Una falla inversa es una ruptura en la corteza terrestre, a través de la cual las rocas más antiguas son empujadas por encima de las rocas más jóvenes.
Una falla inversa es un tipo de falla inversa que tiene una inclinación de 45 grados o menos. [1] [2]
Si el ángulo del plano de 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 denomina falla de cabalgamiento o de cabalgamiento . [4] La erosión puede eliminar parte del bloque suprayacente, creando una fenster (o ventana ), cuando el bloque subyacente queda expuesto solo en un área relativamente pequeña. Cuando la erosión elimina la mayor parte del bloque suprayacente, dejando restos similares a 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 denomina falla ciega . Debido a la falta de evidencia en la superficie, las fallas ciegas son difíciles de detectar hasta que se rompen. El destructivo terremoto de 1994 en Northridge, Los Ángeles, California , fue causado por una falla ciega no descubierta previamente.
Debido a su baja inclinación , los empujes 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 inversas, en particular las que se producen en un estilo de deformación de piel delgada , tienen una geometría denominada de rampa plana . Las fallas inversas se propagan principalmente a lo largo de zonas de debilidad dentro de una secuencia sedimentaria, como lutitas o capas de halita ; estas partes de la falla inversa se denominan desprendimientos . Si la eficacia del desprendimiento se reduce, el empuje tenderá a cortar la sección hasta un nivel estratigráfico más alto hasta que alcance otro desprendimiento efectivo donde pueda continuar como plano paralelo a la estratificación. La parte de la falla inversa que une los dos planos se conoce como rampa y normalmente se forma en un ángulo de unos 15°–30° con respecto a la estratificación. El desplazamiento continuo en una falla inversa sobre una rampa produce una geometría de pliegue característica conocida como anticlinal de rampa o, de forma más general, como pliegue de falla-curva .
Los pliegues de propagación de fallas se forman en la punta de una falla inversa donde la propagación a lo largo del desprendimiento ha cesado, pero el desplazamiento en el empuje detrás de la punta de la falla continúa. La formación de un par de pliegues anticlinal-sinclinal asimétricos acomoda el 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 de línea de punta . Finalmente, la punta del empuje que se propaga puede alcanzar otra capa de desprendimiento efectiva, y se desarrollará una estructura de pliegue compuesta con características de pliegues de flexión de falla y propagación de falla.
Los dúplex se producen cuando dos niveles de desprendimiento están 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 lutita 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 de la capa más fuerte. Con el desplazamiento continuo en el empuje, se desarrollan mayores tensiones en el muro 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 nuevamente corta para unirse al empuje del techo. Luego se produce un mayor desplazamiento a través de la rampa recién creada. 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 curvatura de falla de pequeño desplazamiento. El resultado final es típicamente un dúplex en forma de rombo.
La mayoría de los dúplex tienen solo pequeños desplazamientos en las fallas limítrofes entre los caballos, que se inclinan hacia afuera del antepaís. Ocasionalmente, el desplazamiento en los caballos individuales es más significativo, 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, los caballos tienen una inclinación del antepaís.
El dúplex es un mecanismo muy eficiente para compensar el acortamiento de la corteza engrosando la sección en lugar de plegándola y deformándola. [5]
Las 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 de compresión con numerosas fallas de cabalgamiento.
Las fallas inversas se producen en la cuenca del antepaís , en el margen de los cinturones orogénicos. Aquí, la compresión no da lugar a una formación de montañas apreciable, que se acomoda principalmente mediante el plegamiento y apilamiento de fallas inversas. En cambio, las fallas inversas generalmente causan un engrosamiento de la sección estratigráfica . Cuando las fallas inversas se desarrollan en orógenos formados en márgenes previamente riftados , la inversión de los paleorifts enterrados puede inducir la nucleación de rampas inversas. [6]
Los empujes de cuencas de antepaís también suelen observar una geometría de rampa plana, con empujes que se propagan dentro de las unidades en "planicies" de ángulos muy bajos (a 1-5 grados) y luego se desplazan hacia arriba en rampas más pronunciadas (a 5-20 grados) donde desplazan las unidades estratigráficas. También se han detectado empujes en entornos cratónicos, donde la deformación de "antepaís lejano" ha avanzado hacia áreas intracontinentales. [6]
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 desprenden de la placa subducida y se acumulan. Aquí, la cuña de acreción debe engrosarse hasta un 200%, y esto se logra apilando fallas de empuje una sobre otra en una mezcla de rocas alteradas, a menudo con plegamiento caótico. Aquí, no se observan geometrías planas en rampa porque la fuerza de compresión se encuentra en un ángulo pronunciado con respecto a la estratificación sedimentaria.
Las fallas inversas no se reconocieron hasta el trabajo de Arnold Escher von der Linth , Albert Heim y Marcel Alexandre Bertrand en los Alpes trabajando en el Glaris Thrust ; Charles Lapworth , Ben Peach y John Horne trabajando en partes del Moine Thrust en las Tierras Altas de Escocia ; Alfred Elis Törnebohm en las Caledonides escandinavas y RG McConnell en las Montañas Rocosas canadienses. [7] [8] Los geólogos de todas estas áreas llegaron de manera más o menos independiente durante la década de 1880 a la conclusión de que los estratos más antiguos podían, a través de fallas, encontrarse por encima de los estratos más jóvenes. En 1884, Geikie acuñó el término plano de empuje para describir este conjunto especial de fallas. Escribió:
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 cabalgamiento. Son fallas estrictamente invertidas, pero con un talud tan bajo que las rocas de su lado derribado han sido, por así decirlo, empujadas horizontalmente hacia adelante. [9] [10]