Falla de empuje

Falla en el Qilian Shan, China. El más viejo (izquierda, azul y roja) empujó sobre el más joven (derecha, marrón).

The Glencoul Thrust at Aird da Loch, Assynt in Scotland. La masa gris irregular de la roca está formada por los gneisses arqueanos o paleoproterozoicos de Lewis, sobre la cuarcita Cambria bien dotada, a lo largo de la parte superior de la unidad más joven.

Pequeña falla de empuje en los acantilados de Lilstock Bay, Somerset, Inglaterra; desplazamiento de unos dos metros (6,6 pies)

Una falla de cabalgamiento es una ruptura en la corteza terrestre, a través de la cual las rocas más antiguas son empujadas sobre las rocas más jóvenes.

Geometría de empuje y nomenclatura

Diagrama de la evolución de un pliegue doblado por fallas o 'ramp anticline' sobre una rampa de empuje, la rampa enlaza los descollos en la parte superior de las capas verde y amarilla

Diagrama de la evolución de un pliegue de propagación de fallas

Desarrollo del dúplex de empuje por falla progresiva del muro de rampa

Apilación antiformal de imbricados de empuje probado por perforación, Brooks Range Foothills, Alaska

Fallas inversas

Una falla inversa es un tipo de falla inversa que tiene un buzamiento de 45 grados o menos.

Si el ángulo del plano de falla es más bajo (a menudo menos de 15 grados desde la horizontal) y el desplazamiento del bloque suprayacente es grande (a menudo en el rango de kilómetros), la falla se denomina sobrecorrimiento o falla de empuje excesivo. La erosión puede eliminar parte del bloque suprayacente, creando un fenster (o ventana), cuando el bloque subyacente está expuesto solo en un área relativamente pequeña. Cuando la erosión elimina la mayor parte del bloque suprayacente, dejando remanentes en forma de islas que descansan sobre el bloque inferior, los remanentes se denominan klippen (singular klippe).

Fallas ciegas

Si el plano de falla termina antes de llegar a la superficie de la Tierra, se denomina falla de corrimiento ciego. Debido a la falta de evidencia en la superficie, las fallas de cabalgamiento ciego son difíciles de detectar hasta que se rompen. El destructivo terremoto de 1994 en Northridge, Los Ángeles, California, fue causado por una falla de empuje ciega no descubierta previamente.

Debido a su buzamiento bajo, los cabalgamientos también son difíciles de apreciar en el mapeo, donde las compensaciones litológicas son generalmente sutiles y la repetición estratigráfica es difícil de detectar, especialmente en áreas de penillanura.

Pliegues por falla

Las fallas de cabalgamiento, particularmente aquellas involucradas en el estilo de deformación de piel delgada, tienen una geometría denominada rampa plana. Los cabalgamientos se propagan principalmente a lo largo de zonas de debilidad dentro de una secuencia sedimentaria, como lodolitas o capas de halita, estas partes del cabalgamiento se denominan decollements. Si la efectividad del desprendimiento se reduce, el empuje tenderá a cortar la sección a un nivel estratigráfico más alto hasta que alcance otro desprendimiento efectivo donde pueda continuar como un lecho plano paralelo. La parte del empuje que une los dos planos se conoce como rampa y normalmente se forma en un ángulo de aproximadamente 15° a 30° con respecto al lecho. El desplazamiento continuo en un cabalgamiento sobre una rampa produce una geometría de pliegue característica conocida como anticlinal de rampa o, más generalmente, como un pliegue de flexión de falla.

Pliegues de propagación de fallas

Los pliegues de propagación de fallas se forman en la punta de una falla de cabalgamiento donde la propagación a lo largo del despegue ha cesado pero continúa el desplazamiento en el cabalgamiento detrás de la punta de la falla. El desplazamiento continuo se acomoda mediante la formación de un par de pliegues anticlinal-sinclinal asimétrico. A medida que continúa el desplazamiento, la punta de empuje comienza a propagarse a lo largo del eje del sinclinal. Estas estructuras también se conocen como pliegues de línea de punta. Eventualmente, la punta del cabalgamiento que se propaga puede alcanzar otra capa efectiva de desprendimiento y se desarrollará una estructura de pliegues compuesta con características tanto de pliegues de flexión como de propagación de fallas.

Dúplex de empuje

Los dúplex ocurren donde hay dos niveles de desprendimiento cerca uno del otro dentro de una secuencia sedimentaria, como la parte superior y la base de una capa de arenisca relativamente fuerte limitada por dos capas de lodolita relativamente débiles. Cuando un empuje que se ha propagado a lo largo del desprendimiento inferior, conocido como empuje del piso, corta hasta el desprendimiento superior, conocido como empuje del techo, forma una rampa dentro del capa más fuerte. Con el desplazamiento continuo en el cabalgamiento, se desarrollan mayores esfuerzos en el pie de la rampa debido a la curvatura de la falla. Esto puede causar una propagación renovada a lo largo del empuje del piso hasta que se corte nuevamente para unirse al empuje del techo. Luego se realiza un mayor desplazamiento a través de la rampa recién creada. Este proceso puede repetirse muchas veces, formando una serie de cortes de cabalgamiento delimitados por fallas conocidos como imbricados o caballos, cada uno con la geometría de un pliegue de flexión de falla de pequeño desplazamiento. El resultado final suele ser un dúplex en forma de rombo.

La mayoría de los dúplex tienen solo pequeños desplazamientos en las fallas delimitantes entre los caballos y estos se alejan del promontorio. Ocasionalmente, el desplazamiento de los caballos individuales es mayor, de modo que cada caballo se encuentra más o menos verticalmente sobre el otro, esto se conoce como pila antiformal o pila imbricada. Si los desplazamientos individuales son aún mayores, entonces los caballos tienen un buzamiento de antepaís.

La duplicación es un mecanismo muy eficiente para acomodar el acortamiento de la corteza al engrosar la sección en lugar de plegarla y deformarla.

Entorno tectónico

Un ejemplo de deformación de piel delgada en Montana. Tenga en cuenta que la piedra caliza blanca de Madison se repite, con un ejemplo en primer plano y otro a un nivel superior a la esquina superior derecha y la parte superior de la imagen.

Grandes fallas de cabalgamiento ocurren en áreas que han sufrido grandes fuerzas de compresión.

Estas condiciones existen en los cinturones orogénicos que resultan de dos colisiones tectónicas continentales o de la acreción de la zona de subducción.

Las fuerzas de compresión resultantes producen cadenas montañosas. El Himalaya, los Alpes y los Apalaches son ejemplos destacados de orogenias compresionales con numerosas fallas de cabalgamiento.

Las fallas de corrimiento ocurren en la cuenca del antepaís que se encuentran marginales a los cinturones orogénicos. Aquí, la compresión no da como resultado una formación montañosa apreciable, que se adapta principalmente mediante el plegado y el apilamiento de los cabalgamientos. En cambio, las fallas de cabalgamiento generalmente causan un engrosamiento de la sección estratigráfica. Cuando los empujes se desarrollan en orógenos formados en márgenes previamente rajados, la inversión de las paleo-rifts enterradas puede inducir la nucleación de rampas de empuje.

Los cabalgamientos de la cuenca del antepaís también suelen observar la geometría rampa plana, con cabalgamientos que se propagan dentro de las unidades en un ángulo muy bajo "planos" (de 1 a 5 grados) y luego subiendo en la sección en rampas más empinadas (de 5 a 20 grados) donde se compensan las unidades estratigráficas. También se han detectado cabalgamientos en ambientes cratónicos, donde "antepaís lejano" la deformación ha avanzado hacia áreas intracontinentales.

También se encuentran empujes y dúplex en cuñas de acreción en el margen de la fosa oceánica de las zonas de subducción, donde los sedimentos oceánicos se raspan de la placa subducida y se acumulan. Aquí, la cuña de acreción debe engrosarse hasta en un 200% y esto se logra apilando fallas de cabalgamiento sobre fallas de cabalgamiento en una mezcla de roca fragmentada, a menudo con plegamiento caótico. Aquí, las geometrías planas de rampa generalmente no se observan porque la fuerza de compresión está en un ángulo pronunciado con respecto a las capas sedimentarias.

Thrust Fault Outcrop

Historia

Las fallas de empuje no se reconocieron hasta el trabajo de Arnold Escher von der Linth, Albert Heim y Marcel Alexandre Bertrand en los Alpes trabajando en Glarus Thrust; Charles Lapworth, Ben Peach y John Horne trabajando en partes del Moine Thrust Scotland; Alfred Elis Törnebohm en las Caledonides escandinavas y R. G. McConnell en las Montañas Rocosas canadienses. Los geólogos de todas estas áreas durante la década de 1880 llegaron a la conclusión de que los estratos más antiguos podían encontrarse, a través de fallas, por encima de los estratos más jóvenes, de manera más o menos independiente. Geikie en 1884 acuñó el término plano de empuje para describir este conjunto especial de fallas. El escribio:

Por un sistema de fallas inversas, un grupo de estratos está hecho para cubrir una gran amplitud de terreno y en realidad para sobreponer a los miembros superiores de la misma serie. Las dislocaciones más extraordinarias, sin embargo, son aquellas a las que, por distinción, hemos dado el nombre de los planes de empuje. Son fallas estrictamente invertidas, pero con tan bajo una hada que las rocas en su lado de la elevación han sido empujadas horizontalmente hacia adelante.