El Lewis Overthrust es una estructura de falla geológica de empuje de las Montañas Rocosas que se encuentra dentro de los parques nacionales limítrofes de Glacier en Montana , Estados Unidos y Waterton Lakes en Alberta , Canadá. La estructura se creó debido a la colisión de placas tectónicas hace unos 59-75 millones de años que empujó una cuña de varios kilómetros de espesor de roca precámbrica 50 mi (80 km) hacia el este, haciendo que se superpusiera a una roca más blanda del Cretácico que es entre 1300 y 1400 millones de años más joven.
El desprendimiento se puede ver desde Marias Pass como una delgada línea de roca de color canela aproximadamente a la mitad de Summit Mountain y Little Dog Mountain .
El cinturón de pliegues y cabalgamientos de las Montañas Rocosas de Canadá es un cinturón de deformación que se estrecha hacia el noreste y que consta de estratos mesoproterozoicos , paleozoicos y mesozoicos . La lámina de cabalgamiento de Lewis es una de las principales estructuras del cinturón de pliegues y cabalgamientos de las Montañas Rocosas de Canadá, que se extiende a lo largo de 450 km desde el monte Kidd , cerca de Calgary (Alberta), en la cordillera del sudeste canadiense, hasta la montaña Steamboat, ubicada al oeste de Great Falls, en el noroeste de Montana, en los Estados Unidos. [1] [2] El cabalgamiento de Lewis proporciona información científica sobre los procesos geológicos que ocurren en otras partes del mundo, como los Andes y el Himalaya .
El inicio de la orogénesis cordillerana comenzó en el Jurásico Medio, como resultado de la ruptura de Pangea y el movimiento de las placas de América del Norte hacia las zonas de subducción en el margen occidental. [3] La mayor parte de la Cordillera canadiense actual consta de numerosos terrenos tectonoestratigráficos que se acretaron al margen estable de América del Norte desde el Jurásico hasta principios del Terciario como resultado de arcos de islas a la deriva hacia el este y el norte que colisionaron con la litosfera continental de América del Norte. [4] Estos terrenos se acretaron debido a que las rocas de la corteza superior se desprendieron de la litosfera más densa del manto superior de la corteza inferior y protopacífico que se subdujo debajo del cratón de América del Norte. [5] Los terrenos alóctonos de la corteza superior se yuxtapusieron uno sobre el otro y sobre el margen occidental del cratón de América del Norte a lo largo de un sistema de fallas de empuje principales interconectadas, con vertigos al noreste y al suroeste . [5]
El inicio de la deformación del cinturón plegado y corrido de las Montañas Rocosas se debió a fuerzas tectónicas de colisión que ocurrieron en el borde oeste del cratón de América del Norte. Este cinturón plegado y corrido se elevó al este de la Cordillera Canadiense y se formó entre el Jurásico Medio y el Eoceno Temprano dentro de una cuña estrechada hacia el este de rocas sedimentarias del Mesoproterozoico al Cenozoico Temprano que se depositaron en la cuenca sedimentaria del oeste de Canadá. [6] Una profunda discordancia separa la cubierta sedimentaria de la corteza cristalina del Arcaico al Paleoproterozoico de América del Norte. [6] Este cinturón plegado y corrido tiene una geometría de piel delgada como lo indica la serie de fallas de empuje que se entrelazan y superponen a lo largo del rumbo y cortan a través de estratos en un ángulo bajo a moderado que se aplana con la profundidad, repite la misma estratigrafía del Cámbrico al Triásico de una capa de empuje a otra y se fusiona en un desprendimiento basal común , el desprendimiento basal de las Montañas Rocosas. [7] El cinturón de pliegues y cabalgamientos de las Montañas Rocosas se propagó de oeste a este, con un acortamiento horizontal de hasta 200 km (120 mi) cerca de la frontera entre Canadá y Estados Unidos, y unos 70 km (43 mi) en las partes del norte de Columbia Británica y Montana. El límite oriental del cinturón de pliegues y cabalgamientos está marcado por los estratos deformados más orientales conocidos en el afloramiento y/o en el subsuelo. Debido a que los estratos subyacentes a las llanuras de Alberta se inclinan suavemente, es difícil señalar el borde de la deformación en este lado del cinturón. En el lado oeste, las Montañas Rocosas están delimitadas por la Fosa de las Montañas Rocosas , donde se interpreta que la fosa se encuentra sobre los bloques occidentales, caídos hacia abajo, de las principales fallas normales que separan las Montañas Rocosas del sur de las montañas Purcell . [6]
El acortamiento horizontal de los sedimentos de piel delgada que se encuentran por encima de la falla de desprendimiento debido a la convergencia tectónica debe adaptarse a este acortamiento horizontal y lo ha hecho mediante la formación de importantes fallas inversas con gran desplazamiento, la mayor de las cuales es la falla Lewis Thrust. Las capas de empuje involucradas en el cinturón de pliegues y empujes del antepaís de las Montañas Rocosas canadienses consisten en estratos de diferentes edades que indican una deformación significativa a lo largo del tiempo. La estructura dominante del cinturón deformacional es una serie de fallas inversas, que son en su mayoría lístricas y con vergencia noreste o este. Estas fallas inversas siguen largos desprendimientos paralelos de estratificación separados por rampas. Como resultado, se produce una serie de capas de empuje suprayacentes que siguen sus desprendimientos de fallas asociados. Además, hay un desprendimiento basal inclinado hacia el oeste que se extiende hacia el núcleo metamórfico cordillerano en niveles de corteza media. Se cree que los estratos de diferentes ambientes deposicionales se han desprendido del cratón norteamericano subyacente y se han acrecentado al terreno intermontano superior durante la convergencia de las placas tectónicas del Jurásico tardío al Paleoceno. Los estudios y las dataciones modernas han descubierto que la propagación hacia el este del empuje tuvo lugar en cuatro pulsos distintos que están separados por una relativa quietud tectónica. Las fechas de 40 Ar/ 39 Ar indican que estos pulsos ocurrieron en el Jurásico tardío (163-146 Ma), Cretácico medio (103-99 Ma), Cretácico tardío (76-68 Ma) y Paleoceno tardío-Eoceno temprano (57-51 Ma), separados por períodos de quietud de >40 Ma, >20 Ma y >10 Ma respectivamente. [6]
Las Montañas Rocosas se elevaron durante la orogenia Laramide , que se produjo hace entre 80 y 55 millones de años, desde el Cretácico Superior hasta el Paleoceno Inferior, como resultado de la subducción de las placas Kula y Farallón debajo del continente norteamericano. [8] Además, las primeras edades radiométricas obtenidas a partir de la datación directa de las fallas de empuje de las cordilleras frontales de las Montañas Rocosas del sur de Canadá identificaron dos episodios de deformación distintos denominados "pulso de Rundle" y "pulso de McConnell". [6] Estos pulsos fueron datados y se interpreta que ocurrieron hace 72 Ma y 52 Ma respectivamente. [6]
El cabalgamiento de Lewis es una falla de empuje de ángulo bajo en la que sedimentos precámbricos han sido empujados sobre sedimentos cretácicos más recientes. [9] La capa de empuje está limitada por rampas laterales a ambos lados. En el sur, esto ocurre cerca del Paso Marias, Montana, donde la geometría de la rampa es paralela a la dirección del movimiento de la capa. [9] En el norte, la capa de empuje es forzada hacia arriba y sobre una rampa oblicua cerca de la región del Paso Kootenay en Columbia Británica. La forma general de la capa de empuje a medida que se mueve hacia el noreste tiene una forma general convexa hacia el antepaís. [9]
La lámina de Lewis está soportada por la falla de empuje de Lewis, donde la compresión y el empuje (en las estribaciones de las Montañas Rocosas del sur de Canadá y las cordilleras del Frente Oriental) se asociaron con una convergencia oblicua, hacia la derecha, entre el terreno intermontano y el cratón norteamericano. Esta transpresión en el Cretácico Superior condujo a la inversión tectónica de la miogeoclina cordillerana y la cuenca Belt-Purcell a medida que la lámina de Lewis comenzó a doblarse y plegarse, donde los estratos se volcaron hasta que se formó una ruptura o falla. Esto implicó que gruesas sucesiones de rocas paleozoicas que conforman la miogeoclina cordillerana y las rocas neoproterozoicas subyacentes se desprendieran del basamento cristalino; se desplazaran hacia arriba por la rampa del margen pasivo a lo largo de la cual se habían acumulado; y se yuxtapusieran sobre la superficie plana del cratón norteamericano para formar la culminación estructural que define las cordilleras principales de las Montañas Rocosas canadienses. [8] De manera similar, la espesa sucesión de estratos mesoproterozoicos que consiste en el supergrupo Belt-Purcell siguió la misma secuencia de eventos que condujeron a la culminación estructural observada en el extremo sur del anticlinorio de Purcell . [8]
El empuje de Lewis está cortado por dos sistemas de fallas extensionales importantes, la falla Flathead y el sistema de fallas de trinchera de las Montañas Rocosas. Ambos tienen una edad que va del Eoceno tardío al Mioceno. [5] Sin embargo, la cantidad de acortamiento que ha tenido lugar en el empuje no está relacionada con la extensión del Eoceno debido a que el sistema de fallas de trinchera de las Montañas Rocosas y la falla Flathead no tienen influencia posicional en los cortes del muro de base y del muro colgante del empuje de Lewis. [5] En cambio, esta transpresión fue reemplazada por una transtensión en el Eoceno temprano que implicó una extensión cortical de este a oeste y una exhumación tectónica, que llevó rocas metamórficas de la corteza media a la superficie para quedar expuestas. Además, esta transición de transpresión a transtensión resultó en un enfriamiento rápido de los complejos de núcleos metamórficos a medida que se exhumaban y se llevaban a la superficie. La transtensión dextral en fallas de desgarre intracontinentales en el noreste y suroeste de Columbia Británica culminó con la exhumación extensional del Eoceno medio de complejos de núcleos metamórficos de la corteza media. Esto conduce a la exposición del desprendimiento basal y a la asociación con fallas de norte a sur, emplazamiento de diques y magmatismo voluminoso, lo que a su vez marcó el cese del acortamiento de la corteza. [7] Las paleotemperaturas y los gradientes geotérmicos indican que la capa de empuje de Lewis tenía un espesor de 7,5 a 8,4 millas (12 a 13,5 km) cuando comenzó el empuje. [6]
Las fallas inversas suelen asociar tres tipos de estructuras: estructuras de abanico imbricadas, estructuras de rampa plana y estructuras dúplex, todas ellas visibles en el empuje de Lewis y en el cinturón plegado y de empuje de las Montañas Rocosas. Las estructuras dúplex son comunes y se han localizado en numerosos lugares a lo largo del empuje de Lewis. Estas estructuras se distinguen por sus secciones de fallas inversas apiladas y superpuestas estructuralmente, de forma lenticular. Un ejemplo excelente se observa en un área que se extiende desde el Paso Kootenay al norte de la frontera hasta el Paso Marias, en Montana. Esta sección muestra el empuje de Lewis siguiendo una serie de horizontes de desprendimiento paralelos a la estratificación con un intervalo estratigráfico bastante delgado cerca de la base del supergrupo Purcell, que también es la base del cinturón del Proterozoico medio. [10] Dos ventanas en esta sección que muestran exposiciones de estratos del Cretácico Superior expuestos debajo del empuje de Lewis se encuentran adyacentes a la falla Flathead. Dentro de estas ventanas, el empuje de Lewis se pliega junto con los estratos suprayacentes y subyacentes en una serie de culminaciones anticlinales orientadas al noroeste que se extienden a lo largo del lado oeste del saliente. [10] Además, se pueden ver dos niveles estructurales distintos en esta sección, un nivel superior que comprende la mayor parte de la masa de la capa de empuje de Lewis que se caracteriza por pliegues amplios y abiertos en rocas relativamente no deformadas, y un nivel inferior bastante delgado que consiste en rebanadas de falla de empuje sigmoideas imbricadas apiladas orientadas al suroeste, limitadas por debajo por el empuje de Lewis y por encima por un empuje paralelo a la estratificación separado llamado empuje de Tombstone. [10] Estas culminaciones se apilan progresivamente y acomodan un acortamiento cortical lateral significativo asociado con la compresión a lo largo de la falla de empuje de Lewis. Otra sección extremadamente similar de esta duplexación se ve en otro afloramiento en el área de Waterton Lakes en el suroeste de Alberta. [10] Además de los dúplex que se ven en las ventanas, el empuje de Lewis también muestra restos aislados del borde oriental de la placa superior ( klippes ) ubicados en Chief Mountain en Montana y Crowsnest Mountain en Alberta. La erosión a lo largo del tiempo ha dado a las montañas su forma característica, donde se elevan sobre las praderas asociadas.
El movimiento de falla del empuje de Lewis se data en base a la edad más antigua para el movimiento, definida por los sedimentos más jóvenes en el muro inferior, que se dice que tienen alrededor de 65 millones de años. El análisis de la trayectoria de fisión de minerales que contienen uranio, como circones y apatita, que implica la datación del uranio radiactivo encontrado en sedimentos a lo largo del empuje de Lewis utilizando proporciones isotópicas de uranio, proporciona restricciones del gradiente paleogeotérmico predeformacional tardío y el espesor de la capa de Lewis. [11] Estos datos, después de ser calibrados en edades geológicas, llevaron a la conclusión de que el enterramiento y calentamiento máximos en el empuje de Lewis ocurrieron durante el Campaniano durante un intervalo de tiempo de menos de 15 millones de años antes del inicio del movimiento de la capa de empuje. Los datos de la trayectoria de fisión de la apatita mostraron un cambio abrupto en las paleotemperaturas de altas a bajas temperaturas y cambios asociados en las concentraciones de uranio a medida que el enterramiento y el calentamiento se detuvieron y comenzaron el movimiento y la exhumación, lo que mostró que el desplazamiento de los estratos mesoproterozoicos del supergrupo Belt-Purcell a lo largo de la falla de empuje de Lewis estaba en movimiento aproximadamente 75 Ma. [11] [7] Esto está respaldado por ubicaciones más al sur a lo largo de la falla de empuje en Montana, donde las fallas en el borde delantero cortan un marcador volcánico de 76 Ma, lo que demuestra que el inicio del movimiento de la falla debe ser más joven que 76 Ma. [7]
El movimiento más joven a lo largo de la falla o, en otras palabras, el final del movimiento para el movimiento de empuje se basa en las características estratigráficas y estructurales de los depósitos del Eoceno temprano y está limitado por la edad de las fallas normales que cortan el empuje y los sedimentos asociados que se encuentran dentro de estas fallas normales. Además, se dice que el enfriamiento de los complejos de núcleo metamórfico que surgieron y fueron exhumados marca el final de la deformación del cinturón de empuje que se realizó mediante el uso de uranio radiométrico en circones para proporcionar una edad de enfriamiento que es consistente con la transición tectónica de compresión a extensión. La datación U-Pb de circones de varias rocas graníticas deformadas y transversales de la corteza media en el centro-sur de Columbia Británica proporcionó edades de enfriamiento de 59 Ma. Además, la transición del empuje y el plegamiento al estiramiento de la corteza condujo a un enfriamiento rápido de los complejos de núcleo metamórfico del río Priest, donde las edades de enfriamiento encontradas en la biotita dieron edades de >55 Ma a través de los métodos de datación K-Ar y 40 Ar/ 39 Ar. [12] Además, se encontró que las mismas fallas en Montana que cortaron un marcador volcánico también estaban cortadas por diques de pórfido de 59 Ma. [7] Esto limita la edad más joven para que haya ocurrido el movimiento a 59 Ma. En conjunto, las fechas reveladas para el movimiento más antiguo y más joven a lo largo de la falla ubican el movimiento general de la falla de empuje de Lewis en un lapso de aproximadamente 15 Ma en los períodos del Cretácico tardío al Paleoceno temprano entre 75 y 59 Ma.
Las paleotemperaturas se han derivado de la reflectancia de la vitrinita midiendo el porcentaje de luz incidente reflejada desde la superficie de las partículas de vitrinita en una roca sedimentaria de la formación del Jurásico Superior-Cretácico Inferior a lo largo del empuje de Lewis. Los resultados arrojaron el gradiente paleogeotérmico predeformacional en un rango de <30 a 11 °C/km en comparación con 18–22 °C/km durante el pico de coalificación y las temperaturas máximas. Estos resultados son indicativos de que la sucesión de la capa de empuje de Lewis estaba cubierta por al menos 3 km de estratos adicionales del Cretácico Tardío, junto con la sucesión de 8 km de espesor que indica que la capa de empuje de Lewis tenía un espesor aproximado de 12–13,5 km antes del movimiento de empuje.
También se han utilizado métodos geofísicos en forma de análisis sísmico para determinar el movimiento a lo largo de la capa de empuje. En un estudio, los datos sísmicos registrados a lo largo del paralelo 49°N (la frontera entre Canadá y los EE. UU.) se registraron desde la falla de trinchera de las Montañas Rocosas en el cinturón de antepaís hasta el flanco este del anticlinal Moyie del anticlinorio de Purcell, que se cree que es la ubicación donde se estrecha la falla de Lewis. Los datos sísmicos producidos mostraron un desplazamiento total de 115 km de la capa de empuje de Lewis. [5] Esto se hizo ubicando la posición del corte del muro inferior de la capa de Lewis que se interpreta en la sección sísmica como reflectores truncados a 11-15 km de profundidad subyacentes al anticlinorio de Purcell y superpuestos a los reflectores del basamento. [5] 75 km al este a lo largo del perfil está la exposición de la falla de Lewis en el área de Waterton, que se vincula directamente con la parte más desplazada del muro colgante. [9] Midiendo la distancia entre el corte del muro de contención y la exposición de la falla en la superficie de la Tierra, se determinó el movimiento total de la capa de empuje de Lewis. Los resultados mostraron que hubo 75 km de movimiento directo de la capa de empuje a lo largo de la falla de Lewis, y 40 km adicionales de transporte por la formación de dúplex de dominio de muro de contención. [5] Aunque este estudio no tomó en consideración que podría ser posible que la capa de empuje de Lewis se moviera más al este a lo largo de las praderas y se erosionara, los datos demostraron ser de alta calidad ya que permitieron establecer excelentes vínculos con perforaciones anteriores, estructuras mapeadas, estratigrafía medida y datos geológicos y sísmicos existentes. [5] Este estudio actuó como un refuerzo al trabajo previo y fue muy consistente con los datos recopilados anteriormente. [5] Además, estos datos sísmicos presentados son significativos en términos extensionales ya que existe un vínculo directo entre los reflectores en los lados oeste y este de la trinchera de las Montañas Rocosas que se correlacionan con la misma unidad estratigráfica, donde se puede restaurar la extensión y se calculó una distancia extensional de aproximadamente 10 km por la diferencia de la extensión anterior y posterior. [5]
Existe controversia sobre cómo se produjo el movimiento de cabalgamiento y el efecto que este movimiento tuvo en la geología circundante. Más específicamente, intentar determinar si el movimiento de cabalgamiento fue continuo o si el movimiento estuvo sujeto a un estilo de movimiento más de deslizamiento y pegado sigue sin ser concluyente. Sin embargo, los valores de reflectancia de vitrinita anómalamente altos obtenidos del empuje de Lewis en Marias Pass, el empuje de McConnell en Mt. Yamnuska, la falla de Coleman en Wintering Creek y varios otros indican que se generaron temperaturas de 350-650 °C durante el cabalgamiento. Además, estos altos valores de reflectancia de vitrinita se limitaron a secciones extremadamente estrechas adyacentes a y dentro de las zonas de falla. Esto es indicativo de que las altas temperaturas fueron bastante efímeras. Por lo tanto, se interpreta que las altas temperaturas son el resultado del calentamiento por fricción durante el fallado de deslizamiento y pegado. La evidencia de las altas temperaturas locales dentro de la zona de falla indica que deben haber existido áreas locales de estrés por fricción, con la posibilidad de que esto ocurra debido a rampas en el plano de falla donde puede haber ocurrido el drenaje de altas presiones de poro. Además, las muestras del muro colgante recogidas en las proximidades del plano de falla no muestran evidencia de calentamiento durante el enterramiento progresivo de los sedimentos. Esta ausencia de evidencia de calentamiento durante el fallamiento es indicativa de una baja tensión de fricción y, por lo tanto, de bajas tasas de deslizamiento. [13] Esto muestra una sólida concordancia con la evolución del cinturón de pliegues y empujes del antepaís de las Montañas Rocosas canadienses, incluida la capa de empuje de Lewis, que se ha interpretado como que se desarrolló y comenzó a moverse en pulsos. [6]
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