1.12: Entornos Tectónicos de Fallos

Figura 1. Relaciones típicas entre tensión y fallas basadas en el análisis de Anderson (1960) de estados de tensión cercanos a la superficie.

Dinámica de fallas

A diferencia de las estructuras dúctiles, la formación de fracturas se puede simular experimentalmente utilizando muestras reales de roca sometidas a tensiones en prensas. La Figura 1 muestra la relación común entre las fracturas por cizallamiento y la tensión. Tales fracturas se conocen como fracturas conjugadas por cizallamiento. Las fracturas por cizallamiento conjugadas proporcionan una de las pocas circunstancias en las que los geólogos estructurales pueden hacer interpretaciones dinámicas seguras basadas en evidencia de campo simple.

La teoría de fallas de Anderson (1905) parte de algunos hechos básicos sobre el estrés y conduce a una clasificación de los entornos tectónicos en regímenes de fallas. Anderson señaló que la superficie de la Tierra es efectivamente un plano de esfuerzo cortante cero, al menos en lo que respecta a los geólogos estructurales. (Podemos descuidar las tensiones de cizallamiento relativamente pequeñas debido al viento y al flujo de agua). Esto significa que la superficie de la Tierra se aproxima estrechamente a un plano principal de tensión, y el polo, o normal, a la superficie de la Tierra debe ser una de las principales tensiones. Debido a que la superficie de la Tierra está regionalmente cercana a la horizontal, esto significa que sobre grandes áreas de la superficie de la Tierra, una de las tensiones principales es vertical, y las otras dos son horizontales.

Obsérvese que este argumento se aplica estrictamente sólo en la superficie de la Tierra. Una vez descendemos a niveles más bajos en la litosfera, las tensiones principales pueden, y lo hacen, alejarse de sus orientaciones verticales y horizontales.

Con base en qué tensión principal es casi vertical, podemos clasificar los ambientes en la corteza superior de la Tierra en las siguientes tres categorías.

Régimen de gravedad: σ ₁ vertical: estructura dominada por fallas normales.

Régimen de empuje: σ ₃ vertical: estructura dominada por fallas de empuje.

Régimen de llave: σ ₂ vertical: estructura dominada por fallas de huelga-deslizamiento.

Grietas y zonas extensionales: fallas normales

Ocurrencia

Varias partes de la corteza terrestre están experimentando extensión horizontal y adelgazamiento de la corteza en la actualidad. Los ejemplos mejor estudiados son probablemente la provincia de Cuenca y Cordillera del oeste de Estados Unidos, y el valle del Rift de África Oriental, que se extiende varios miles de kilómetros a través de África.

También podemos encontrar ejemplos antiguos. Están particularmente bien estudiados bajo márgenes continentales pasivos, márgenes continentales que actualmente no se encuentran en un límite de placa. Los márgenes pasivos evolucionaron principalmente a partir de valles de la grieta similares a la Grieta de África Oriental, a medida que los continentes se extendían y se separaban Por esta razón encontramos estructuras de grieta enterradas bajo márgenes continentales pasivos en muchas partes del mundo. Muchos de estos contienen importantes reservorios de petróleo. La estructura de Hibernia en la costa este de Canadá, se formó en una grieta que se desarrolló a medida que se abrió el Atlántico. Muchos de los campos petrolíferos del Mar del Norte europeo ocupan estructuras relacionadas con el Graben Viking-Central, enterrado debajo de rocas sedimentarias más jóvenes en el Mar del Norte.

Características de fallas normales en grietas

Estas regiones están dominadas por fallas normales, y en muchas grietas tienen una geometría aproximadamente conjugada: fallas que se acercan y alejan entre sí con inmersiones alrededor de 60°, al menos cerca de la superficie. En muchos casos se puede demostrar que las fallas se aplanan a profundidad, dándoles geometría lístrica, aunque en algunos casos esto es polémico. Algunas secciones transversales de grietas muestran fallas que se sumergen en un ángulo constante hasta una zona de corte subhorizontal en la corteza quebradiza a profundidad.

Figura 2. a) Fallo normal lístrico. (b) El desplazamiento de la pared colgante sin plegar conduciría a un gran espacio abierto. (c) La pared colgante se deforma mediante plegado de cama de falla para producir un anticlinal de vuelco.

La forma lístrica tiene consecuencias para la geometría de las paredes de fallas: una o ambas paredes deben distorsionarse para mantener la compatibilidad de deformación. Por lo general, la pared colgante se distorsiona más (porque tiene una superficie libre en la parte superior) y muestra un tipo característico de pliegue por falla llamado anticlinal de vuelco. Los anticlinos de vuelco forman importantes trampas de petróleo en muchos márgenes continentales pasivos.

Otros factores pueden llevar al plegado de las rocas de la pared. Es común en cuencas sedimentarias que el deslizamiento varíe a través de la superficie de una falla, de manera que el deslizamiento disminuye en los bordes de una falla mapeada, hasta un punto donde no hay ningún deslizamiento, llamado la punta de la falla. ¿Cómo se acomoda esto en las rocas de la pared? Normalmente, el deslizamiento se transfiere a otra falla, pero si las dos fallas no están conectadas, la distorsión de las rocas de la pared puede producir una rampa de relé que une las dos.

Figura 3. Rampa de relé entre las puntas de dos fallas normales.

Matrices de fallas normales

Las fallas normales en las grietas no ocurren de manera aislada. A menudo, una sección transversal a través de una grieta mostrará docenas o cientos de fallas normales. Se dan términos especiales a las características de las matrices de fallas normales.

Figura 4. Una matriz de fallas normales en una grieta.

Un horst es un bloque entre dos fallas normales que se alejan entre sí, en direcciones opuestas. Las rocas en un horst se encuentran más altas que las rocas a ambos lados.

Un graben es un bloque entre dos fallas normales que caen una hacia la otra. Las rocas en un graben se encuentran más bajas que las rocas a ambos lados.

Un medio graben es un bloque inclinado en una zona de grieta, que también se cae en relación con las rocas a ambos lados, pero solo tiene una falla en un lado; el otro lado suele estar suavemente doblado.

En muchas grietas hay algunas fallas normales dominantes con compensaciones muy grandes. Las fallas que caen en la misma dirección se describen como sintéticas a las fallas principales; las fallas que se sumergen en dirección opuesta son antitéticas.

Correas de empuje

Ocurrencia

Las áreas de acortamiento de la corteza, dominadas por fallas inversas, están activas en la actualidad en los límites convergentes de las placas (zonas de subducción), y en áreas de colisión continental: como el Himalaya y Taiwán.

Ejemplos antiguos ocurren en las Montañas Rocosas formadas a finales del Mesozoico y principios del Cenozoico, y las Montañas Apalaches del este de América del Norte, formadas en la era Paleozoica.

En la mayoría de estos ejemplos, los pliegues están íntimamente asociados con los empujones.

En muchos casos, existe una cuenca sedimentaria, llamada cuenca de antepaís, adyacente a la correa de empuje, y se piensa que el peso de la correa de empuje ha deprimido la litosfera al formar la isostasia. En el oeste de Canadá, la mayoría de las rocas del Cretácico se formaron en dicha cuenca, incluidas las que vemos en el valle del río en Edmonton.

Características de fallas de empuje único

Geometría: Un empuje es cualquier falla inversa de ángulo bajo, donde el ángulo bajo se define de manera bastante floja. De hecho, ¡algunas fallas de empuje son lo suficientemente curvadas para que las porciones sean técnicamente fallas normales!

Debido a su carácter de ángulo bajo, los empujones pueden parecer contactos estratigráficos en los mapas. Puede haber contornos cerrados de empujones en cerros y valles.

Figura 5. Características de fallas de empuje en correas de empuje.

• Un área de pared colgante completamente rodeada por un espacio para los pies se llama klippe.
• Un área de espacio para los pies completamente rodeada de pared colgante se llama ventana tectónica o ventana tectónica.

Los empujones están influenciados por la estratigrafía. En muchos casos, la inmersión es más pronunciada en rocas competentes como piedra caliza y arenisca, y menos profunda en rocas incompetentes como esquisto y evaporitas (sal de roca, yeso, anhidrita).

Figura 6. Fallo de empuje único, que muestra pliegues de falda-curva desarrollados sobre rampas y pisos.

Las porciones más empinadas son rampas. Se pueden reconocer en mapas y secciones transversales porque la falla corta los límites estratigráficos en un ángulo relativamente alto. En rampas podemos encontrar puntos de corte. Comprender la cinemática de una correa de empuje a menudo implica hacer coincidir los cortes del piso y de la pared colgante en la misma falla. Este proceso es una parte importante de la comprobación de secciones transversales a través de correas de empuje, conocidas como balanceo de secciones.

Las porciones más gentiles son planos. Se pueden reconocer en mapas y secciones transversales porque las superficies de falla son casi paralelas a los límites estratigráficos.

Observe que una vez que se ha movido una falla, habrá separación entre las rampas de pared colgante y las rampas de los espacios para los pies, y entre los pisos de pared colgantes y los pisos de los pisos para los pies. Si se produce un plegado por falla, entonces los pisos de pared colgantes pueden adquirir una inmersión más pronunciada y las rampas de pared colgantes pueden aplanarse, ¡así que esta terminología puede parecer extraña! Todavía pueden reconocerse por los ángulos de corte característicos de los estratos.

Un piso muy extenso, donde ha habido una gran cantidad de movimiento, se llama superficie de escote, de una palabra francesa que significa 'unstick'. Si la pared colgante se ha movido un largo camino en relación con el espacio para los pies (decenas de kilómetros o más), lo suficientemente lejos como para que las rocas de la pared colgante se formaran en un ambiente completamente diferente del espacio para los pies, entonces la pared colgante se describe como un alochthon (de dos palabras griegas, que significa “otro lugar” ) y se dice que es alóctono. El espacio para los pies de tal empuje se llama autóctón, y se dice que es authoctonous.

Por ejemplo, en Terranova existe un complejo de chapas de empuje conocido como el Allochthon del Brazo Humber que está compuesto por rocas sedimentarias de aguas profundas cámbricas y ordovícicas y ofiolitas del suelo del Océano Iapetus. Fue empujado sobre rocas sedimentarias de más o menos el mismo rango de edad que se formaron en una plataforma continental, y por lo tanto representan un ambiente muy diferente.

Pliegues asociados con fallas de empuje

Los pliegues pueden formarse en asociación con fallas de empuje. Se reconoce una amplia variedad de estilos de plegado pero reconoceremos solo tres tipos:

Pliegues fallidos: formados donde cambia la caída de la falla;

Pliegues de desprendimiento: formados donde el deslizamiento cambia, y la distorsión se acomoda en la pared colgante;

Pliegues de propagación de fallas: formados donde cambian la caída y el deslizamiento, generalmente donde una punta de falla sube por una rampa durante la propagación de fallas.

En realidad hay muchas variaciones sobre estos temas. En particular, probablemente existe una variación continua entre el desprendimiento idealizado y los pliegues de propagación de fallas.

Matrices de fallas de empuje

Vergence es un concepto útil en el manejo de matrices de empujones. La vergencia de una estructura es la dirección en la que las rocas cercanas a la superficie se han movido en relación con las rocas más profundas. En algunas matrices de empuje, todos los empujes tienen la misma vergencia: es decir, todas las paredes colgantes se han desplazado de la misma manera en relación con el espacio para los pies. Grandes partes del cinturón de empuje de las Montañas Rocosas muestran vergencia hacia el este, por ejemplo. El antepaís es la zona hacia la que bordean la mayoría de los empujes: en las Montañas Rocosas, es decir, las llanuras de Alberta. El lado opuesto de la correa de empuje, el lado del que parecen venir la mayoría de las láminas de empuje, se llama el interior.

Figura 7. Una serie de fallas de empuje en una correa de empuje.

Arreglos de empuje con vergencia similar

Una vez que empezamos a mirar múltiples empujones las cosas pueden complicarse bastante. Es común que múltiples fallas de empuje lístrico se ramifican hacia arriba desde una sola plana. Esta configuración se llama ventilador imbricado. El punto donde una falla de empuje se ramifica de otra se llama punto de bifurcación. En un abanico imbricado los puntos de rama marcan lugares donde una falla se ramifica en dos a medida que la sigues hacia el antepaís. Este tipo de punto de bifurcación es un punto de ramificación final.

A veces las fallas de empuje imbricadas se funden en pisos tanto hacia arriba como hacia abajo Tal configuración se llama dúplex. El plano superior es un empuje de techo mientras que el plano inferior es el empuje del piso del dúplex. Al igual que un ventilador imbricado, los empujones en un dúplex se unen hacia abajo en los puntos de ramificación finales. No obstante, también se unen al alza en los puntos de rama líderes.

Empujes con vergencia opuesta: cuñas y zonas triangulares

A veces las fallas en las correas de empuje tienen vergencia opuesta. Un par de empujones opuestos que se encuentran en el subsuelo se llama cuña tectónica. Si un tercer empuje corta una sección triangular de roca, la cuña se llama zona triangular. Los primeros descubrimientos de petróleo en las estribaciones de las Montañas Rocosas canadienses se encontraron en una zona triangular en el área del Valle Turner en el sur de Alberta.

Zonas de huelguia-deslizamiento

Ocurrencia

Algunas de las fallas más conocidas de la Tierra son fallas de golpe y deslizamiento: el San Andreas en California es uno de los más conocidos y mejor estudiados. Otras fallas de huelga-deslizamiento que tienen historias de terremotos dañinos incluyen la Falla de Anatolia Norte en Turquía y la Falla Alpina en Nueva Zelanda. Las fallas de deslizamiento que también son límites de placa se denominan fallas de transformación.

Características de las fallas de golpeo-deslizamiento y las zonas de falla

La teoría de fallas de Anderson predice que las fallas de deslizamiento deben ser características del régimen de llave inglesa, y que esas fallas deben ser casi verticales. Se encuentra que la mayoría de las fallas de deslizamiento de choque principales caen abruptamente, lo que confirma la predicción de Anderson. En consecuencia, sus trazas tienden a ser líneas muy rectas en mapas geológicos.

Figura 8. Estructuras asociadas a fallas de golpeo-deslizamiento.

Las zonas de daño alrededor de las fallas de golpeo-deslizamiento tienden a contener una mezcla de estructuras que normalmente asociamos ya sea con acortamiento horizontal (como en las correas de empuje) o con extensión horizontal (como en grietas). Las secciones transversales a través de fallas de deslizamiento de golpe tienden a ser bastante confusas, por esta razón. La mejor manera de mostrar lo que está pasando en una zona de huelgas es en la vista de mapa.

En la vista de mapa, una zona de falla de huelga-deslizamiento puede idealizarse como una zona de cizallamiento simple. En aras de la argumentación dibujaremos una zona dextral de huelga-deslizamiento. (Para una zona sinistral de huelga-deslizamiento todo estaría en imagen especular.) En una zona dextral de deslizamiento, es posible demostrar que el acortamiento más rápido se produce a lo largo de una línea 45° en el sentido de las agujas del reloj desde el límite de la zona de corte, y la extensión más rápida se produce a lo largo de una línea 45° en sentido antihorario desde el límite de la zona de corte. Para una zona sinistral de huelga-deslizamiento, se aplican los sentidos de rotación opuestos.

Este patrón idealizado de tasas de deformación conduce a algunas predicciones de cómo se formarán las estructuras. Predecimos que las estructuras extensionales como juntas, venas y fallas normales, se formarán perpendiculares a la dirección de extensión, y las estructuras de acortamiento como pliegues, fallas de empuje y planos de escisión se desarrollarán perpendiculares a la dirección de acortamiento.

También es bastante común ver fallas subsidiarias de huelga-deslizamiento, que pueden incluir cizallas Riedel. Las cizallas Riedel sintéticas dextrales se predijeron en aproximadamente 15° en el sentido de las agujas del reloj desde nuestra zona general de deslizamiento dextral, mientras que las cizallas antitéticas sinistrales Riedel serían aproximadamente 75° en el sentido de las agujas del reloj desde la dirección general del deslizamiento dextral. (Revertir todo para una zona sinistral.)

Todas estas orientaciones funcionan para zonas de falla donde la cantidad total de tensión es pequeña. La deformación por huelga-deslizamiento incluye un fuerte componente de rotación, por lo que a medida que la deformación continúe, todas las estructuras girarán. Uno de los desafíos en la interpretación del movimiento de huelga-deslizamiento es que las estructuras pueden haber girado fuera de las orientaciones en las que se formaron.

Transtensión

Las predicciones anteriores se aplican al movimiento ideal de huelga-deslizamiento. Sin embargo, muchas de las estructuras más interesantes en las zonas de huelga-deslizamiento se forman donde hay salidas del deslizamiento ideal.

Por ejemplo, una combinación de movimiento de huelga-deslizamiento con extensión se llama transtensión. En la transtensión hay un componente de adelgazamiento de la corteza, junto con el deslizamiento de impacto, por lo que las zonas de transtensión tienden a disminuir y formar cuencas sedimentarias.

Un ambiente común de transtensión es en una curva de liberación (también conocida como un paso de paso de r eleasing) en una falla de huelga-deslizamiento. Si una falla dextral avanza hacia la derecha, o una falla sinistral avanza hacia la izquierda, se dice que la curva resultante se está liberando y las rocas adyacentes a la falla se ven afectadas por la transtensión.

Una curva de liberación generalmente desarrolla un área de hundimiento localizada en forma de paralelogramo llamada cuenca de separación. En el área de Los Ángeles, las cuencas extraíbles asociadas al sistema San Andreas albergan importantes recursos naturales de petróleo y gas natural. En Nueva Escocia, la Cuenca Stellarton, también una cuenca abatible en un sistema de falla dextral de huelgas y deslizamiento, fue un prolífico productor de carbón en el siglo XX.

En sección transversal, las cuencas extraíbles tienden a estar delimitadas por familias de fallas que se inclinan hacia abajo y se funden en una sola falla o zona de corte a profundidad. Las fallas individuales pueden tener deslizamiento normal, de golpe u oblicuo. Este tipo de matriz de fallas se llama estructura floral negativa.

Figura 9. Transtensión y transpresión en las curvas de liberación y restricción en una falla dextral de huelga-deslizamiento.

Transpression

Una combinación de movimiento de huelga-deslizamiento con acortamiento se llama transpresión. En la transpresión hay un componente de engrosamiento de la corteza, junto con el deslizamiento de impacto, por lo que las zonas de transpresión tienden a formar levantamientos estrechos, cordilleras de cerros o montañas.

Un entorno común de transpresión es en una curva de restricción (también conocida como paso de restricción) en una falla de huelga-deslizamiento. Si una falla dextral camina hacia la izquierda, o una falla sinistral camina hacia la derecha, se dice que la curva resultante es limitante y las rocas adyacentes a la falla se ven afectadas por la transpresion.

Una curva de restricción generalmente desarrolla un levantamiento localizado. Partes de los rangos transversales de California y los Alpes del Sur de Nueva Zelanda están asociados con la transpresión en curvas de restricción a lo largo de fallas importantes de transformación.

En sección transversal, los rangos transpressionales tienden a estar delimitados por familias de fallas que se inclinan hacia abajo y se funden en una sola falla o zona de corte a profundidad. Las fallas individuales pueden tener retroceso, deslizamiento de impacto u deslizamiento oblicuo. Este tipo de matriz de fallas se llama una estructura floral positiva.

Anderson, E. W. 1905. La dinámica de fallar. Transacciones de la Sociedad Geológica de Edimburgo 8, 387-402.