Una falla de cabalgamiento es una ruptura en la corteza terrestre, a través de la cual rocas más viejas son empujadas sobre rocas más jóvenes.
Una falla de cabalgamiento es un tipo de falla inversa que tiene una inclinación de 45 grados o menos. [1] [2]
Si el ángulo del plano de la falla es menor (a menudo menos de 15 grados desde la horizontal [3] ) y el desplazamiento del bloque suprayacente es grande (a menudo en el rango de kilómetros) la falla se llama sobrecompulmiento o falla de sobrecompensación . [4] La erosión puede eliminar parte del bloque suprayacente, creando una ventana (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 restos en forma de islas que descansan sobre el bloque inferior, los restos se denominan klippen (singular klippe ).
Si el plano de falla termina antes de llegar a la superficie de la Tierra, se llama falla de cabalgamiento ciego . Debido a la falta de evidencia superficial, las fallas de cabalgamiento ciego son difíciles de detectar hasta su ruptura. El destructivo terremoto de 1994 en Northridge, Los Ángeles, California , fue causado por una falla de empuje ciega no descubierta anteriormente.
Debido a su baja inclinación , los corrimientos también son difíciles de apreciar en el mapeo, donde los desplazamientos litológicos son generalmente sutiles y la repetición estratigráfica es difícil de detectar, especialmente en áreas de penillanura .
Las fallas de cabalgamiento, particularmente aquellas involucradas en el estilo de deformación de piel delgada , tienen la llamada geometría de rampa plana . Los empujes se propagan principalmente a lo largo de zonas de debilidad dentro de una secuencia sedimentaria, como lutitas o capas de halita ; estas partes del empuje se llaman descollements . Si la efectividad del despegue se reduce, el empuje tenderá a cortar la sección a un nivel estratigráfico superior hasta alcanzar otro despegue efectivo donde pueda continuar como lecho plano paralelo. La parte del empuje que une los dos pisos 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 empuje sobre una rampa produce una geometría de pliegue característica conocida como anticlinal de rampa o, más generalmente, como pliegue de falla-flexión .
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 el desplazamiento en el cabalgamiento detrás de la punta de la falla continúa. La formación de un par de pliegues anticlinal-sinclinal asimétricos se adapta al desplazamiento continuo. A medida que continúa el desplazamiento, la punta del empuje comienza a propagarse a lo largo del eje del sinclinal. Estas estructuras también se conocen como pliegues en punta . Con el tiempo, la punta del empuje que se propaga puede alcanzar otra capa de despegue eficaz y se desarrollará una estructura de pliegue compuesta con características de pliegue de flexión y propagación de fallas.
Los dúplex ocurren cuando dos niveles de despegue están cerca uno del otro dentro de una secuencia sedimentaria, como la parte superior y la base de una capa de arenisca relativamente fuerte delimitada por dos capas de lutita relativamente débiles. Cuando un empuje que se ha propagado a lo largo del desprendimiento inferior, conocido como empuje de piso , corta hasta el desprendimiento superior, conocido como empuje de techo , forma una rampa dentro de la capa más fuerte. Con un desplazamiento continuo del empuje, se desarrollan tensiones más altas en la pared inferior de la rampa debido a la curvatura de la falla. Esto puede causar una nueva propagación a lo largo del empuje del piso hasta que se corte nuevamente para unirse al empuje del techo. A continuación se realiza un mayor desplazamiento a través de la nueva rampa. Este proceso puede repetirse muchas veces, formando una serie de cortes de empuje delimitados por fallas conocidos como imbricados o caballos , cada uno con la geometría de un pliegue de falla de pequeño desplazamiento. El resultado final suele ser un dúplex en forma de rombo.
La mayoría de los dúplex tienen sólo pequeños desplazamientos en las fallas delimitadoras entre los caballos, que se alejan del promontorio. Ocasionalmente, el desplazamiento de los caballos individuales es más significativo, de modo que cada caballo se encuentra más o menos verticalmente encima del otro; esto se conoce como pila antiformal o pila imbricada . Si los desplazamientos individuales son aún mayores, los caballos tienen un hundimiento de antepaís.
La duplexación es un mecanismo muy eficaz para acomodar el acortamiento de la corteza engrosando la sección en lugar de plegarla y deformarla. [5]
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 acumulación de zonas de subducción .
Las fuerzas de compresión resultantes producen cadenas montañosas . Los Himalayas , los Alpes y los Apalaches son ejemplos destacados de orogenias compresivas con numerosas fallas de cabalgamiento.
Las fallas de cabalgamiento ocurren en la cuenca del antepaís , marginal a los cinturones orogénicos. Aquí, la compresión no da como resultado una formación apreciable de montañas, que se acomoda principalmente mediante el plegado y apilamiento de empujes. En cambio, las fallas de cabalgamiento generalmente provocan un engrosamiento de la sección estratigráfica . Cuando los empujes se desarrollan en orógenos formados en márgenes previamente agrietados , la inversión de las paleo-rifts enterradas puede inducir la nucleación de rampas de empuje. [6]
Los empujes de la cuenca del antepaís también suelen observar la geometría de rampa plana, con empujes que se propagan dentro de unidades en "planos" de ángulo muy bajo (de 1 a 5 grados) y luego se mueven hacia arriba en rampas más pronunciadas (de 5 a 20 grados) donde se compensan. unidades estratigráficas. También se han detectado empujes en entornos cratónicos, donde la deformación del "antepaís lejano" ha avanzado hacia áreas intracontinentales. [6]
Los empujes y dúplex también se encuentran en cuñas de acreción en el margen de las zonas de subducción de las fosas oceánicas , donde los sedimentos oceánicos se desprenden de la placa subducida y se acumulan. Aquí, la cuña de acreción debe espesarse hasta 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.
Las fallas de empuje no fueron reconocidas hasta el trabajo de Arnold Escher von der Linth , Albert Heim y Marcel Alexandre Bertrand en los Alpes trabajando en el empuje de Glarus ; Charles Lapworth , Ben Peach y John Horne trabajando en partes del Moine Thrust en las Tierras Altas de Escocia ; Alfred Elis Törnebohm en las Caledónidas escandinavas y RG McConnell en las Montañas Rocosas canadienses. [7] [8] Los geólogos de todas estas áreas llegaron a la conclusión de que los estratos más antiguos podían, a través de fallas, encontrarse encima de los estratos más jóvenes, de forma más o menos independiente, durante la década de 1880. Geikie acuñó en 1884 el término plano de empuje para describir este conjunto especial de fallas. El escribio:
Mediante un sistema de fallas invertidas, un grupo de estratos cubre una gran extensión de terreno y, de hecho, se superpone a miembros superiores de la misma serie. Las dislocaciones más extraordinarias, sin embargo, son aquellas a las que, para distinguirlas, hemos dado el nombre de planos de empuje. Son fallas estrictamente invertidas, pero con un hade tan bajo que las rocas en su lado derribado han sido, por así decirlo, empujadas horizontalmente hacia adelante. [9] [10]