Tectónica de deslizamiento
Deformación dominada por el movimiento horizontal en la litosfera de la Tierra

La tectónica de desgarre o tectónica de desgarre es un tipo de tectónica que está dominada por movimientos laterales (horizontales) dentro de la corteza terrestre (y litosfera ). Cuando una zona de tectónica de desgarre forma el límite entre dos placas tectónicas , esto se conoce como límite de placa transformante o conservativo. Las áreas de tectónica de desgarre se caracterizan por estilos de deformación particulares que incluyen: desniveles , cizalladuras de Riedel , estructuras en flor y dúplex de desgarre . Cuando el desplazamiento a lo largo de una zona de desgarre se desvía del paralelismo con la zona misma, el estilo se vuelve transpresional o transtensional dependiendo del sentido de desviación. La tectónica de desgarre es característica de varios entornos geológicos, incluidas las fallas transformantes oceánicas y continentales, las zonas de colisión oblicua y el antepaís deformante de las zonas de colisión continental . [1] [2]

Estilos de deformación

Desarrollo de tijeras Riedel en una zona de cizallamiento dextral
Las estructuras florales se desarrollaron a lo largo de pequeñas curvas de restricción y liberación en una falla de desgarre dextral (lateral derecha)

Pasos a desnivel

Cuando se desarrollan zonas de fallas de desgarre, normalmente se forman como varios segmentos de falla separados que están desplazados entre sí. Las áreas entre los extremos de los segmentos adyacentes se conocen como escalonamientos . En el caso de una zona de falla dextral, un desplazamiento de escalonamiento a la derecha se conoce como escalonamiento extensional, ya que el movimiento en los dos segmentos conduce a una deformación extensional en la zona de desplazamiento, mientras que un desplazamiento de escalonamiento a la izquierda se conoce como escalonamiento compresivo. En el caso de los sistemas de desgarre activos, las rupturas sísmicas pueden saltar de un segmento a otro a través del escalonamiento intermedio, si el desplazamiento no es demasiado grande. El modelado numérico ha sugerido que son factibles saltos de al menos 8 km, o posiblemente más. Esto está respaldado por evidencia de que la ruptura del terremoto de Kunlun de 2001 saltó más de 10 km a través de un escalonamiento extensional. [3] La presencia de desniveles durante la ruptura de zonas de fallas de rumbo se ha asociado con el inicio de la propagación de supercizallamiento (propagación en exceso de la velocidad de la onda S ) durante la ruptura de un terremoto. [4]

Estructuras de cizalla Riedel

En las primeras etapas de la formación de fallas de desgarre , el desplazamiento dentro de las rocas del basamento produce estructuras de fallas características dentro de la cubierta suprayacente. Esto también será así cuando una zona de desgarre activa se encuentre dentro de un área de sedimentación continua. En niveles bajos de deformación, la cizalladura simple general hace que se forme un conjunto de fallas pequeñas. El conjunto dominante, conocido como cizalla R, se forma a unos 15° de la falla subyacente con el mismo sentido de cizalladura. Las cizallas R están entonces unidas por un segundo conjunto, las cizallas R', que se forman a unos 75° de la traza de la falla principal. [5] Estas dos orientaciones de fallas 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 cizalladura simple causado por los desplazamientos aplicados en la base de la secuencia de cubierta. Con un mayor desplazamiento, los segmentos de falla de Riedel tenderán a unirse por completo hasta que se forme una falla pasante. La vinculación a menudo ocurre 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 la cizalla. [6] Los segmentos algo oblicuos se vincularán hacia abajo en la falla en la base de la secuencia de cobertura con una geometría helicoidal. [7]

Estructuras de flores

En detalle, muchas fallas de deslizamiento en la superficie consisten en segmentos escalonados o trenzados, que en muchos casos probablemente fueron heredados de cizallas de Riedel formadas previamente. En la sección transversal, los desplazamientos son predominantemente de tipo inverso o 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 basamento, la geometría ha llevado a que se las denomine estructura de flor . Las zonas de falla con fallas predominantemente inversas se conocen como flores positivas , mientras que aquellas con desplazamientos predominantemente normales se conocen como flores negativas . La identificación de tales estructuras, particularmente donde las flores positivas y negativas se desarrollan en diferentes segmentos de la misma falla, se consideran indicadores confiables de deslizamiento. [8]

Exposición de un estrato de sílex muy deformado en Busuanga, Filipinas, que contiene una estructura floral (líneas discontinuas amarillas)

Dúplex con desgarre deslizante

Los dúplex de desgarre se producen en las regiones de paso de las fallas y forman formaciones de caballos casi paralelas con forma de lente . Se producen entre dos o más fallas limitantes grandes que, por lo general, tienen grandes desplazamientos. [9]

Una falla de desgarre idealizada discurre en línea recta con una inclinación 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 desgarre se hacen grandes y desarrolladas, su comportamiento cambia y se vuelve más complejo. Una falla de desgarre larga sigue una trayectoria en forma de escalera que consiste en planos de falla intercalados que siguen la dirección de la falla principal. [10] Estos tramos subparalelos están aislados por desplazamientos al principio, pero con el paso del tiempo pueden llegar a conectarse por desniveles para acomodar el desplazamiento de desgarre. [9] En tramos largos de desgarre, el plano de falla puede comenzar a curvarse, dando lugar a estructuras similares a desniveles. [11]

El movimiento lateral derecho de una falla de desgarre en un paso a la derecha (o sobrepaso) da lugar a curvas extensionales caracterizadas por zonas de subsidencia , fallas normales locales y cuencas de separación . [9] En los dúplex extensionales, las fallas normales se adaptarán al movimiento vertical, creando un relieve negativo. De manera similar, el escalonamiento a la izquierda en una falla dextral genera curvas contractivas; esto acorta los pasos que se muestran en las fallas inversas locales , las zonas de empuje y los pliegues . [11] En las estructuras dúplex contractivas, las fallas inversas se adaptarán al desplazamiento vertical en lugar de plegarse, ya que el proceso de elevación es más eficiente energéticamente. [11]

Los dúplex de rumbo son estructuras pasivas; se forman como respuesta al desplazamiento de la falla limitante en lugar de por las tensiones del movimiento de las placas. [10] Cada caballete tiene una longitud que varía de la mitad al doble del espaciamiento entre los planos de falla limitantes. Dependiendo de las propiedades de las rocas y de la falla, los dúplex tendrán diferentes proporciones 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. [11] Debido a que el movimiento de los dúplex puede ser heterogéneo, los caballetes 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 caballete y un movimiento de empuje en el otro extremo. [11] Debido a que las estructuras de dúplex de rumbo tienen más movimiento horizontal que movimiento vertical, se observan mejor en un mapa en lugar de una proyección vertical y son una buena indicación de que la falla principal tiene un movimiento de rumbo. [9]

Un ejemplo de dúplex de rumbo-desplazamiento se observa en el umbral de Lambertville, Nueva Jersey. [12] Las fallas Flemington y Hopewell, las dos fallas principales de la región, experimentaron 3 km de deslizamiento-buzamiento y más de 20 km de movimientos de deslizamiento-desplazamiento para adaptarse a la extensión regional. Es posible rastrear las estructuras lenticulares que se interpretan como caballos que forman dúplex. [12] Las estructuras lenticulares observadas en la cantera 3M tienen 180 metros de largo y 10 metros de ancho. El dúplex principal tiene 30 m de largo y también hay otros dúplex más pequeños. [12]

Entornos geológicos asociados con tectónica de deslizamiento

Falla transformante de San Andrés en la llanura de Carrizo

Las áreas de tectónica de deslizamiento están asociadas con:

Límites de transformación oceánica

Las dorsales oceánicas se dividen en segmentos separados entre sí por fallas transformantes . La parte activa de la falla transformante une los dos segmentos de la dorsal. Algunas de estas fallas transformantes pueden ser muy grandes, como la zona de fractura Romanche , cuya parte activa se extiende por unos 300 km.

Límites de transformación continental

Las fallas transformantes dentro de las placas continentales incluyen algunos de los ejemplos más conocidos de estructuras de deslizamiento, como la falla de San Andrés , la falla transformante del Mar Muerto , la falla de Anatolia del Norte y la falla alpina .

Rampas laterales en zonas de tectónica extensional o contractiva

Los desplazamientos laterales importantes entre grandes fallas extensionales o de empuje normalmente están conectados por zonas difusas o discretas de deformación de rumbo que permiten la transferencia del desplazamiento general entre las estructuras.

Zonas de colisión oblicua

En la mayoría de las zonas de colisión entre continentes , el movimiento relativo de las placas es oblicuo al propio límite de placas. La deformación a lo largo del límite normalmente se divide en estructuras contractivas de deslizamiento y buzamiento en el antepaís con una única gran estructura de deslizamiento de rumbo en el interior que aloja todo el componente de deslizamiento de rumbo a lo largo del límite. Los ejemplos incluyen la Falla Reciente Principal a lo largo del límite entre la Placa Arábiga y la Placa Euroasiática detrás del cinturón plegado y de empuje de Zagros , [13] la Falla Liquiñe-Ofqui que atraviesa Chile y la Gran Falla de Sumatra que corre paralela a la zona de subducción a lo largo de la Fosa de la Sonda .

El antepaís deformante de una zona de colisión continente-continente

El proceso, a veces conocido como tectónica de indentación , explicado 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 desgarre. El ejemplo activo más conocido es el sistema de estructuras de desgarre observado en la placa euroasiática en respuesta a la colisión con la placa india , como la falla de Kunlun y la falla de Altyn Tagh . [14]

Referencias

  1. ^ Acocella, V. (2021). Procesos volcano-tectónicos . Springer International Publishing. pág. 74. ISBN 9783030659684.
  2. ^ Burg, J.-P. (2017). "Tectonía de deslizamiento de rumbo y deslizamiento oblicuo" (PDF) . Consultado el 26 de septiembre de 2022 .
  3. ^ Zabci, C.; Akyüz, HS; Karabacak, V.; Sançar, T.; Altunel, E.; Gürsoy, H.; Tatar, O. (2011). "Paleoterremotos en el segmento del valle de Kelkit de la falla de Anatolia del Norte, Turquía: implicaciones para la ruptura superficial del histórico terremoto de Anatolia del 17 de agosto de 1668". Revista Turca de Ciencias de la Tierra . 20 : 411–427.
  4. ^ Feng, H.; Jiankuan, X.; Zhenguo, Z.; Xiaofei, C. (2016). "Mecanismo de transición de supercizallamiento inducido por geometría de paso". Revista de investigación geofísica: Tierra sólida . 121 (12): 8738–8749. doi :10.1002/2016JB013333. S2CID  133444922.
  5. ^ Katz, Y.; Weinberger R.; Aydin A. (2004). "Geometría y evolución cinemática de las estructuras de cizalla de Riedel, Parque Nacional Capitol Reef, Utah" (PDF) . Journal of Structural Geology . 26 (3): 491–501. Bibcode :2004JSG....26..491K. doi :10.1016/j.jsg.2003.08.003 . Consultado el 6 de mayo de 2011 .[ enlace muerto permanente ]
  6. ^ Tchalenko, JS (1970). "Similitudes entre zonas de cizallamiento 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.
  7. ^ Ueta, K.; Tani, K. 2001. Deformación de la superficie del terreno en sedimentos no consolidados causada por movimientos de fallas de lecho rocoso: prueba de modelos de fallas de rumbo y buzamiento-desplazamiento y estudio de campo. American Geophysical Union, reunión de otoño de 2001, resumen n.° S52D-0682
  8. ^ Harding, TP 1990. Boletín de la Asociación Estadounidense de Geólogos del Petróleo. 74
  9. ^ abcd Keary, P. (2009), Tectónica global, vol. 3, John Wiley & Sons, ISBN 978-1-118-68808-3
  10. ^ ab Woodcock, Nigel (1986), "Dúplex de desgarre", Journal of Structural Geology , 8 (7): 725–735, Bibcode :1986JSG.....8..725W, doi :10.1016/0191-8141(86)90021-0
  11. ^ abcde Burg (1986), Tectónica de deslizamiento oblicuo y de rumbo (PDF)
  12. ^ abc Laney, A. (1996), "Arrastre tridimensional de caballos en un dúplex de deslizamiento: un ejemplo del umbral de Lambertville, Nueva Jersey", Tectonophysics , 258 (1–4): 53–70, Bibcode :1996Tectp.258...53L, doi :10.1016/0040-1951(95)00173-5
  13. ^ Talebian, M. Jackson, J. 2004. Una reevaluación de los mecanismos focales de los terremotos y el acortamiento activo en las montañas Zagros de Irán Geophysical Journal International , 156, páginas 506–526
  14. ^ Tapponnier, P. y Molnar, P. 1979. Fallas activas y tectónica cenozoica en las regiones de Tien Shan, Mongolia y Baykal. Journal Geophysical Research, 84, B7, 3425 – 3459. Archivado el 6 de junio de 2011 en Wayback Machine.
  • Notas del curso de tectónica de deslizamiento de rumbo de Jyr-ChingHu, Departamento de Geociencias, Universidad Nacional de Taiwán
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