La tectónica de choque-deslizamiento se ocupa de las estructuras formadas por, y los procesos tectónicos asociados con, zonas de desplazamiento lateral dentro de la corteza terrestre o litosfera . Es uno de los tres tipos principales de régimen tectónico, los otros son la tectónica extensional y la tectónica de empuje . Estos coinciden con los tres tipos de límite de placa , transformada (deslizamiento), divergente (extensional) y convergente (empuje). Las áreas de tectónica de deslizamiento están asociadas con estilos de deformación particulares, incluidas las cizallas de Riedel , estructuras florales ydúplex antideslizante . Este tipo de tectónica es característico de varios ambientes geológicos, incluyendo fallas transformantes oceánicas y continentales, zonas de colisión oblicua y el antepaís deformante de una zona de colisión continental .
Estilos de deformación [ editar ]
Estructuras de cizallamiento de Riedel [ editar ]
En las primeras etapas de la formación de fallas deslizantes , el desplazamiento dentro de las rocas del basamento produce estructuras de fallas características dentro de la cubierta suprayacente. Este también será el caso cuando una zona activa de deslizamiento se encuentre dentro de un área de sedimentación continua. A bajos niveles de deformación, el cizallamiento simple general provoca la formación de un conjunto de pequeñas fallas. El conjunto dominante, conocido como cizalla R, se forma a unos 15 ° de la falla subyacente con el mismo sentido de cizallamiento. A continuación, las cizallas R se unen mediante un segundo conjunto, las cizallas R ', que se forman a unos 75 ° de la traza de falla principal. [1]Estas dos orientaciones de falla pueden entenderse como conjuntos de fallas conjugadas a 30 ° del eje corto de la elipse de deformación instantánea asociada con el campo de deformación de corte simple causado por los desplazamientos aplicados en la base de la secuencia de cobertura. Con un mayor desplazamiento, los segmentos de falla de Riedel tenderán a vincularse completamente, a menudo con el desarrollo de un conjunto adicional de cizallas conocidas como 'cizallas P', que son aproximadamente simétricas a las cizallas R en relación con la dirección general de cizalla, hasta se forma la falla. [2] Los segmentos algo oblicuos se unirán hacia abajo en la falla en la base de la secuencia de cobertura con una geometría helicoidal. [3]
Estructuras florales [ editar ]
En detalle, muchas fallas de deslizamiento en la superficie consisten en segmentos escalonados y / o trenzados en muchos casos probablemente heredados de cizallas de Riedel formadas previamente. En la sección transversal, los desplazamientos son predominantemente inversos o de tipo normal dependiendo de si la geometría general de la falla es transpresional (es decir, con un pequeño componente de acortamiento) o transtensional (con un pequeño componente de extensión). Como las fallas tienden a unirse hacia abajo en una sola hebra en el sótano, la geometría ha llevado a que se las denomine estructura floral . Las zonas de falla con fallas predominantemente inversas se conocen como flores positivas , aquellas con compensaciones predominantemente normales se conocen como flores negativas.. La identificación de tales estructuras, particularmente cuando se desarrollan flores positivas y negativas en diferentes segmentos de la misma falla, se consideran indicadores confiables de deslizamiento. [4]
Dúplex de strike-slip [ editar ]
Los dúplex de choque-deslizamiento ocurren en el paso sobre las regiones de fallas, formando arreglos de caballos casi paralelos en forma de lente . Estos ocurren entre dos o más fallas delimitadas grandes que generalmente tienen grandes desplazamientos. [5]
Una falla de rumbo idealizada corre en línea recta con un buzamiento vertical y solo tiene movimiento horizontal, por lo que no hay cambios en la topografía debido al movimiento de la falla. En realidad, a medida que las fallas de deslizamiento se vuelven grandes y se desarrollan, su comportamiento cambia y se vuelve más complejo. Una falla de rumbo largo sigue una trayectoria en forma de escalera que consta de planos de falla interespaciados que siguen la dirección de la falla principal. [6] Estos tramos sub-paralelos están aislados por compensaciones al principio, pero durante largos períodos de tiempo, pueden conectarse por pasos para adaptarse al desplazamiento de deslizamiento. [5] En largos tramos de rumbo, el plano de falla puede comenzar a curvarse, dando lugar a estructuras similares a escalones. [7]
El movimiento lateral derecho de una falla de deslizamiento en un paso hacia la derecha (o sobrepaso) da lugar a curvas extensionales caracterizadas por zonas de hundimiento , fallas normales locales y cuencas de desprendimiento . [5] En dúplex extensionales, las fallas normales se adaptarán al movimiento vertical, creando un relieve negativo. De manera similar, pisar a la izquierda en una falla dextral genera curvas de contracción; acortando los step overs que se muestran por fallas inversas locales , zonas de flexión y pliegues . [7]En las estructuras dúplex de contracción, las fallas de empuje se adaptarán al desplazamiento vertical en lugar de doblarse, ya que el proceso de elevación es más eficiente energéticamente. [7]
Los dúplex de strike-slip son estructuras pasivas; se forman como respuesta al desplazamiento de la falla delimitadora más que por las tensiones del movimiento de la placa. [6] Cada caballo tiene una longitud que varía entre la mitad y el doble del espacio entre los planos de falla limítrofes. Dependiendo de las propiedades de las rocas y la falla, los dúplex tendrán diferentes relaciones de longitud y se desarrollarán en desplazamientos mayores o sutiles, aunque es posible observar estructuras dúplex que se desarrollan en segmentos de falla casi rectos. [7] Debido a que el movimiento de los dúplex puede ser heterogéneo, los caballos individuales pueden experimentar una rotación con un eje horizontal, lo que resulta en la formación de fallas de tijera. Las fallas de tijera exhiben un movimiento normal en un extremo del caballo y un movimiento de empuje en el otro extremo.[7] Debido a que las estructuras dúplex de rumbo-deslizamiento tienen más movimiento horizontal que movimiento vertical, se observan mejor en un mapa que en una proyección vertical y son una buena indicación de que la falla principal tiene un movimiento de deslizamiento-rumbo. [5]
Se observó un ejemplo de dúplex en el umbral de Lambertville, Nueva Jersey. [8] Flemington y las fallas de Hopewell, las dos fallas principales en la región, experimentaron 3 km de deslizamiento y más de 20 km de movimientos de deslizamiento para acomodar la extensión regional. Es posible rastrear las estructuras lensoidales que se interpretan como caballos que forman dúplex. [8] Las estructuras de lentes observadas en la cantera 3M tienen 180 metros de largo y 10 metros de ancho. El dúplex principal tiene 30 m de longitud y también hay otros dúplex más pequeños. [8]
Ambientes geológicos asociados con la tectónica de deslizamiento [ editar ]
Las áreas de tectónica de deslizamiento están asociadas con:
Fronteras de la transformación oceánica [ editar ]
Las dorsales oceánicas se dividen en segmentos compensados entre sí por fallas transformadoras . La parte activa de la transformación une los dos segmentos de la cresta. Algunas de estas transformaciones pueden ser muy grandes, como la zona de fractura de Romanche , cuya porción activa se extiende por unos 300 km.
Fronteras de la transformación continental [ editar ]
Las fallas transformadas dentro de las placas continentales incluyen algunos de los ejemplos más conocidos de estructuras de deslizamiento, como la falla de San Andrés , la transformada del Mar Muerto , la falla del norte de Anatolia y la falla alpina .
Rampas laterales en áreas de tectónica extensional o contractiva [ editar ]
Los desplazamientos laterales importantes entre grandes fallas extensionales o de empuje normalmente están conectados por zonas difusas o discretas de deformación por deslizamiento que permiten la transferencia del desplazamiento total entre las estructuras.
Zonas de colisión oblicua [ editar ]
En la mayoría de las zonas de colisión continente-continente , el movimiento relativo de las placas es oblicuo al propio límite de las placas. La deformación a lo largo del límite se divide normalmente en estructuras de contracción de deslizamiento en el promontorio con una única estructura de deslizamiento grande en el interior del país que acomoda todo el componente de deslizamiento a lo largo del límite. Los ejemplos incluyen la falla reciente principal a lo largo del límite entre las placas árabe y euroasiática detrás del pliegue y cinturón de empuje de Zagros , [9] la falla Liquiñe-Ofqui que atraviesa Chile y la falla Gran Sumatra que corre paralela alZona de subducción a lo largo de la Fosa de la Sonda .
El antepaís deformante de una zona de colisión continente-continente [ editar ]
El proceso a veces conocido como tectónica indentadora , aclarado por primera vez por Paul Tapponnier , ocurre durante un evento de colisión en el que una de las placas se deforma internamente a lo largo de un sistema de fallas de deslizamiento. El ejemplo activo más conocido es el sistema de estructuras de deslizamiento observado en la placa euroasiática cuando responde a la colisión con la placa india , como la falla de Kunlun y la falla de Altyn Tagh . [10]
Referencias [ editar ]
- ^ Katz, Y .; Weinberger R .; Aydin A. (2004). "Geometría y evolución cinemática de estructuras de corte de Riedel, Parque Nacional Capitol Reef, Utah" (PDF) . Revista de geología estructural . 26 (3): 491–501. Código bibliográfico : 2004JSG .... 26..491K . doi : 10.1016 / j.jsg.2003.08.003 . Consultado el 6 de mayo de 2011 .[ enlace muerto permanente ]
- ↑ Tchalenko, JS (1970). "Similitudes entre zonas de corte de diferentes magnitudes". Boletín de la Sociedad Geológica de América . 81 (6): 1625–1640. Código bibliográfico : 1970GSAB ... 81.1625T . doi : 10.1130 / 0016-7606 (1970) 81 [1625: SBSZOD] 2.0.CO; 2 .
- ^ Ueta, K .; Tani, K. 2001. Deformación de la superficie del suelo en sedimentos no consolidados causada por movimientos de fallas en el lecho rocoso: Prueba de modelos de fallas de caída-deslizamiento y choque-deslizamiento y estudio de campo. Unión Geofísica Estadounidense, Reunión de otoño de 2001, resumen # S52D-0682
- ^ Harding, TP 1990. Boletín de la Asociación Estadounidense de Geólogos del Petróleo. 74
- ↑ a b c d Keary, P. (2009), Tectónica global , 3 , ISBN 978-1-118-68808-3
- ↑ a b Woodcock, Nigel (1986), "Strike-slip duplexes" , Journal of Structural Geology , 8 (7): 725–735, Bibcode : 1986JSG ..... 8..725W , doi : 10.1016 / 0191- 8141 (86) 90021-0
- ^ a b c d e Burg (1986), Tectónica de deslizamiento y deslizamiento oblicuo (PDF)
- ^ a b c Laney, A. (1996), "Arrastre tridimensional de caballos en un dúplex deslizante: un ejemplo del alféizar de Lambertville, Nueva Jersey", Tectonophysics , 258 (1-4): 53-70, Bibcode : 1996Tectp.258 ... 53L , doi : 10.1016 / 0040-1951 (95) 00173-5
- ^ Talebian, M. Jackson, J. 2004. Una reevaluación de los mecanismos focales del terremoto y el acortamiento activo en las montañas Zagros de Irán Geophysical Journal International , 156, páginas 506–526
- ^ Tapponnier, P. & Molnar, P. 1979. Tectónica activa de fallas y cenozoica de las regiones de Tien Shan, Mongolia y Baykal. Journal Geophysical Research, 84, B7, 3425 - 3459. Archivado el 6 de junio de 2011 en la Wayback Machine.
Enlaces externos [ editar ]
- Tectónica de deslizamiento y deslizamiento oblicuo: notas del curso de Jean-Pierre Burg, ETH Zurich
- Notas del curso de tectónica de deslizamiento de impacto de Jyr-ChingHu, Departamento de Geociencias, Universidad Nacional de Taiwán
