DATACIÓN MONOCRISTALINA Y EL REGISTRO DETRÍTICO DE OROGÉNESIS

GEOLOGIA DE LOS HIDROCARBUROS
TRADUCCION
DATACIÓN MONOCRISTALINA Y EL REGISTRO DETRÍTICO DE OROGÉNESIS
Resumen
La datación monocristalina de los granos minerales detríticos confiere una capacidad
notable para reconstruir las historias de enfriamiento de los orógenos y para poner
límites al tiempo, la magnitud y las variaciones espaciales de la erosión.
Numerosos granos de una muestra detrítica suelen datarse, y la variabilidad estadística
entre poblaciones de edades en diferentes muestras proporciona claves para las
variaciones en las historias de enfriamiento y las tasas de exhumación en el interior.
Dado que las muestras detríticas comprenden minerales extraídos de una cuenca
completa, ofrecen una perspectiva integrada que casi siempre es inalcanzable con
muestras de roca madre. Además, debido a que las edades detríticas se conservan
dentro de las sucesiones estratigráficas, la evolución de las poblaciones de edades de
enfriamiento a través del tiempo y a través de un orógeno se puede reconstruir a partir
del registro sedimentario. Cuando se combina con una conocida "estratigrafía" del
interior de las edades de enfriamiento de la roca madre, los estudios de las edades
detritales en los sistemas fluviales modernos demuestran la fidelidad de la señal detrítica
y revelan tanto el poder como las limitaciones de la datación de cristales monocríticos
en las cuencas sedimentarias.
Los termocronómetros de baja temperatura pueden ser sensibles a las variaciones en
la erosión del interior de tan solo 1 a 2 km. Aunque se reconoció previamente desde un
punto de vista teórico, el impacto ejercido en las edades modernas detritales por la
interacción entre las tasas de erosión y la litología dentro de las cuencas tributarias solo
se ha documentado recientemente y proporciona una base para refinar las historias
orogénicas utilizando edades detritales. La documentación de la evolución aguas abajo
desembocadura de un río puede tener poca semejanza con las distribuciones de edad
en las cabeceras. Del mismo modo, debido a que las concentraciones litológicas de
minerales utilizados para la datación monocristalina pueden variar muchas veces en el
interior, las cuencas tributarias que erosionan rápidamente no necesariamente dominan
las poblaciones de edades detritales. La capacidad de explotar las edades detríticas
para poner límites a las tasas cinemáticas dentro de los orógenos de colisión en función
de las tasas de enfriamiento proporciona una nueva herramienta analítica potente. Si se
pueden reducir las incertidumbres con respecto a las geometrías cinemáticas, las rutas
de partículas relacionadas a través de orógenos y los supuestos de estado estacionario,
INGENIERIA GEOLOGICA-UNMSM
de las edades detritales enfatiza que la distribución de las edades que llega a la
1
GEOLOGIA DE LOS HIDROCARBUROS
las edades de detritos en los ríos modernos y el registro estratigráfico reciente pueden
servir para reconstruir las tasas de deformación y erosión y para probar la viabilidad de
los modelos propuestos de evolución orogénico.
INTRODUCCIÓN
Las historias de enfriamiento de orógenos representan respuestas a la denudación
tectónica, como la falla extensional (Davis, 1988), y a la erosión por procesos
geomorfológicos. A medida que la erosión elimina la roca en la superficie de la Tierra,
la roca en profundidad se mueve hacia la superficie y se enfría. A medida que los
minerales individuales en estas rocas se enfrían por debajo de su temperatura de
"cierre" radiométrico y retienen los productos de la descomposición radiométrica,
comienzan a registrar el tiempo transcurrido desde que se enfrían por debajo de esa
temperatura crítica. Los minerales con altas temperaturas de cierre pueden no verse
afectados por los eventos de enfriamiento que afectan a los minerales con sensibilidad
a temperaturas más bajas.
Por ejemplo, las edades de U – Pb en los zircones comúnmente representan edades de
cristalización de rocas, mientras que las edades de 39Ar / 40Ar en hornblendea o
moscovita y las edades de huellas de fisión en el circón registran el enfriamiento de una
roca por debajo de ~ 525 ° C, 350 ° C y ~ 250 ° C, respectivamente (McDougall y
Harrison, 1988; Yamada et al., 1995).
Puede ser difícil determinar si las fallas extensionales, los procesos magmáticos
menguantes o la erosión geomórfica han causado el enfriamiento registrado por varios
termocronómetros. El enfriamiento de minerales a temperaturas más altas (300–600 °
C) generalmente ocurre a profundidades> 10 km, por lo que la evidencia de campo de
fallas extensionales puede eliminarse durante la erosión posterior. En consecuencia, el
mecanismo de accionamiento para el enfriamiento puede seguir siendo ambiguo. Sin
que se conserve la evidencia geológica de fallas extensionales, si ha ocurrido.
Por lo tanto, para la termocronología a baja temperatura, la ausencia de evidencia de
fallas extensionales indica que el enfriamiento se debe principalmente o completamente
a la erosión por procesos superficiales.
Independientemente de la profundidad de la corteza a la que se produce el enfriamiento
termocronológicamente relevante, al alcanzar la superficie, el sedimento derivado de
estas rocas generalmente retiene la información de la edad sobre cuándo se enfriaron
a través de sus respectivas temperaturas de cierre. Por lo tanto, la distribución de las
INGENIERIA GEOLOGICA-UNMSM
embargo, para minerales con temperaturas de cierre más bajas (<150 ° C), es probable
2
GEOLOGIA DE LOS HIDROCARBUROS
edades de enfriamiento en los sedimentos detríticos contiene un registro del historial de
enfriamiento de las rocas de las que se erosionó el sedimento (Garver y Brandon, 1994).
El advenimiento de la datación de un solo cristal ha permitido la determinación precisa
de las edades de enfriamiento individuales.
El éxito inicial en la década de 1980 utilizó la datación por huellas de fisión de circón
detrítico (Cerveny et al., 1988), pero ahora la datación con un solo cristal se realiza de
forma rutinaria con 39Ar / 40Ar, U – Pb y otros métodos (Gehrels y Kapp, 1998; Brewer
et al., 2003; Wobus et al., 2003 Ruhl & Hodges, 2005).
Por lo tanto, ahora es posible examinar cientos de edades de granos individuales de
una muestra de sedimento, ya sea moderna o antigua. Incluso es posible (aunque rara
vez se hace) fechar minerales de la misma muestra con diferentes métodos, como
combinar la pista de fisión con las edades de U-Pb (Carter y Moss, 1999; Reiners et al.,
2004).
La datación monocristalina proporciona una nueva perspectiva para reconstruir la
historia de enfriamiento / erosión de un orógeno. Dos aplicaciones específicas se han
vuelto comunes. Las muestras recolectadas secuencialmente dentro de una sección
estratigráfica pueden analizarse para obtener una reconstrucción paso a paso de los
cambios en el conjunto de edades de enfriamiento mineral que emergen de un orógeno
(por ejemplo, Carter y Moss, 1999; White y otros, 2002; Reiners y otros ., 2004).
El análisis de sedimentos detríticos en las corrientes modernas arroja una amplia
muestra del reino de las edades de enfriamiento actualmente expuestas dentro de una
cuenca tributaria (por ejemplo, Bernet et al., 2004a). A diferencia de la edad de
enfriamiento individual que generalmente se deriva de una muestra de roca madre
individual, las edades detritales muestran un atributo incomparable: representan una
colección de edades de enfriamiento de la roca madre a lo largo de una cuenca
de información sobre las edades de enfriamiento de toda la cuenca.
Ocasionalmente, los enfoques estratigráficos y modernos se han combinado. Por
ejemplo, uno de los primeros estudios de la edad de un solo cristal (Cerveny et al., 1988)
analizó las distribuciones de edad del circón detrítico tanto en el moderno río Indo en
Pakistán, como en los estratos anteriores del Indo que datan de ~ 14 Ma (Fig. 1a). Este
estudio identificó edades detritales muy jóvenes (~ 1 Ma) en el río moderno y concluyó
que, debido a que estas edades indicaban tasas de enfriamiento de ~ 200 ° C Myr − 1,
representaban una erosión muy rápida (≥3mmyr − 1) en algún lugar del interior .
INGENIERIA GEOLOGICA-UNMSM
hidrográfica. Como tal, las muestras detríticas pueden proporcionar una potente síntesis
3
GEOLOGIA DE LOS HIDROCARBUROS
Además, dentro de la secuencia estratigráfica, cuando se compararon las edades de
depósito y las edades de enfriamiento, Cerveny et al. (1988) mostraron que las circonitas
con edades de enfriamiento igualmente jóvenes (1–2 Myr) se habían depositado en el
antepaís durante los últimos 14 Myr (Fig. 1b).
La única fuente moderna conocida para las edades de enfriamiento de este joven fue el
macizo Nanga Parbat-Haramosh (Zeitler, 1985) y Cerveny et al. (1988) llegaron a la
importante conclusión de que los levantamientos similares a Nanga Parbat deben haber
persistido en el noroeste del Himalaya desde al menos el Mioceno medio. Este estudio
pionero demostró el potencial de las edades detritales para revelar una serie temporal
de historias de enfriamiento y tasas de erosión reconstruidas que previamente habían
sido inaccesible.
El presente estudio se centra en conceptos relacionados con las edades minerales
detríticas, en las pruebas de los supuestos que sustentan las interpretaciones de las
edades de enfriamiento y en algunas aplicaciones nuevas de las edades de enfriamiento
detritales a los problemas tectónicos. Después de revisar cómo se generan las edades
de enfriamiento del lecho rocoso y sedimentario y las formas comunes de interpretar los
datos de la edad detrítica, preguntamos:
1 ¿En qué medida las edades de enfriamiento en los sedimentos coinciden con las
predicciones del modelo de las distribuciones y frecuencias de edad?
2 ¿Cómo evoluciona la señal de la edad de enfriamiento detrital a medida que pasa a
través de un orógeno desde las regiones de cabecera a una cuenca adyacente?
3 ¿En qué medida las variaciones en el interior de la litología o las tasas de erosión
controlan las contribuciones de las edades de enfriamiento de cada afluente?
A través de la comparación de las edades de enfriamiento observadas en el lecho
rocoso del norte de Tien Shan con los sedimentos antiguos y modernos cercanos, se
combinación de una estratigrafía de edad de roca madre conocida, alivio de la cuenca
e hipsometría de la cuenca; y (ii) las diferencias a lo largo del rumbo en las distribuciones
modernas de edad detrital se correlacionan con los cambios en el tiempo y la magnitud
de elevación y disección de la gama. Al rastrear las distribuciones de la edad de
enfriamiento en los sedimentos modernos a lo largo de un río que atraviesa el Himalaya
del centro de Nepal, exploramos cómo las variaciones en las tasas de erosión del lecho
rocoso, la litología y el tamaño de la cuenca se combinan para crear la señal de la edad
detrítica de la corriente troncal. Finalmente, las edades de enfriamiento en un orógeno
INGENIERIA GEOLOGICA-UNMSM
demuestra que: (i) las edades modernas detritales se combinan mediante una
4
GEOLOGIA DE LOS HIDROCARBUROS
de colisión se predicen usando un modelo termomecánico simple y luego las edades de
enfriamiento detrital observadas se usan para establecer límites en las tasas de
‘deformación dentro del orógeno.
Ilustración 1: Fig. 1 Poblaciones de edad de seguimiento de fisión de un solo cristal de circones detríticos
en el noroeste del Himalaya (modificado de Cerveny et al., 1988). (a) Edades observadas en el río Indo
moderno (0 Ma) y en horizontes estratigráficos de edad conocida que se remontan a 14 Ma. Los niveles
estratigráficos fueron fechados usando magnetoestratigrafía (Johnson et al., 1985) y tienen
incertidumbres de ~ 0.5 Myr. Tenga en cuenta que para todos los sitios que no sean el sitio moderno,
algunas edades de seguimiento de fisión son más jóvenes que el momento de la deposición. Estas
muestras nunca se han calentado lo suficiente para recocer las huellas de fisión después del depósito (que
restablece las edades), por lo que es probable que estas edades 'demasiado jóvenes' sean el resultado de
las estadísticas de contar un pequeño número de huellas de fisión espontáneas, y debido a la
relativamente grande incertidumbres (típicamente ~ 10%) que caracterizan la datación por huellas de
fisión. (b) Edades detríticas restauradas al momento de la deposición. La restauración se logra restando
la edad de depósito de cada edad de detrito (c) y contabilizando las incertidumbres estadísticas
inherentes a las poblaciones de fechas de seguimiento de fisión (ver Cerveny et al. (1988) para una
descripción más completa). En particular, las edades jóvenes (1–2 Myr) están presentes en cada una de
las poblaciones de edades restauradas. Estas edades jóvenes requieren enfriamiento a tasas de> 100 ° C
Myr − 1, e indican que se estaba produciendo una erosión rápida en algún lugar de la cuenca del Indo
durante los últimos 14 Myr.
INGENIERIA GEOLOGICA-UNMSM
CONCEPTOS DE EDADES DE ENFRIAMIENTO DE BEDROCK
5
GEOLOGIA DE LOS HIDROCARBUROS
Todos los minerales utilizados en estudios termocronológicos tienen temperaturas
críticas en las que comienzan a registrar el tiempo. En realidad, esta temperatura crítica
es un rango de valores que pueden ser dependientes de la composición, pero
conceptualmente esta temperatura puede considerarse como un valor discreto: la
temperatura de "cierre" (Dodson, 1979). Para la mayoría de los enfoques radiométricos,
como los sistemas 39Ar / 40Ar o U – Pb, la proporción de nucleidos radiométricos
primarios con respecto a sus productos secundarios se utiliza para definir una edad de
enfriamiento.
A temperaturas superiores a la temperatura de cierre, los productos secundarios
radiométricos se pierden por difusión rápida a través de la red cristalina. Una vez que
se enfría por debajo de la temperatura de cierre, la red mineral retiene los nucleidos
hijos y comienza el reloj radiométrico.
En la datación por huellas de fisión, en lugar de producir nucleidos hijos que se miden
posteriormente, la fisión de uranio crea fragmentos que se rompen en direcciones
opuestas a través de la red mineral durante ~ 8 μm en cada dirección en apatitas y ~
5.5 mm en circón (Carter, 1999) . A altas temperaturas, el enrejado restaura
gradualmente su geometría original y recorta la zona de daño. A temperaturas inferiores
a la temperatura de "recocido", la reparación del daño de la red es lo suficientemente
lenta como para preservar las huellas de fisión. Los dos minerales apatita y circón, más
comúnmente utilizados en la datación por huellas de fisión, tienen temperaturas de
cierre nominales (por debajo de las cuales se conservan las huellas) de 110 ° C y ~ 250
° C, respectivamente (Naeser, 1979; Yamada et al., 1995) .
La temperatura de cierre es sensible a la velocidad de enfriamiento, de modo que los
cristales de apatita que se enfrían a> 100 ° C Myr-1 tienen temperaturas de cierre de ~
140 ° C (Dodson, 1979). La temperatura de cierre también es sensible a la composición:
las clorapatitas tienen temperaturas de cierre que son hasta ~ 50 ° C más altas que las
El recocido no se detiene abruptamente a una temperatura dada, por lo que existe una
"zona de recocido parcial" partial annealing zone (PAZ) entre la temperatura de cierre
nominal y las temperaturas <60 ° C a las cuales las huellas de fisión se vuelven
esencialmente permanentes. Por lo tanto, se predice que existe una estructura de
edades en el subsuelo (Fig. 2). Las tendencias de las edades en la roca sobre el PAZ
deberían reflejar la historia de enfriamiento anterior. Si estas edades muestran poca
variación con la profundidad, indican que esta parte de la columna de roca se enfrió
rápidamente durante el penúltimo episodio de erosión y elevación, mientras que una
INGENIERIA GEOLOGICA-UNMSM
fluorapatitas más comunes (Ketcham et al., 1999).
6
GEOLOGIA DE LOS HIDROCARBUROS
disminución constante y grande en las edades indicaría un intervalo sostenido de
erosión lenta. Para gradientes geotérmicos típicos, la PAZ tiene un espesor de 2 a 3 km.
En su parte superior (Fig. 2a), comienza una trayectoria descendente de edades
decrecientes. La tasa de disminución de edades con profundidad en la PAZ depende
del tiempo transcurrido desde el último episodio de enfriamiento importante
(compárense las figuras 2a yb): la tasa aumenta con el mayor tiempo transcurrido desde
el penúltimo evento de enfriamiento. La base de la PAZ está marcada por un "pliegue"
debajo del cual todas las edades son cero, porque se han encontrado temperaturas
mayores o iguales a la temperatura de cierre. Si esta columna de roca se somete
repentinamente a un rápido levantamiento y erosión de la roca en respuesta a eventos
tectónicos, la antigua ZAP se elevará hacia la superficie (Fig. 2c), y el pliegue que antes
estaba en su base debería preservarse durante el levantamiento (Fitzgerald et al. al.,
1995). Si la cantidad de erosión supera los 4–5 km, es probable que las rocas en la base
de la antigua ZAP estén expuestas en la superficie. Las edades justo debajo del pliegue
se interpretan comúnmente para indicar el momento en que comenzó la erosión
acelerada (Fig. 2c), mientras que el grosor de la zona de edades casi uniformes debajo
del pliegue proporciona un límite mínimo en la cantidad de erosión durante ese evento.
Para un mineral en particular, las edades de enfriamiento observadas en la superficie
de un cinturón de montaña son una función de la tasa de erosión y la profundidad de la
isoterma de cierre relevante. Con mayor frecuencia, las edades de enfriamiento se han
interpretado utilizando un gradiente geotérmico que se supone que es tanto vertical
como espacialmente uniforme (Zeitler, 1985; Tippett y Kamp, 1993; Fitzgerald et al.,
1995; Blythe et al., 2002). En este caso, la profundidad de una isoterma dada será igual
en todas partes debajo de la elevación media de la superficie.
Al aplicar un gradiente geotérmico conocido o supuesto para definir esa profundidad (z),
las edades de enfriamiento (t) se pueden convertir fácilmente en tasas de erosión (dz /
Tal análisis es una simplificación de la situación más típica en una cadena montañosa,
en la que las crestas actúan como aletas de radiador y afectan el patrón de enfriamiento
y la posición de las isotermas en el subsuelo (Stüwe et al., 1994; Mancktelow y
Grasemann, 1997; Stüwe y Hintermüller, 2000). Las isotermas están deformadas hacia
arriba debajo de las crestas y están más espaciadas que debajo de los valles. La
cantidad de deformación es una función del relieve topográfico y la tasa de erosión (Fig.
3). Esta compresión de isotermas hacia la superficie y especialmente
INGENIERIA GEOLOGICA-UNMSM
dt).
7
GEOLOGIA DE LOS HIDROCARBUROS
debajo de los valles se puede entender en el contexto de la roca que se advierte hacia
la superficie erosiva: la erosión rápida provoca una advección rápida que a su vez hace
que las rocas más calientes de la profundidad se lleven más rápidamente hacia la
superficie, aumentando así el gradiente geotérmico cercano a la superficie.
Cuanto mayor es el relieve topográfico, más se desvía hacia arriba debajo de las
crestas.
Cuanto mayor es la tasa de erosión, mayor es la compresión de las isotermas debajo
Ilustración 2: Fig. 2 Patrones de edades de huellas de fisión y zona de recocido parcial (ZAP)
versus profundidad en diferentes momentos que abarcan un intervalo de erosión rápida. (a)
Patrón predicho de edades a 130 Ma, que ilustra las condiciones 20 Myr después de un
evento de enfriamiento mayor aún más temprano. El enfriamiento rápido y la erosión
extensa podrían interpretarse para ese evento porque las edades por encima de la ZAP son
muy similares, de modo que solo se produce un pequeño cambio en la edad frente a la
profundidad. Tenga en cuenta que las edades dentro de la PAZ disminuyen gradualmente a
0 en su base donde se encuentran por primera vez temperaturas> 110 ° C. (b) Patrón de
edades a 20 Ma después de un largo intervalo (110 Myr) de inactividad. Tenga en cuenta el
rango de edades muy aumentado dentro de la ZAP en comparación con (a). (c) Edades en la
actualidad. El antiguo PAZ (ahora "exhumado") ha sido elevado a la superficie. Las edades
en el pliegue en la base de la PAZ indican el tiempo (20 Ma) del evento de elevación /
erosión. Tenga en cuenta que el gradiente de edades en la ZAP ahora es idéntico al del
primer panel que también representa un tiempo de 20 Myr después de un importante
evento de elevación / erosión.
INGENIERIA GEOLOGICA-UNMSM
de los valles.
8
GEOLOGIA DE LOS HIDROCARBUROS
Una conclusión clave de los análisis de isotermas en el contexto del relieve topográfico
variable y las tasas de erosión es que, en cualquier punto del paisaje, el gradiente
geotérmico no es uniforme (Stüwe et al., 1994; Mancktelow y Grasemann, 1997; Stüwe
y Hintermüller , 2000). Además de tener gradientes más altos debajo de los valles que
debajo de las crestas y gradientes más altos cuando la erosión es rápida, el gradiente
también es más alto cerca de la superficie que en la profundidad (Fig. 3).
Como consecuencia, la aplicación de un gradiente geotérmico uniforme asumido se ve
comprometida, especialmente para minerales con bajas temperaturas de cierre y en
regiones de erosión rápida y alto relieve. Por lo tanto, los efectos de la topografía son
particularmente significativos para la datación por huellas de fisión o [U-Th] / He de
apatita con su sensibilidad a las isotermas de 110 ° C y 70 ° C, respectivamente. Para
minerales con temperaturas de cierre más altas, la suposición de una geotermia
uniforme es menos problemática. Por ejemplo, para la moscovita fechada utilizando
técnicas 39Ar / 40Ar, la temperatura de cierre relevante es ~ 350 ° C. Mientras el relieve
topográfico permanezca <6 km y las tasas de erosión sean ≤3mmyr − 1, el modelado
numérico sugiere que la isoterma de 350 ° C permanece casi horizontal debajo de la
topografía media (Brewer et al., 2003), aunque esta isoterma habrá sido advertada más
cerca de la superficie cuando las tasas de erosión son altas (Fig. 3).
Ilustración 3: Fig. 3 Predicción numérica del modelado de la
estructura térmica de la corteza continental, dada la tasa de
erosión especificada, el relieve topográfico y la longitud de
onda, y el ángulo de la pendiente. La estructura térmica es
equivalente a un estado térmico estable y ocurre antes de
20 Myr en ejecuciones de modelos.
INGENIERIA GEOLOGICA-UNMSM
La producción de socorro es instantánea al comienzo de la
ejecución del modelo, con un paisaje de estado estacionario
que contiene pendientes de 30 °, que simulan condiciones de
umbral para deslizamientos de tierra. La profundidad y la
desviación de las isotermas individuales dependen del
relieve topográfico y la tasa de erosión, siendo las isotermas
de menor temperatura las más afectadas. El alto relieve y
las rápidas tasas de erosión provocan la máxima desviación
de las isotermas debajo de los picos, así como la compresión
máxima de las isotermas debajo de los valles. (a & b) Tasas
de erosión de 1.0 km Myr − 1 y 3.0 km Myr − 1 se imponen
en un paisaje con 3 km de relieve. (c & d) El alivio se
incrementa a 6 km con las mismas tasas de erosión. Tenga
en cuenta que la isoterma de cierre de 350 ° C para 40Ar /
39Ar en moscovita se predice que es esencialmente plana,
excepto cuando la erosión es ≥ 3 kmMyr − 1 y el relieve
topográfico es ≥ 6 km, en cuyo caso la profundidad de la
isoterma de 350 ° C varía en ~ 200 m. (Modificado de
Brewer, 2001.)
9
GEOLOGIA DE LOS HIDROCARBUROS
CONCEPTOS DE EDADES DE ENFRIAMIENTO DETRITALES
Los sedimentos erosionados de los orógenos se conservan comúnmente en la cuenca
del antepaís o en los grandes complejos delta de los principales sistemas fluviales (por
ejemplo, los fanáticos del Indo o Bengala). Las edades de enfriamiento detrítico
extraídas de dicho sedimento deberían ser una representación de las edades de
enfriamiento dentro de la cuenca del río (Stock y Montgomery, 1996; Bernet et al.,
2004b). Las formas en que se produce esta señal se pueden conceptualizar más
fácilmente si se considera cómo las áreas tributarias del río principal contribuyen con
edades de enfriamiento al río troncal a medida que fluye desde el interior hacia el sitio
de deposición. Es útil apuntar a áreas tributarias a escalas espaciales para las cuales
las tasas de erosión y enfriamiento dentro de una cuenca son casi uniformes.
Dada la predicción de las edades de enfriamiento del lecho de roca en una cuenca
tributaria, la conceptualización de cómo debe desarrollarse la señal de edad detrítica
dentro de un orógeno es sencilla (Stock y Montgomery, 1996). Cada afluente de una
corriente de tronco debería contribuir con un volumen de sedimento proporcional a su
área de captación y la tasa de erosión promedio dentro de ella (Fig. 4).
La abundancia del mineral que se va a fechar y la
distribución del tamaño del mineral objetivo
determinan la fracción de granos en la muestra
total que se puede fechar. La tasa de denudación
(se supone que ha persistido lo suficiente como
para crear condiciones térmicas de estado
estacionario) y la hipsometría se combinan para
determinar el rango y la abundancia de las edades
de enfriamiento. El producto del rendimiento total
de sedimentos, la fracción del mineral objetivo y la
distribución de frecuencia de las edades de
enfriamiento definen la contribución del afluente a
la distribución de las edades de granos individuales
en la corriente del tronco.
INGENIERIA GEOLOGICA-UNMSM
Ilustración 4: Fig. 4 Parámetros que controlan la
contribución de las edades de enfriamiento de un
afluente individual a una señal de edad de
enfriamiento de la corriente troncal. La señal de la
corriente troncal o de la cuenca del antepaís puede
modelarse como una mezcla específica de varios de
estos afluentes. El área tributaria y la tasa
promedio de denudación define el rendimiento
total de sedimento.
10
GEOLOGIA DE LOS HIDROCARBUROS
Si la erosión ha persistido lo suficiente como para alcanzar un estado térmico estable
(Willett y Brandon, 2002), el rango de edades de enfriamiento debería ser una función
predecible del alivio de la cuenca y la tasa de erosión (Fig. 5a). Si la distribución del
mineral que se destina a la datación es uniforme dentro de la cuenca, la distribución de
las edades de enfriamiento (Fig. 5b) será una función directa de las tasas de erosión y
la hipsometría de la cuenca (la distribución del área versus la altitud; Brewer et al. .,
2003). Finalmente, para calcular cómo el flujo de edades de enfriamiento de un afluente
afectará la distribución de la edad de enfriamiento de la corriente troncal, se debe
comparar la fracción del mineral objetivo, incluida su abundancia en la fracción de
tamaño que se está fechando, entre el sedimento afluente y el de la corriente troncal
(Fig. 4). Si el mineral objetivo para la datación es de baja abundancia, p. circón en piedra
caliza, incluso una cuenca hidrográfica grande y que se erosiona rápidamente tendrá un
impacto mínimo en las edades de enfriamiento en la corriente del tronco (Spiegel et al.,
2004).
Dentro de este marco conceptual, es posible trabajar progresivamente aguas abajo y
modelar cómo evolucionará la señal de flujo troncal con la adición de material de
afluentes con características variables.
La predicción directa de la distribución de las edades detritales (Fig. 5) que resulta de
combinar una tasa de erosión y una hipsometría de captación (Brewer et al., 2003)
significa que las distribuciones de edades detríticas observadas pueden, en teoría,
usarse para inferir combinaciones de Hipsometría y tasas de erosión dentro de la cuenca
tributaria. Por ejemplo, si se supone una hipsometría con topografía distribuida como
una función gaussiana simple, se pueden hacer predicciones directas de los efectos de
los cambios en las tasas de erosión y alivio (Fig. 6). A medida que aumentan las tasas
de erosión, la media de las edades detritales se vuelve cada vez más joven. A medida
que aumenta el alivio, aumenta la amplitud de las edades detritales, debido a la
6). Dichos cambios proporcionan una base teórica para usar las distribuciones de la
edad de enfriamiento para probar hipótesis, como las relacionadas con una mayor
producción de alivio (Small y Anderson, 1998) y / o tasas de erosión mejoradas durante
los tiempos del Cenozoico tardío (Zhang et al., 2001). Sin embargo, las pruebas exitosas
con este enfoque requieren datación de alta resolución y una sección estratigráfica en
una cuenca que ha tenido una cuenca tributaria estable durante el período de interés.
Sin embargo, estudios experimentales y numéricos recientes sugieren que las divisiones
de drenaje migrarán con el tiempo (Hasbargen y Paola, 2000, 2002; Pelletier, 2004), y
INGENIERIA GEOLOGICA-UNMSM
diferencia de edad entre los fondos de los valles y las crestas de las crestas (Figs. 5 y
11
GEOLOGIA DE LOS HIDROCARBUROS
los cambios relativos en la ubicación de la cuenca y la geología debido a la migración
de la división deben ser pequeños en relación con el tamaño total de la cuenca. para
que la cuenca se considere estable. Sin un amplio conocimiento de la evolución del
interior que permite la toma de huellas digitales de distintas áreas fuente (Spiegel et al.,
Ilustración 5: Fig. 5 Construcción de una distribución "teórica" de las edades de enfriamiento
del lecho de roca para una cuenca individual. (a) Se calcula una edad de enfriamiento (tc) a
partir de la profundidad (zc) de la temperatura de cierre (Tc) para la cual zc resulta de un
modelo térmico y la tasa de erosión (dz / dt). La diferencia entre la elevación de la cumbre (zs) y
la elevación del valle (zv) crea una diferencia entre las edades de enfriamiento de la cumbre
(tcs) y las edades de enfriamiento del valle (tcv). La edad de enfriamiento (tcx) de una muestra
"x" derivada de la elevación zx se puede calcular utilizando la ecuación que se muestra.
(b) La distribución de frecuencia de las edades de enfriamiento se rige por la combinación del
rango de edad (tcv a tcs) y la frecuencia dependiente de la altitud del mineral objetivo (aquí se
supone que es uniforme) con la hipsometría de la cuenca. La correspondencia directa de la
hipsometría y la distribución de las edades de enfriamiento resulta de la distribución uniforme
del mineral objetivo en toda la cuenca. (Modificado de Brewer et al., 2003.)
INGENIERIA GEOLOGICA-UNMSM
2004), la evaluación del dominio y la persistencia de las áreas fuente rara vez es posible.
12
GEOLOGIA DE LOS HIDROCARBUROS
Ilustración 6: Fig. 6 (izquierda) Efectos teóricos de las variaciones en la tasa de elevación y el
alivio en las distribuciones de la edad de enfriamiento para una zona de captación con una
hipsometría de distribución gaussiana. La profundidad de la isoterma de 350 ° C se modela en
función de la velocidad de erosión y el relieve topográfico (Stüwe et al., 1994).
La escala de cada gráfico de función de densidad de probabilidad teórica insertada es la misma,
con el eje x que varía de 0 a 50 Myr y la probabilidad en el eje y. El área debajo de la curva en
cada parcela se normaliza a uno. Según estos modelos, los cambios en la tasa de alivio o erosión
deben manifestarse por cambios en la edad central y la propagación de las edades que se
encuentran dentro de una cuenca. Para cualquier alivio dado, las tasas de erosión más lentas
producen un rango más amplio de edades de enfriamiento. Del mismo modo, para una tasa de
erosión dada, un mayor alivio produce un rango más amplio de edades. (Modificado de Brewer et
al., 2003.)
EVOLUCIÓN OROGÉNICA, TIEMPOS DE LAG Y APLICACIONES DE EDADES
DETRITALES
La discusión anterior indica que, antes de un intervalo de elevación y erosión acelerada
de la roca, comúnmente existe una "estratigrafía" de edades de enfriamiento para los
termocronómetros de baja temperatura dentro de una columna vertical de lecho de roca
que se erosiona lentamente (Stock y Montgomery, 1996). Las edades más jóvenes (0
Ma) ocurren a profundidades donde la temperatura excede la temperatura de cierre,
eventos térmicos previos (Fig. 2). Se esperaría que la erosión acelerada que corta
progresivamente más profundamente a través de esta columna de roca produzca una
estratigrafía de edad invertida en una cuenca adyacente (Fig. 7). En consecuencia, se
debe esperar que las edades detríticas de una sección estratigráfica registren el
desmoronamiento progresivo del interior (Brown, 1991; Gallagher et al., 1998; Carter y
Moss, 1999). Lo más significativo es que, en el contexto de la datación por huellas de
fisión, el comienzo del destechado de la zona de recocido parcial (PAZ) debe
evidenciarse claramente por la aparición abrupta de edades detritales más jóvenes. Tal
INGENIERIA GEOLOGICA-UNMSM
mientras que las edades más antiguas ocurren cerca de la superficie, donde reflejan
13
GEOLOGIA DE LOS HIDROCARBUROS
evento indica que la erosión en el interior ha pasado significativamente por debajo de
una profundidad que anteriormente era de ~ 60 ° C (parte superior de la PAZ: Fig. 2),
típicamente a una profundidad inicial de 2-3 km. A medida que las edades de los detritos
se acercan más a la edad de depósito, es probable que las rocas situadas anteriormente
debajo de la ZAP (a profundidades superiores a 3.5-5 km) se estén erosionando. En
estas condiciones y suponiendo que la apatita sea aproximadamente uniforme en el
área de origen, el registro detrítico dentro de una estratigrafía de cuenca bien fechada
proporciona información detallada sobre la erosión progresiva del interior (Fig. 7).
Las distribuciones de edad del componente primario (Brandon, 1992) se ilustran para cada muestra
detrital (columna central) con la edad central de cada componente que se muestra en "hace millones
de años". Se predice que la erosión progresiva de una columna de la corteza con una sucesión dada
de elevación de edad producirá una estratigrafía de edad inversa en una cuenca adyacente. El paso
de tiempo T1 representa la erosión solo a través de la región de edades de enfriamiento más antiguas
que se encuentra por encima de la PAZ en la columna de la corteza.
En consecuencia, la distribución de edad detrítica contiene solo poblaciones de mayor edad. Para
niveles estratigráficos sucesivamente más altos y más jóvenes, la erosión en el interior ha progresado
hacia la PAZ (ahora exhumada). El pico de edad del componente más joven refleja el nivel más
profundo de erosión en cualquier momento dado. Cuando aparecen las edades terciarias (etapa T3),
la erosión ha progresado profundamente en la ZAP. Para la muestra más joven (T4), solo se predicen
las muestras restablecidas con edades terciarias, lo que sugiere erosión por completo a través de la
ZAP.
INGENIERIA GEOLOGICA-UNMSM
Ilustración 7: Fig. 7 Modelo para poblaciones minerales detríticas resultantes del destechado
progresivo (a veces T1 a T4) a través de una columna cortical que conserva una zona de recocido
parcial de apatita exhumada (ZAP) en la que las edades oscilan entre 25 y 125 Ma. Se supone que la
apatita se distribuye uniformemente en la columna cortical. La columna estratigráfica a la derecha
muestra una secuencia ascendente gruesa en la que "FT" indica el nivel estratigráfico en el que se
analizan cuatro muestras de pistas de fisión detríticas.
14
GEOLOGIA DE LOS HIDROCARBUROS
El "tiempo de retraso" se define como el tiempo que tarda un mineral en pasar de su
temperatura de cierre a cierta profundidad por debajo de la superficie hasta su depósito
en una cuenca sedimentaria (Cerveny et al., 1988; Garver y Brandon, 1994). En un
cinturón de montaña, este tiempo de retraso abarca dos conjuntos de procesos: los
responsables de llevar el mineral a la superficie desde una temperatura que depende
de la profundidad; y los responsables de transportar el mineral del orógeno a una cuenca
sedimentaria (Ruiz et al., 2004). En muchos orógenos activos, el tiempo de transporte
desde que el mineral llega a la superficie hasta que se deposita en una cuenca se
considera insignificante.
En las montañas que se erosionan rápidamente (> 0.5 mm año − 1), tal suposición puede
validarse ampliamente simplemente comparando los volúmenes de sedimentos
almacenados, o de almacenamiento potencial dentro de las cuencas de las montañas,
con la cantidad de sedimento producido por la erosión persistente. Por lo general, solo
una pequeña fracción del volumen total de sedimentos erosionados podría almacenarse
durante más de unos cientos de miles de años. Si se puede argumentar que el tiempo
de transporte es insignificante, entonces el tiempo de retraso representa el tiempo
requerido para que un mineral pase de la isoterma de cierre a la superficie y se convierta
en un indicador de la tasa de erosión. Por lo tanto, para el registro de unofoofing en una
cuenca cercana, el tiempo de retraso representa la diferencia entre la edad de
enfriamiento y la edad de depósito. A medida que la edad de detrito se acerca cada vez
más a la edad de depósito, es decir, los tiempos de retraso se acortan, la tasa
reconstruida de enfriamiento del área de origen se vuelve cada vez más rápida, al igual
que la tasa correlativa de erosión del interior.
Dado este marco, los tiempos de retraso pueden usarse para evaluar el estado erosivo
de un orógeno (Fig. 8).
alcanzar una condición de estado estable (Willett y Brandon, 2002), y si lo hacen, qué
tan rápido y por qué procesos ocurre esto. Por ejemplo, el estado estacionario orogénico
se ha definido en términos del estado estacionario exhumacional (en el que las edades
de enfriamiento en una posición dada en el orógeno permanecen constantes a lo largo
del tiempo) o estado estacionario térmico (en el que la estructura térmica con respecto
a la superficie es invariable; Willett y Brandon, 2002). En cualquier caso, se predice que
la distribución general de las edades de enfriamiento en la superficie de un orógeno en
estado estacionario se mantendrá constante a lo largo del tiempo. Si el tiempo de
transporte de sedimento es insignificante o predecible, de modo que se pueda restar de
INGENIERIA GEOLOGICA-UNMSM
Gran parte del debate actual gira en torno a la cuestión de si los orógenos pueden
15
GEOLOGIA DE LOS HIDROCARBUROS
la edad de enfriamiento, entonces un orógeno en estado estacionario debería producir
tiempos de retraso constantes.
Aunque un espectro de edades de enfriamiento a partir de un orógeno dado se mide
típicamente en una sola muestra sedimentaria, la distribución de las edades se
deconvoluciona comúnmente en un pequeño número de poblaciones componentes
(Brandon, 1992) que, cuando se suman, se aproximan a la distribución de edad
observada. La diferencia de tiempo entre el pico componente más joven de las edades
detritales y la edad de depósito se utiliza para definir el tiempo de retraso (Garver y
Brandon, 1994).
Considere el crecimiento y la descomposición de un orógeno de más de 50 Myr (Fig. 8).
Durante su crecimiento inicial, las edades detritales son viejas, pero el tiempo de retraso
se vuelve progresivamente más joven. Durante el estado estacionario, se muestra un
tiempo de retraso constante, y este intervalo de los tiempos de retraso más cortos
equivale a la erosión más rápida. Durante una etapa de disminución de la orogénesis,
los tiempos de retraso deberían aumentar, pero no tan rápido como disminuyeron en las
etapas de crecimiento iniciales, porque en la etapa post-orogénica, se exhumarán
muchos minerales que recientemente han pasado por su temperatura de cierre.
Independientemente de las consideraciones del estado estacionario orogénico, la
aparición abrupta de un conjunto de edades detritales más jóvenes dentro de una
secuencia estratigráfica podría interpretarse para definir o posponer ligeramente el inicio
de la deformación en el interior (siempre que el cambio no haya resultado de la captura
de una nueva área de origen). Las edades detríticas también se pueden usar como un
marcador de procedencia con respecto a las reconstrucciones tectónicas:
La exposición de una nueva área fuente con un conjunto distintivo de edades de
enfriamiento, incluso las muy antiguas (Carter y Moss, 1999), puede proporcionar una
detrito se pueden usar para establecer límites útiles en estratos continentales con poca
fecha. Por ejemplo, la aparición de granos detríticos con edades de enfriamiento más
jóvenes que la edad de depósito previamente asignada puede forzar revisiones
ascendentes en la edad de depósito (Najman et al., 2001).
INGENIERIA GEOLOGICA-UNMSM
señal detrítica fácilmente discernible a una cuenca cercana. Finalmente, las edades de
16
GEOLOGIA DE LOS HIDROCARBUROS
Ilustración 8: Fig. 8 Relaciones entre crecimiento orogénico, poblaciones de edades de enfriamiento
detrítico y tiempos de retraso.
(a) Crecimiento orogénico durante las fases de construcción (40–50 Ma), estado estacionario (10–40
Ma) y destrucción (0–10 Ma). (b) Secuencia teórica de poblaciones de edades de enfriamiento
detritales representadas por distribuciones gaussianas de edades. El tiempo de retraso representa la
diferencia entre el pico de las distribuciones de la edad de enfriamiento y la edad estratigráfica. La
línea 1 a 1 ocurre donde la edad detrítica y la edad estratigráfica son iguales. Las poblaciones de edad
detrítica que caen en esta línea representan un tiempo de retraso de 0 Myr. Durante las fases de
construcción, los tiempos de retraso disminuyen a medida que la erosión avanza cada vez más
profundamente en el interior. Los tiempos de retraso permanecen constantes durante el estado
estacionario exhumacional y aumentan nuevamente durante la fase de destrucción a medida que
disminuyen las tasas de orogénesis y erosión.
PRUEBA DE LA FIDELIDAD Y SENSIBILIDAD DE LAS EDADES DETRITALES
Cada una de las estrategias o aplicaciones interpretativas descritas anteriormente se
basa en el supuesto de que la señal detrítica en una cuenca proporciona una
representación fiel de la distribución por edades en el área de origen del interior (Garver
et al., 1999). Para la datación por huellas de fisión en cuencas sedimentarias profundas,
restablece parcial o totalmente las edades de las pistas de fisión, especialmente para
los granos de apatita (Green et al., 1989). Las edades de la pista de fisión de circón son
menos susceptibles de restablecerse debido a su temperatura de cierre más alta, pero
dada esta temperatura más alta también son relativamente insensibles a la exhumación
que es <5–8 km. Por lo tanto, cuando se aplica la datación por huellas de fisión a
muestras detríticas, el historial térmico probable de la cuenca deposicional de la que se
recolectan las muestras y la magnitud de la exhumación en el interior deberían
determinar si la apatita o el circón están fechados.
INGENIERIA GEOLOGICA-UNMSM
esta suposición se viola comúnmente debido al calentamiento del entierro que
17
GEOLOGIA DE LOS HIDROCARBUROS
Incluso en ausencia de edades de reinicio, la correspondencia entre las edades
detritales observadas y las edades de roca madre en su área de origen rara vez se
evalúa. Por ejemplo, la moscovita es un mineral típico explotado para la datación detrital
de un solo cristal, y sin embargo, la naturaleza laminar del hábito mineral de la moscovita
parece hacerlo particularmente susceptible a la conminución durante el transporte. En
consecuencia, cualquier cambio aguas abajo en las poblaciones de edades de
moscovitas detríticas podría ser un artefacto de la pérdida de granos de aguas arriba,
más que una indicación de cambios aguas abajo en las tasas de erosión y edades de
enfriamiento.
En este caso, los cambios posteriores en las poblaciones de edades proporcionarían
información escasa sobre las tasas de erosión variable. Por otro lado, si la moscovita
viajara principalmente en la carga de lavado de un río, podría experimentar una
conminución menor a través de colisiones de granos de grano, de modo que las edades
detritales observadas serían independientes de la distancia de transporte. Una forma de
probar si es probable que la conminución haya modificado las distribuciones de edad es
comparar
las
poblaciones
de
minerales
en
edad
detrítica
con
diferentes
susceptibilidades a la conminución, pero recolectadas del mismo sitio. Por ejemplo, las
micas son altamente susceptibles a la conminución, mientras que el circón es resistente.
Si, utilizando métodos de datación con temperaturas de cierre comparables, la
distribución de edades de moscovita y circón es similar en el mismo sitio, esto
argumentaría en contra de la distancia de transporte o la conminución como un control
importante en las edades observadas.
Cuando se comparan 55 edades de moscovita 40Ar / 39Ar (temperatura de cierre: ~ 350
° C) y 70 edades de huellas de fisión de circón (temperatura de cierre: ~ 250 ° C) desde
el mismo sitio en un río del Himalaya ~ 150 km debajo de sus cabeceras, el las
poblaciones de edades se parecen entre sí, aunque el pico primario en la población de
moscovita (Fig. 9). De hecho, se espera tal cambio, dada la temperatura de cierre más
baja de las edades de la pista de fisión de circón. Este ejemplo sugiere, por lo tanto, que
la señal de edad detrital de la moscovita puede proporcionar un proxy confiable para la
distribución de las edades de enfriamiento en toda la cuenca aguas arriba y que la
conminución durante el transporte crea solo pequeñas perturbaciones.
Los estudios sobre la edad de detrimento suponen que se pueden asignar errores
significativos a las fechas de granos individuales. La mayoría de los estudios de detritos
publicados hasta la fecha han utilizado la pista de fisión de circón, la datación 40Ar /
INGENIERIA GEOLOGICA-UNMSM
edad de circón se desplaza 1 a 2 años más joven en comparación con las edades de
18
GEOLOGIA DE LOS HIDROCARBUROS
39Ar y U-Pb de cristales individuales, porque la incertidumbre sobre cualquier edad de
un solo cristal es comúnmente pequeña. Sin embargo, el contenido de U y Th de la
apatita es típicamente un orden de magnitud menor que el del circón. Como
consecuencia, se generan menos pistas de fisión, e incluso la mejor muestra de lecho
de roca de fisión de apatita tendrá una distribución de edades de grano que se
dispersará alrededor de la edad de enfriamiento "verdadera". La implicación de esta
incertidumbre inherente de la edad para los estudios de detritos es que es difícil asignar
una incertidumbre a las edades de granos individuales más allá de la incertidumbre
basada en las estadísticas de conteo, y sin embargo, la incertidumbre esperada sería
considerablemente mayor. Como consecuencia, el
El enfoque más comúnmente utilizado para interpretar los datos de seguimiento de fisión
detríticos es determinar las poblaciones componentes estadísticamente significativas
que se pueden combinar aritméticamente para producir la
También se supone que las edades de detrito de los cristales individuales son
independientes del tamaño de grano. Como consecuencia, los tamaños de grano que
son más susceptibles a un enfoque de datación dado son comúnmente analizados.
Por ejemplo, debido a que los granos de moscovita recientemente enfriados contienen
solo pequeñas cantidades de argón radiogénico, los granos detríticos grandes (> 500
μm) suelen datarse para minimizar el error en cada edad.
Las comparaciones de distribuciones de edad de grano único (Ruhl y Hodges, 2005)
pueden mostrar distribuciones de edad similares para fracciones de diferentes tamaños
en un sitio determinado (Fig. 10) que validan la independencia de tamaño asumida de
las edades.
En estas situaciones, la distribución de tamaños de grano en áreas contribuyentes con
diferentes historias de enfriamiento debe permanecer bastante uniforme. Por otro lado,
mientras que la moscovita de grano grueso deriva de un dominio de erosión lenta,
entonces el análisis de solo la fracción gruesa
extrañaría los granos jóvenes, rápidamente enfriados. Por lo tanto, si los esquistos y los
granitos experimentaran diferentes tasas de erosión, el análisis de los granos de
moscovita más gruesos solo podría reflejar el historial de enfriamiento del granito.
INGENIERIA GEOLOGICA-UNMSM
si toda la moscovita de grano fino se produjo en un área que se erosiona rápidamente,
19
GEOLOGIA DE LOS HIDROCARBUROS
Ilustración 10: Fig. 9 Comparación de la
distribución por edad de un resistente mineral
(circón) y un mineral susceptible a la conminución
(moscovita), para evaluar si el transporte aguas
abajo causa la pérdida selectiva de minerales no
resistentes.
Ilustración 9: Fig. 10 Comparaciones de
moscovitas detríticas de 40Ar / 39Ar para
fracciones de diferentes tamaños en la misma
muestra en dos sitios diferentes en la cuenca
Marsyandi, Nepal central. La curva de
probabilidad compuesta se construye sumando
las mediciones individuales de la edad de grano
asignando a cada edad un 'núcleo' gaussiano
con un área igual a la unidad, un ancho que se
define por la incertidumbre sobre la edad y una
edad más probable que iguale edad medida La
probabilidad sumada de todos los granos se
vuelve a normalizar a la unidad. En general, las
distribuciones de las edades son independientes
del tamaño de grano, lo que sugiere una
distribución espacial similar y susceptibilidad a la
erosión para ambos rangos de tamaño en cada
cuenca. La naturaleza de menor pico de la curva
de probabilidad para los tamaños de grano más
pequeños en la muestra superior se debe
principalmente a las mayores incertidumbres
analíticas asociadas con los granos pequeños
con edades de enfriamiento jóvenes.
(Modificado de Ruhl y Hodges, 2005.)
INGENIERIA GEOLOGICA-UNMSM
En este ejemplo, el zircon y la moscovita se
separaron de las muestras de arena detrítica
recolectadas en el mismo sitio y fueron fechadas
por metodologías de seguimiento de fisión
(temperatura de cierre ~ 240 ° C) y 40Ar / 39Ar
(temperatura de cierre ~ 350 ° C), respectivamente.
Los patrones básicos de las edades detríticas están
de acuerdo, pero las edades del circón se
desplazan ~ 2 años más jóvenes. Se espera este
cambio, dada la temperatura de cierre más baja
del circón. La similitud general de los espectros de
edad, incluido el cambio de 2 años, sugiere que, a
pesar de haber sido recolectados a más de 150 km
de las cabeceras, las edades de moscovita no han
experimentado un desgaste significativo. Esto
respalda los argumentos de que las micas viajan
en gran medida en la carga de lavado donde se
produce poca pérdida debido a la conminución.
20
GEOLOGIA DE LOS HIDROCARBUROS
CONCLUSIONES
Mientras que se pueden prever muchas mejoras metodológicas para hacer más
robustos los análisis de las edades detritales, la llegada de la datación con un solo cristal
ha abierto una nueva era en el análisis de las sucesiones estratigráficas y los sistemas
geomórficos.
Los estudios de los sistemas modernos demuestran cómo se genera la señal detrítica y
revelan tanto el poder como las limitaciones de la datación monocristalina en las
cuencas sedimentarias. Aunque se reconoció previamente desde un punto de vista
teórico, el impacto ejercido en las edades detritales modernas por la interacción entre
las tasas de erosión y la litología dentro de numerosos
Los afluentes se han documentado recientemente y proporcionan una base para refinar
las historias orogénicas utilizando edades detríticas. Estos estudios de ríos modernos
brindan información y precauciones con respecto a la interpretación de las edades
detríticas dentro del registro estratigráfico: las edades detritales pueden registrar
variaciones sutiles en la historia de la erosión y el levantamiento de rocas, pero las áreas
que se erosionan rápidamente pueden abrumar las erosiones lentas y la variabilidad
litológica. puede introducir sesgos fuertes en edades detritales. La capacidad de explotar
las edades detríticas para restringir las tasas cinemáticas dentro de los orógenos de
colisión proporciona una nueva herramienta analítica potente. Si se pueden reducir las
incertidumbres con respecto a las geometrías cinemáticas y las rutas de partículas
relacionadas a través de orógenos, las edades de detritos tanto en los ríos modernos
como en el registro estratigráfico reciente pueden servir para reconstruir las tasas de
deformación y erosión y para probar la viabilidad de los modelos propuestos de
INGENIERIA GEOLOGICA-UNMSM
evolución orogénica.
21