Cuenca de Los Ángeles

Durante el pre- turoniense , se encuentran presentes rocas sedimentarias y volcánicas metamorfizadas que constituyen las dos principales unidades de roca del basamento de la cuenca de Los Ángeles. Un movimiento a gran escala a lo largo de la zona de Newport-Inglewood yuxtapuso las dos unidades de roca madre a lo largo de los márgenes este y oeste. ^{[ 3 ]} Durante esta fase, la cuenca se encontraba por encima del nivel del mar.

Las características distintivas de esta fase fueron los sucesivos ciclos de transgresión y regresión de la línea de costa. La deposición de sedimentos marinos y continentales más antiguos comenzó a llenar la cuenca. Hacia el final de esta fase, la línea de costa comenzó a retroceder y la sedimentación continuó.

Tras la deposición de las unidades preturonianas, se produjo una gran emergencia y erosión que puede observarse como una importante discordancia en la base de las unidades del Mioceno medio. ^{[ 3 ]} La emergencia no se produjo al mismo ritmo ni en todas las secciones de la cuenca. Durante este tiempo, la cuenca estuvo cubierta por una bahía marina. Los ríos que nacían en las tierras altas transportaron grandes cantidades de detritos al borde nororiental de la cuenca. ^{[ 3 ]} Durante este período, también se depositó la formación Topanga.

La forma actual y el relieve estructural de la cuenca se establecieron en gran medida durante esta fase de subsidencia y sedimentación aceleradas que ocurrió durante el Mioceno tardío y continuó durante el Pleistoceno temprano. ^{[ 3 ]} Las rocas sedimentarias clásticas de las áreas de tierras altas (al norte y al este) se movieron por las pendientes submarinas y rellenaron el fondo de la cuenca. La subsidencia y la sedimentación probablemente comenzaron en la porción sur de la cuenca. ^{[ 3 ]} La subsidencia y la sedimentación ocurrieron simultáneamente, sin interrupción, hasta el Plioceno tardío. Hasta que la tasa de sedimentación gradualmente superó la tasa de subsidencia, y el nivel del mar comenzó a descender. Hacia el final de esta fase, los márgenes de la cuenca comenzaron a elevarse sobre el nivel del mar. Durante el Pleistoceno temprano, la sedimentación comenzó a superar la subsidencia en las partes deprimidas de la cuenca y la línea de costa comenzó a moverse hacia el sur. ^{[ 3 ]} Esta fase también tuvo movimiento a lo largo de la zona de falla de Newport-Inglewood que resultó en el inicio de la cuenca moderna. Este movimiento provocó que el bloque suroccidental se elevara con respecto al bloque de la cuenca central. ^{[ 8 ]}

La parte central de la cuenca continuó experimentando sedimentación durante el Pleistoceno debido a inundaciones y detritos erosivos de las montañas circundantes y las colinas de Puente. Este relleno fue responsable del retroceso final de la línea de costa de la cuenca. La sedimentación en el Holoceno se caracteriza por grava, arena y limo no marinos. ^{[ 3 ]} Esta fase también incluye la deformación compresiva tardía responsable de la formación de las trampas de hidrocarburos. ^{[ 5 ]}

En la región se encuentran cuatro fallas principales que dividen la cuenca en bloques estructurales central, noroeste, suroeste y noreste. ^{[ 3 ]} Estos bloques no solo indican su ubicación geográfica, sino también los estratos presentes y las principales características estructurales. El bloque suroeste se elevó antes del Mioceno medio y está compuesto principalmente por estratos marinos y contiene dos anticlinales principales. ^{[ 9 ]} Este bloque también contiene la zona de falla de Palos Verdes Hills, de fuerte inclinación. Las rocas volcánicas del Mioceno medio se pueden observar localmente dentro del bloque suroeste. ^{[ 3 ]} El bloque noroeste consiste en sedimentos marinos clásticos del Cretácico Superior al Pleistoceno. También hay rocas volcánicas del Mioceno medio. Este bloque tiene un amplio anticlinal que está truncado por la zona de falla de Santa Mónica. El bloque central contiene unidades de roca clástica marinas y continentales intercaladas con rocas volcánicas del Cretácico Superior al Plioceno. Los estratos del Plioceno y del Cuaternario son más visibles dentro del bloque central. Estructuralmente, hay una fosa sinclinal. ^{[ 3 ]} El bloque nororiental contiene rocas marinas clásticas de grano fino a grueso de edad cenozoica. ^{[ 3 ]} Localmente, se pueden observar rocas volcánicas del Mioceno medio, así como rocas sedimentarias no marinas del Eoceno al Mioceno. También hay un anticlinal en el bloque nororiental.

La evolución homogénea de esta cuenca no se produjo debido a la actividad tectónica dinámica. A pesar del entorno activo, hay más de 9100 m de estratos dentro de la cuenca. ^{[ 10 ]} El entorno dinámico también fue responsable de la deposición heterogénea de cada formación. Es común que las unidades de roca del mismo evento deposicional tengan nombres diferentes en diferentes ubicaciones dentro de la cuenca. Esto puede ser resultado de una gran variación en el tamaño de los clastos, como con la Formación Pico del Plioceno superior en la parte noroeste de la cuenca y la Formación Fernando superior en la parte suroeste de la cuenca. ^{[ 8 ]} La Cuenca de Los Ángeles contiene lo que se conoce como la " Gran Discordancia ", que se ha interpretado como un evento erosivo a gran escala en la unidad de roca del basamento. Esta discordancia se utiliza para correlacionar estratos en toda la cuenca. El registro de la actividad cenozoica comienza por encima de esta discordancia. ^{[ 1 ]} El registro estratigráfico de esta cuenca indica que comenzó como un ambiente no marino y luego transgredió a un sistema oceánico profundo. Las unidades basales más antiguas de esta cuenca son de origen tanto sedimentario como ígneo . La unidad sedimentaria se metamorfizó como resultado del deslizamiento de la falla de Newport-Inglewood y se conoce como el esquisto de Catalina . El esquisto de Catalina se encuentra en el borde suroccidental de la cuenca y es predominantemente un esquisto de clorita-cuarzo. Más cerca de la zona de falla de Newport-Inglewood, se encuentran esquistos con granate y metagabros. ^{[ 3 ]} La pizarra de Santa Mónica se puede observar en el bloque noroccidental de la cuenca. El complejo oriental se caracteriza por las rocas volcánicas de Santiago Peak. Esta unidad rocosa contiene brechas andesíticas , flujos, aglomerados y tobas . ^{[ 3 ]}

La Formación Sespe es la primera en aparecer por encima de la gran discordancia y se caracteriza por la intercalación de lutitas, areniscas y areniscas con guijarros. Esta secuencia de estratos indica un origen en un abanico aluvial, un arroyo meandriforme o un arroyo trenzado. ^{[ 11 ]} Hacia arriba, desde la Formación Sespe hasta la Formación Vaqueros , los granos se vuelven más finos y los estratos más delgados, lo que indica una transición a un ambiente marino somero. La Formación Vaqueros se caracteriza por dos unidades de arenisca, limolita y lutita. También hay fósiles de moluscos característicos que indican que el área era predominantemente marina somera. ^{[ 11 ]}

El Grupo Topanga es la siguiente formación importante en la secuencia estratigráfica y rellena la topografía sobre rocas más antiguas. ^{[ 11 ]} Es una unidad mixta sedimentaria y volcánica cuya base es una discordancia erosiva. ^{[ 12 ]} La unidad consta de 3 partes: Primero es una arenisca conglomerática marina basal, seguida de una capa media predominantemente basáltica de múltiples flujos de lava y tobas submarinas. La parte más joven de esta unidad es una brecha sedimentaria, conglomerado, arenisca y limolita . Los depósitos más antiguos del Grupo Topanga parecen reflejar la continuación de un cambio en la línea de costa que se puede ver tanto en las formaciones Sespe como Vaqueros. ^{[ 13 ]} Las erupciones de uno o más centros volcánicos interrumpieron local y temporalmente la sedimentación.

La Formación Puente es una formación marina profunda caracterizada por sedimentos prodeltaicos y un sistema de abanico superpuesto. ^{[ 7 ]} Esta unidad se encuentra sobre el Grupo Topanga, lo que le confiere una edad deposicional del Mioceno tardío, y se divide en cuatro miembros. El Miembro La Vida es una limolita micácea laminar con cantidades subordinadas de arenisca feldespática de estratificación fina. El siguiente miembro es el Soquel, una arenisca micácea de estratificación gruesa a masiva . También se observan limolitas, conglomerados y brechas intraformacionales localmente abundantes en este miembro. ^{[ 7 ]} Sobre el Soquel se encuentra el Miembro Yorba. Este miembro es una limolita arenosa intercalada con una arenisca de grano fino. El Miembro Sycamore Canyon contiene lentes de conglomerado, arenisca conglomerática y arenisca. Limolitas arenosas y areniscas de grano fino se intercalan con los tipos de roca mencionados. ^{[ 7 ]}

La Formación Monterey se caracteriza por un contenido de sílice anormalmente alto en comparación con la mayoría de las rocas clásticas. También existen rocas cementadas con sílice conocidas como porcelanita y lutita porcelanita . ^{[ 14 ]} Si bien esta formación presenta estratos distinguibles, existen numerosos estratos de lutita, arenisca y limolita con cantidades normales de sílice. ^{[ 14 ]} Esta secuencia de la formación indica un ambiente marino de alta mar.

La Formación Fernando se divide en dos subfacies conocidas como los Miembros Pico y Repetto . Estos miembros representan un cambio distintivo en el ambiente deposicional y son de edad Pleistoceno . ^{[ 15 ]} El Repetto es el más antiguo de los dos miembros y está compuesto por intercalaciones de limolita, lutita y arenisca de grano fino a grueso. El Miembro Pico está formado principalmente por limolitas y areniscas masivas intercaladas con areniscas limosas menores. ^{[ 15 ]} El aluvión del Holoceno y los sedimentos del Cuaternario constituyen una unidad en gran parte no consolidada y se componen principalmente de grava y sedimentos de llanura aluvial. Los sedimentos que marcan la parte superior de la cuenca se pueden encontrar en arroyos/ríos modernos y en la base de las estribaciones. ^{[ 4 ]}

La historia de esta cuenca comienza con la subducción de la placa del Pacífico bajo la placa norteamericana a principios del Mesozoico. ^{[ 11 ]} Durante este evento de subducción, dos placas más pequeñas, las placas de Monterey y Juan de Fuca, también comenzaron a subducir bajo la placa norteamericana. Alrededor de los 20 Ma, la placa de Monterey se unió a la placa del Pacífico y siguió su movimiento. Posteriormente, la subducción del Pacífico-Monterey cesó y el margen de la placa se convirtió en un límite transformante. El límite transformante Norteamérica/Pacífico-Monterey comenzó a moverse hacia el norte y creó extensión cortical. Esta rifting estuvo acompañada por la rotación de las Cordilleras Transversales occidentales. ^{[ 16 ]} Esta rotación es responsable de la ubicación y la orientación noroeste-sureste de la Cuenca LA. ^{[ 17 ]} A principios del Mioceno, antes de la deposición de Topanga, el alto flujo de calor y la transtensión causaron la extensión de la cuenca. ^{[ 10 ]} A medida que la corteza se adelgazaba, la cuenca comenzó a hundirse por la presión isostática como resultado de grandes cantidades de deposición de sedimentos.

Debido a que la cuenca se ubica en el límite de las cordilleras Transversal y Peninsular, experimenta tanto tectónica compresiva como de deslizamiento horizontal. ^{[ 9 ]} Durante el Plioceno temprano, también conocido como la fase de "Disrupción de la Cuenca", se produjo deformación y plegamiento como resultado del movimiento de fallas y un ligero evento de rotación. Si bien el movimiento a lo largo de la falla de San Andrés es responsable de la ubicación de la cuenca, son las fallas de Whittier y Newport-Inglewood las que han determinado el comportamiento sísmico dentro de la misma.

Esta zona de falla es la característica más notable dentro de la cuenca, que consiste en una sola rama con ramificaciones locales (de falla). ^{[ 10 ]} La zona de falla también está marcada por colinas bajas, escarpes y diez pliegues anticlinales en un patrón escalonado hacia la derecha. ^{[ 19 ]} Se ubica en la porción suroeste de la cuenca y es un margen de deslizamiento lateral . Hay varios campos petrolíferos que discurren paralelos a esta falla.

Esta falla se ubica en el límite oriental de la cuenca y se fusiona con la falla de Elsinore en el cañón del río Santa Ana, una de las ramas superiores de la falla. ^{[ 10 ]} Esta falla es una falla oblicua derecha inversa. Es conocida principalmente por los campos petrolíferos de Whittier, Brea-Olinda y Sansinena. Existe un anticlinal que corre paralelo a la falla de Whittier, el cual evidencia de deformación compresiva durante el Mioceno tardío al Plioceno temprano. El adelgazamiento y el acuñamiento de las areniscas del Plioceno evidencian un levantamiento durante este mismo período. ^{[ 10 ]}

La nariz de Anaheim es una característica subterránea descubierta mediante estudios geofísicos y perforaciones exploratorias en 1930. ^{[ 10 ]} Se trata de un bloque de falla del Mioceno medio que reveló una cresta orientada hacia el noroeste, formada por rocas del Paleoceno. ^{[ 10 ]} Esta característica estructural es importante porque reveló numerosas trampas de petróleo y la orientación de los estratos indica la edad de la subsidencia en esta porción de la cuenca.

Este anticlinal en particular es la característica subterránea más notable dentro de la cuenca. ^{[ 20 ]} Eventos de deformación como la erosión de los bloques corticales elevados, el inicio de varias fallas y el desarrollo del canal submarino llevaron a la formación del anticlinal. ^{[ 10 ]} El inicio del plegamiento comenzó en el período de deformación del Mioceno tardío al Plioceno temprano. Hay muchos otros anticlinales dentro de la cuenca y los datos de isopacas sugieren que la formación de estos pliegues ocurrió principalmente durante el Plioceno. ^{[ 10 ]}

Los pozos de alquitrán de La Brea son acumulaciones de asfalto estancado que se han encontrado en la superficie de la cuenca. Estas acumulaciones son importantes porque se han hallado cientos de miles de huesos y plantas del Pleistoceno tardío. ^{[ 1 ]} Estos pozos permitieron a los científicos comprender mejor el ecosistema en ese punto específico del pasado geológico.