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Transformación del Mar Muerto

Mapa de la Transformada del Mar Muerto que muestra los principales segmentos de falla y el movimiento de la Placa Arábiga en relación con la Placa Africana, [1] a partir de datos de GPS

El sistema de fallas Transformada del Mar Muerto ( DST ) , también denominado a veces Rift del Mar Muerto , es una serie de fallas que se extienden a lo largo de aproximadamente 1.000 km desde la triple unión de Maras (un cruce con la falla de Anatolia Oriental en el sureste de Turquía ) hasta el extremo norte del Rift del Mar Rojo (justo frente a la costa del extremo sur de la península del Sinaí ). [2] El sistema de fallas forma el límite de transformación entre la Placa Africana al oeste y la Placa Arábiga al este. Es una zona de desplazamiento lateral izquierdo (sinistral) , lo que significa los movimientos relativos de las dos placas. [3] Ambas placas se están moviendo en una dirección general norte-noreste, pero la Placa Arábiga se está moviendo más rápido, lo que resulta en los movimientos laterales izquierdos observados a lo largo de la falla de aproximadamente 107 km en su extremo sur. Un componente de extensión también está presente en la parte sur de la transformación, lo que ha contribuido a una serie de depresiones o cuencas separadas , formando las cuencas del Golfo de Aqaba , el Mar Muerto , el Mar de Galilea y el Hula . Un componente del acortamiento afecta la curva de contención del Líbano , provocando un levantamiento a ambos lados del valle de Beqaa . Hay transtensión local en la parte más septentrional del sistema de fallas, formando la cuenca separable de Ghab. El sistema de fallas se extiende aproximadamente a lo largo de la frontera política de Israel, Jordania y el Líbano.

Interpretación tectónica

Generalmente se considera que el sistema de fallas DST es una falla transformante que ha dado cabida a un desplazamiento de 105 km hacia el norte de la Placa Arábiga. [4] [5] Esta interpretación se basa en la observación de marcadores desplazados, como terrazas fluviales, barrancos y elementos arqueológicos, que dan tasas de deslizamiento horizontal de varios mm por año durante los últimos millones de años. [6] Los datos del GPS dan tasas similares del movimiento actual de la Placa Arábiga en relación con la Placa Africana. [1] También se ha propuesto que la zona de falla es un sistema de rift que es un centro de expansión oceánica incipiente, la extensión norte del Rift del Mar Rojo . [7]

Desarrollo

La Transformada del Mar Muerto comenzó a formarse durante el Eoceno tardío con movimiento epeirogénico en la región, con el inicio de la fase de fallas comenzando en el Oligoceno y continuando hasta el Mioceno . [8] Durante el Mioceno temprano y medio (23–11,6 Ma ), hubo un cambio en los movimientos de las placas y el rifting se detuvo en el Golfo de Suez Rift . La fase inicial de propagación hacia el norte llegó hasta el extremo sur del Líbano y fue seguida por un período en el Mioceno tardío en el que el desplazamiento continuo a través del límite de la placa se debió principalmente al acortamiento del cinturón plegado de Palmira . Se ha estimado un desplazamiento total de 64 km para esta fase inicial de movimiento. En el Plioceno , la DST se propagó una vez más hacia el norte a través del Líbano hasta el noroeste de Siria antes de alcanzar la falla de Anatolia Oriental . [9] [10]

Secciones

sección sur

La sección sur del DST tiene unos 400 km de largo y se extiende desde el centro de expansión en el Mar Rojo en el extremo sur del Golfo de Aqaba hasta justo al norte de la cuenca de Hula en el extremo sur del Líbano.

Golfo de Áqaba

El Golfo de Aqaba se creó mediante el movimiento de cuatro segmentos de falla de deslizamiento hacia la izquierda en una secuencia escalonada diagonal conocida como formación escalonada . En las áreas donde estos segmentos se superponen, se han desarrollado cuencas separables, formando tres bajos batimétricos conocidos como Daka Deep, Aragonese Deep y Elat Deep. Partes de tres de estas fallas se rompieron durante el terremoto del Golfo de Aqaba en 1995 . [11]

Wadi Arabá

El segmento Wadi Arabah (Valle de Aravá) del DST se extiende por unos 160 km desde el Golfo de Aqaba hasta el extremo sur del Mar Muerto. [12] Algunos investigadores han desglosado aún más este segmento, reconociendo dos segmentos separados, Avrona y Arava. La falla de Avrona se extiende desde la parte norte del golfo de Aqaba a lo largo de unos 50 km a lo largo del valle de Arava. La falla de Aravá se extiende desde el norte del segmento de la falla de Avrona a lo largo de unos 100 km. [13]

Se ha estimado una tasa de deslizamiento de 4 ±2 mm por año a partir del desplazamiento de los barrancos a lo largo de la falla. Está bien documentado que se produjeron cuatro terremotos importantes debido al movimiento en esta falla en los últimos 1.000 años, en 1068 , 1212, 1293 y 1458. [14]

Cuenca del Mar Muerto

El Mar Muerto se forma en una cuenca separada debido al desplazamiento hacia la izquierda entre los segmentos de Wadi Arabah y el Valle del Jordán. La parte de la cuenca con un relleno sedimentario de más de 2 km tiene 150 km de largo y entre 15 y 17 km de ancho en su parte central. En el norte, el relleno alcanza su espesor máximo de unos 10 km. La secuencia incluye areniscas fluviales del Mioceno de la Formación Hazeva superpuestas por una secuencia de evaporitas del Mioceno tardío al Plioceno temprano , principalmente halita , la Formación Sedom y una secuencia lacustre a fluvial del Plioceno a edad reciente. [15]

Falla del valle del Jordán

Panorama del valle del Jordán

El segmento del valle del Jordán del DST, que forma parte del Valle del Rift del Jordán , se extiende a lo largo de unos 100 km desde la parte noroeste del Mar Muerto hasta la parte sureste del Mar de Galilea a lo largo del Valle del Jordán . Se ha estimado una tasa de deslizamiento de entre 4,7 y 5,1 mm por año durante los últimos 47.500 años. Se cree que todo el segmento se rompió durante el terremoto de 749 y nuevamente en 1033 , el terremoto importante más reciente a lo largo de esta estructura. El déficit de deslizamiento que se ha acumulado desde el evento de 1033 es suficiente para provocar un terremoto de M w ~7,4. [16] [17]

Cuenca del Mar de Galilea

La cuenca del Mar de Galilea o cuenca del Kinneret es una separación formada entre la falla del valle del Jordán a lo largo de su borde oriental y un conjunto de fallas más pequeñas al norte. El sitio central del relleno sedimentario más profundo de la cuenca (su "depocentro" en la jerga de los geólogos) se encuentra en el lado oriental, contra la continuación de la falla del valle del Jordán. El espesor del relleno se estima en 3 km hasta la reflexión sísmica más profunda cartografiada, correlacionada con la parte superior de una capa de basalto que fue extruida hace unos cuatro millones de años. [18]

Meseta de Korazim

cuenca hula

La cuenca separable de Hula se encuentra al norte de la cuenca del Mar de Galilea y se forma entre varios segmentos cortos de falla. La parte actualmente activa de la cuenca es relativamente estrecha. [19] La falla fronteriza occidental de Hula define el lado occidental de la cuenca y se extiende hacia el norte en varias fallas, incluidas la falla de Roum y la falla de Yammouneh . La falla fronteriza oriental de Hula continúa hacia el norte desde la parte noreste del Mar de Galilea, formando el borde oriental de la cuenca y uniéndose finalmente a la falla de Rachaya . [20]

Curva de contención del Líbano

El DST se extiende dentro del área de la curva de restricción , reconociéndose varios segmentos de falla activos distintos. [21] [22] [23] [24] [25]

Falla de Yammuneh

La falla de Yammouneh es la principal falla dentro del codo de contención del Líbano y soporta la mayor parte del desplazamiento del límite de la placa. Tiene tendencia SSW-NNE y recorre unos 170 km desde el extremo noroeste de la cuenca de Hula hasta su unión con la falla de Missyaf. Ha sido el lugar de varios terremotos históricos importantes, como el evento de 1202 en Siria . La tasa de deslizamiento promedio estimada a lo largo de la falla de Yammouneh es de 4,0 a 5,5 mm por año, con un intervalo de recurrencia de terremotos importantes de 1020 a 1175 años. No ha habido grandes terremotos desde el de 1202. [26]

Falla de Roma

La falla de Roum se separa de la falla de Yammouneh en la parte noroeste de la cuenca de Hula. Desde allí se puede rastrear hacia el norte durante unos 35 km antes de volverse confuso. El movimiento en esta falla se ha relacionado con el terremoto de Galilea de 1837 . Se ha estimado una tasa de deslizamiento de 0,86 a 1,05 mm por año. [27]

Fallas de Rachaya-Serghaya

Esta zona de falla comprende dos líneas de falla principales, las fallas de Rachaya y Serghaya . La falla de Serghaya se bifurca de la falla de la frontera oriental de Hula y continúa hacia el noreste hasta el sur del monte Hermón hacia la cordillera del Antilíbano, donde adquiere una tendencia SSW-NNE. [28] La falla tiene una tasa de deslizamiento de aproximadamente 1,4 mm por año. Se cree que el movimiento en esta falla fue responsable del terremoto de noviembre de 1759 . [26] La falla de Rachaya también se bifurca de la falla de la frontera oriental de Hula, con tendencia SSW-NNE, pasando al norte del monte Hermón. Aún no se ha estimado ninguna tasa de deslizamiento para esta falla. [28] La falla de Rachaya es la ubicación interpretada del terremoto de octubre de 1759. [26]

Sección norte

La sección norte del DST se extiende desde el extremo norte de la falla de Yammouneh hasta la triple unión con la falla de Anatolia Oriental. El estilo general de deformación es transpresional , de acuerdo con los movimientos relativos de las placas determinados a partir de mediciones GPS. [1]

culpa de missyaf

Este segmento de falla, también conocido como falla de Ghab, se extiende a lo largo de unos 70 km desde el extremo norte de la falla de Yammouneh hasta la cuenca de Ghab. La tasa de deslizamiento estimada para este segmento es de 6,9 ​​mm por año. Los principales terremotos históricos que se interpreta que ocurrieron a lo largo de esta estructura incluyen los eventos M w >7 en 115 y 1170 d.C. No se han registrado terremotos importantes desde 1170, lo que sugiere que tal evento ya debería haberse producido. [29]

Cuenca de Ghab

La cuenca de Ghab se formó en el Plioceno y se interpreta como una cuenca de separación formada debido a la superposición en el desplazamiento hacia la izquierda entre la falla de Missyaf y la falla de Hacıpaşa. La cuenca tiene unos 60 km de largo y 15 km de ancho. Con base en la interpretación de los datos de reflexión sísmica y la penetración de un solo pozo (Ghab-1), se cree que el relleno de la cuenca es completamente del Plioceno a reciente. Hay dos depocentros principales en la cuenca en el extremo norte y sur, separados por un alto intracuenca. [9]

Falla de Hacıpaşa

La falla de Hacıpaşa se extiende desde la cuenca de Ghab hasta la cuenca de Amik . Se cree que lleva la mayor parte del desplazamiento del límite de placas que une la falla de Karasu. Los grandes terremotos de 1408 y 1872 se han relacionado con el movimiento de esta falla. [30] [31]

Falla de Karasu

La falla Karasu o falla de Amanos tiene una tendencia SW-NE y representa parte de la transición del DST a la falla de Anatolia Oriental. Tiene una tasa de deslizamiento estimada de 1,0 a 1,6 mm por año para todo el Cuaternario . [32] [33] [34] El 6 de febrero de 2023, un terremoto de Mw 7,8   rompió la falla Karasu, junto con los segmentos Pazarcık y Erkenek de la falla de Anatolia Oriental . [35] La falla Karasu también se rompió durante los terremotos Mw 7,5   y Mw 7,2   en 521 y 1872 , respectivamente. [36]

Ver también

Referencias

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