descompactada .
La fraccion solida representa el
area entre la curva de
compactacion y el 100%
vertical, y la parte superior y la
parte inferior de la secuencia.
Fraccion solida se supone que
se han mantenido constante
durante la compactacion.
El espesor descompactada se
obtiene deslizando la fraccion
solida a lo largo de la curva de
compactacion de la secuencia
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Exercicio
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Exercicio
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Exercicio
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Exercicio 2
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Exercicio 2
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Exercicio
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Determ nac on e a su s enc a
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tectonica
La curva de subsidencia total incluye las
contribuciones de todos los factores quecausan el hundimiento del basamento.
Determinacin de la subsidencia
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Una de las consecuencias de la isostasia esque, si crea una depresion () el espesor delos sedimentos acumulados s puede ser talque :
s = w
m = 3300 kgxm-3, s = 2500 kgxm-3; w= 1000kgm-3
Esto significa que, si el espesor de los
sedimentos s es, por ejemplo 5 km, ladepresion original fue de w : 1.7km deprofondidad
m-w
m-s
acumulacion de sedimentos provoca el
hundimento del basamento.
tectonica
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Determinacin de la subsidencia tectonica
Para determinar que parte de la subsidenciatotal ( Z) se debe a procesos tectonicos, es
importante de eliminar la contribucin de la
carga de los sedimentos Zs y determinar la
subsidencia tectonica Ztect
Ztect = Z - Zsed
El proceso que consiste en el calculo de la Z
tect a partir de la Z es llamado backstripping
Determinacin de la subsidencia tectonica
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Ejemplo de calculo de Zsed haciendo la hiptesis de una
compensacin isostatica local
S ?
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Reconstrucion
de los espesores
Reconstrucion
de las profondidad
absoluta
Historia de la subsidencia
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Ejemplo : oriente
Grard Thomas, Alain Lavenu et Gerardo Berrones, 1995
L dif t fi d l
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Las diferentes firmas de la
subsidencia tectonica El estiramiento y flexin de la litosfera son los mecanismos mas importantes de
la subsidencia y producen seales muy
diferentes:
Las diferentes firmas de la
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Las diferentes firmas de la
subsidencia tectonica
El estiramiento (stretching) produce:
Una subsidencia sinrift rpida seguido de una
subsidencia postrift con decreciente
exponencial, debido a la relajacin trmica la duracin de la subsidencia es de 10 ->
102My, las tasas de subsidencia son del
orden de
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Las diferentes firmas de la
subsidencia tectonica
Flexin produce:
Aceleracin de la subsidencia con el tiempo,
la duracin del hundimiento es de 20 40My,
las tasas de subsidencia son del orden de0.2-0.5mm/yr
Las diferentes firmas de la
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Las diferentes firmas de la
subsidencia tectonica
cuencas intra cratonicas :
-Se caracterizan por periodos prolongados (>
102My) de subsidencia lenta, caracterizada
por discontinuidades regionales, las tasas dede la subsidencia son del orden de 0.01-
0.04mm/yr
Las diferentes firmas de la
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subsidencia tectonica
Cuencas en zonas transtensional (strikeslip):
Se caracterizan por la duracin corta de la
subsidencia (ca. 10 MY) y muy altas tasas desusbidence (0.5mm/yr>).
Subsidencia en diferentes
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marcos tectonicos
After Xie and Heller (2009)
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Todas las curvas de
subsidencia mostran unafase inicial de subsidenciarpida seguida de una faseen la que las tasas desubsidencia se redujo.
Subsidencia mxima variahasta cuatro kilmetros
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Cuencas relacionadas con fallas transcurente incluyen una variedad de tipos de
cuenca que el resultado de una combinaison de movimiento transcurente de lafalla, que puede incluir tanto elementos de la extensin de la corteza o shortering
Todas las curvas generadas para esta configuracin se caracterizan por la rpida yde corta duracin (tpicamente
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Las cuencas intracratonicas son formadas en una antigua litosfera continental
lejos de cualquier margen de tectonica activa conocida. Estas cuencas son
tipicamente grandes (mas de 150 000 km2 de superficie) tienen relativamente
lento hundimiento de larga duracion (tyically> 200 Ma) con la subsidenciatectonica menos de 2 km
Las curvas de subsidencia de las cuencas intracratonicas son
aproximadamente exponencial en forma, similar a los margenes pasivos, pero
la mayoria carecen de una fase de rapido de hundimiento inicial.
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Una comparacion de las curvas de subsidencia intracratonicas
con modelos simples de subsidencia termica indica una
coherencia amplia
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o Curvas de subsidencia de cuenca de antepais se diferencian de lascurvas de subsidencia termica visto en la mayoria de otras cuencas enque la primera se caracterizan por su forma convex-up y frecuenteseventos de subsidencia episodica.
o El perfil convexo-up refleja el aceleracion del hundimiento a medida que lacarga tectonica migra hacia el antepais.
o La magnitud maxima de hundimiento tectonico es de 3 km.
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Subsidence curves from forearc basins, as a group, have the most diverse range ofshapes. Some show very rapid, short-lived subsidence similar to strike-slip basins.Others have slower, relatively linear subsidence. Still others show an abrupttransition from rapid subsidence to very slow subsidence rates, similar to somecurves from passive margins. Most of the curves show less than 2 km tectonic
subsidence
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Les bassins sdimentaires archive de la terreet ressources du futur
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