Geología

Tectónica de placas

cabalgamiento o falla de cabalgamiento es un tipo de falla inversa, o sea una rotura en la corteza de la Tierra a través de la cual se ha producido un desplazamiento relativo, en el que las rocas de posición estratigráfica inferior son empujadas hacia arriba, por encima de los estratos más recientes. Las fallas de cabalgamiento son el resultado de fuerzas de compresión.

Geometría y nomenclatura de los cabalgamientos

Fallas inversas

Diagrama de falla inversa (inclinación del plano falla grande)

Los cabalgamientos suelen tener bajos ángulos de inclinación del plano de falla. Una falla de desplazamiento de ángulo grande (superior a 30º) es llamada falla inversa.¹ La diferencia entre un cabalgamiento y una falla inversa está en su influencia. Una falla inversa se produce principalmente a través de unidades litológicas, mientras que un cabalgamiento por lo general ocurre dentro o con un ángulo bajo respecto de las unidades litológicas. A menudo son difíciles de reconocer los cabalgamientos porque sus ejes de deformación y dislocación puede ser difícil de detectar cuando se producen dentro de las mismas rocas, sin desplazamiento apreciable de los contactos litológicos.

Si el ángulo del plano de falla es bajo (generalmente menor de 20 grados respecto de la horizontal) y el desplazamiento del bloque cabalgante (superior) es grande (a menudo en el rango de kilómetros) la falla se llama cabalgamiento. La erosión puede eliminar parte del bloque cabalgante, creando un fenster (o ventana) cuando el bloque de base sólo se expone en un área relativamente pequeña. Cuando la erosión elimina la mayor parte del bloque cabalgante, dejando sólo restos de materiales de forma similar a una isla descansando en el bloque inferior, los restos forman una isla tectónica o 'klippe (plural klippen).

Fallas de cabalgamiento ciegas

Si el plano de la falla termina antes de llegar a la superficie de la Tierra, se le conoce como falla de cabalgamiento ciego o falla inversa ciega. Debido a la falta de pruebas en la superficie, las fallas ciegas son difíciles de detectar hasta que rompen. El destructivo terremoto de 1994 en Northridge, California, fue causado por un cabalgamiento ciego no descubierto previamente.

Debido a su baja inclinación, los cabalgamientos son también difíciles de apreciar mediante la cartografía, donde generalmente las compensaciones litológicas son sutiles, y la repetición estratigráfica es difícil de detectar sobre todo en unidades con litologías monótonas o cíclicas o sin fósiles característicos.

Pliegues de flexión de falla

Esquema de la evolución de unpliegue de flexión de falla o "rampa anticlinal" por encima de una rampa de cabalgamiento; la rampa presenta zonas de separación en la parte superior de las capas verde y amarilla.

Los cabalgamientos, en particular los que participan de un estilo de deformación en piel fina (thin-skinned), poseen una geometría denominada de rampa-rellano.² Los cabalgamientos se propagan en su mayoría a lo largo de zonas de debilidad horizontales dentro de una secuencia sedimentaria, tales como lutitas o capas salinas, denominadas rellanos. Si la eficacia de la separación se reduce, el corrimiento tenderá a cortar la sección a un nivel estratigráfico más alto (rampa), hasta que alcance otra separación o despegue efectivo con el que pueda continuar como en el caso de los lechos planos paralelos (nuevo rellano). La parte del cabalgamiento que une los dos planos se conoce como una rampa y se forma típicamente en un ángulo de unos 15° a 30° respecto a la base. El desplazamiento continuado de un cabalgamiento sobre una rampa produce un pliegue de geometría característica conocido como rampa anticlinal o, más generalmente, como pliegue de flexión de falla.

Pliegues de propagación de falla

Esquema de la evolución de un pliegue de propagación de falla

Los pliegues de propagación de falla se forman en la parte superior de una falla de empuje en la que ha cesado la propagación a lo largo de nivel de despegue entre capas, pero el desplazamiento del cabalgamiento continúa en la parte superior de la falla. El desplazamiento continuo se adapta por la formación de un par asimétrico de pliegues anticlinal-sinclinal. Como el desplazamiento continúa, el frente del cabalgamiento comienza a propagarse a lo largo del eje del sinclinal. Estas estructuras son también conocidas como pliegues de línea de contorno. Con el tiempo el frente cabalgante que se propaga puede llegar a otra capa de despegue eficaz y se desarrollará una estructura de pliegue compuesto, con características tanto de pliegue de flexión de falla como de pliegue de propagación de falla.

Cabalgamientos dobles: dúplex

Desarrollo de uncabalgamiento doble (dúplex) por fallados sucesivos en rampa de las capas basales.

Apilamiento antiformalde cabalgamientos imbricados (dúplex), identificado en un sondeo en las colinas de la cordillera de Brooks (Brooks Range), Alaska.

Los dúplex se dan cuando hay dos niveles de despegue próximos entre sí dentro de una secuencia sedimentaria, como la parte superior y la base de una capa relativamente resistente de arenisca limitada entre dos capas de lutitas relativamente plásticas. Cuando un cabalgamiento que se ha propagado a lo largo del despegue inferior, conocido como cabalgamiento basal o muro, corta el despegue de la parte superior, conocido como cabalgamiento techo, forma una rampa dentro de la capa más resistente. Con el desplazamiento continuo del cabalgamiento, las tensiones mayores se desarrollan en el labio hundido de la rampa debido a la curva de la falla. Esto puede causar la propagación renovada a lo largo del cabalgamiento inferior hasta que de nuevo se cortan para unirse al cabalgamiento superior. Aparecerán nuevos desplazamientos adicionales a favor de la nueva rampa así creada. Este proceso puede repetirse varias veces, formando una serie de láminas cabalgantes delimitadas por fallas, denominadas cabalgamientos imbricados o horses, cada uno de los cuales posee la geometría de un pliegue de flexión de falla de pequeño desplazamiento. El resultado final es generalmente un dúplex en forma de rombo.

La mayoría de los cabalgamientos tipo dúplex sólo tienen pequeños desplazamientos en las fallas de delimitación entre las capas imbricadas (horses, en inglés «caballos») y la estructura tiene un buzamiento desde el antepaís. En ocasiones el desplazamiento de loshorses individuales es mayor, de manera que cada uno se apila más o menos verticalmente encima del otro, esto se conoce comoapilamiento antiformal o apilamiento imbricado. Si los desplazamientos individuales son mayores aún, entonces, el conjunto de horsestiene un buzamiento hacia el antepaís.

El mecanismo de cabalgamiento dúplex es muy eficiente para adaptar el acortamiento de la corteza engrosando la sección en lugar de doblarla y deformarla.³

Mantos de corrimiento o mantos de cabalgamiento

Los mantos de corrimiento son pliegues-falla (pliegues tumbados), en los cuales se producen cabalgamientos cuyo desplazamiento alcanza varios kilómetros de longitud. En este tipo de pliegues, los materiales superiores se desplazan de su origen (materiales alóctonos) mientras los materiales inferiores permanecen en su posición inicial (autóctonos).⁴

Cuando los materiales superiores son erosionados afloran las capas inferiores, dando lugar a las denominadas ventanas tectónicas. A veces, los materiales superiores quedan aislados sobre los inferiores por efecto de la erosión de la capa superior (manto cabalgante), formando una isla tectónica, escama o klippe.

Ambiente tectónico

Los grandes cabalgamientos se producen en zonas que han sufrido grandes fuerzas de compresión.

Estas condiciones existen en el cinturón orogénico que deriva o bien de dos colisiones tectónicas [[corteza continental|c Los cabalgamientos se producen en las cuencas de antepaís que se producen en los margenes de los cinturones orogénicos. Aquí, la compresión no da lugar a la formación de montañas apreciables, sino que habitualmente se adaptan poica.e 1º y 5º), y luego llegando hasta la sección superior en rampas más empinadas (entre 5 y 20º), donde se deiento en una mezcla de roca iontinentales]] o de la acreción de la zona de subducción. nia alpina|alpinas]], como el Himalaya y los Alpes, o las cadenas variscas, como los montes Apalaches, son claros ejemplos de orogenias de compresión con numerosos cabalgamientos. svían de los límites de las unidades estratigráficas. La identificación de r plegado y apilado de los cabalgamientos. En lugar de fallas inversas en general, causan un engrosamiento de la sucesión estratigráf Los cabalgamientos en la cuenca de antepaís también suelen tener una geometría de rampa-rellano, con los cabalgamientos desplazándose dentro de las unidades con ángulos «planos», muy bajos (entrlas rampas que se producen dentro de las unidades suele ser problemático.

Los cabalgamientos y los dúplex también se encuentran en las cuñas de acreción del margen de las fosas oceánicas en zonas de subducción, donde los sedimentos oceánicos son enterrados en la placa subducida donde se acumulan. Aquí, la cuña de acreción debe engrosarse hasta en un 200% y esto s Las cordilleras [[Orogee logra apilando cabalgamiento sobre cabalgamnterrumpida, a menudo con un plegamiento caótico. Aquí, las geometrías de rampa-rellano no se observan generalmente porque la fuerza de compresión se encuentra en un ángulo pronunciado respecto de las capas sedimentarias.

Historia

Las fallas de cabalgamiento no fueron reconocidas hasta los trabajos de Arnold Escher, Albert Heim y Marcel Bertrand en los Alpes, estudiando el cabalgamiento delGlarus, y la aportación de Charles Lapworth, Ben Peach y John Horne trabajando en zonas del frente de cabalgamiento del Moine en Escocia. [2] El hecho de que los estratos más antiguos pudieran, a través de las fallas existentes, encontrarse por encima de los estratos más jóvenes, fue la conclusión a la que llegaron estos geólogos de forma más o menos independiente, estudiando estos dos ámbitos hacia 1884. Archibald Geikie acuñó en ese mismo año el término de cabalgamiento para describir este conjunto específico de fallas.

"Mediante un sistema de fallas invertidas, un grupo de estratos termina por cubrir una gran amplitud de terreno y en realidad se superponen a los miembros más altos de la misma serie. Las dislocaciones más extraordinarias, sin embargo, son aquellas a las que para distinguirlas hemos dado el nombre de mantos de cabalgamiento. Son fallas estrictamente invertidas, pero con tan baja inclinación que las rocas de su flanco ascendente han sido, por así decirlo, empujadas horizontalmente hacia adelante". Archibald Geikie, 1884. Nature.

El ciclo supercontinental (o ciclo de Wilson), propuesto por John Tuzo Wilson, postula que cada 400-500 millones de años todas las masas de tierra emergidas se unen, formando un supercontinente.

El desplazamiento de las placas se realiza sobre una superficie esférica, por lo que los continentes terminan por chocar y soldarse, formándose una gran masa continental, un supercontinente (Pangea como lo llamó Wegener). Esto ha ocurrido varias veces a lo largo de la historia de la Tierra. El supercontinente impide la liberación del calor interno, por lo que se fractura y comienza un nuevo ciclo.

Así pues, las masas continentales permanecen y unen y fragmentan en cada ciclo, mientras que las cuencas oceánicas se crean y destruyen.

Supercontinentes del pasado

El último supercontinente ha sido llamado Pangea, y se formó alrededor del período Pérmico (hace 280-240 m.a.) y cuya desintegración continúa en nuestros días. Pangea fue el resultado del choque y fusión de diversas masas continentales existentes en periodos anteriores.

Antes de Pangea, debió de haberse formado un supercontinente llamado Pannotia a finales del eón Proterozoico, durante el períodoEdiacárico (hace unos 600 millones de años). Su desintegración y los consecuentes choques obductivos entre placas se relacionan con la Orogenia Hercínica, de gran importancia en la formación de los relieves más antiguos en la Península Ibérica.

También hay evidencias que hacen pensar que hubo otro supercontinente, Rodinia, hace aproximadamente 1.100 millones de años, que se dividió hace 750 millones. Rodinia comenzó a formarse hace alrededor de 1.300 millones de años a partir de tres o cuatro continentes preexistentes, un acontecimiento conocido como la Orogenia Grenville.

Finalmente, evidencias preliminares sugieren que el supercontinente Columbia existió entre hace 1.800 y 1.500 millones años.

Etapas del ciclo supercontinental

En el ciclo de Wilson se distinguen las siguientes etapas:

1. El continente se fragmenta por acción de puntos calientes que abomban y adelgazan la corteza terrestre hasta romperla, originándose un rift continental (como el Rift africano).
2. En la línea de fragmentación se empieza a formar litosfera oceánica (borde constructivo) que separa los fragmentos continentales. Si continúa la separación el rift es invadido por el mar y se va transformando en una dorsal oceánica. Los continentes quedan separados por una pequeña cuenca oceánica (como el actual mar Rojo).
3. El proceso continúa y los continentes se separan progresivamente. Entre ellos aparece una cuenca oceánica ancha, con una dorsal bien desarrollada (como elOcéano Atlántico actual).
4. Cuando la cuenca oceánica alcanza cierto tamaño y es suficientemente antigua, los bordes de contacto con los fragmentos continentales se vuelven fríos y densos y comienzan a hundirse debajo de los continentes y se genera un borde destructivo. En esta zona se origina una cadena montañosa que va bordeando al continente (orógeno tipo andino, como la cordillera de los Andes). La corteza oceánica se desplaza desde el borde constructivo al de destrucción como una cinta transportadora, por lo que la cuenca oceánica deja de crecer (como el Océano Pacífico).
5. Dada la forma esférica de la Tierra, otros bordes constructivos pueden empujar a los fragmentos continentales en sentido contrario, con lo que la cuenca oceánica se va estrechando (como en el Mar Mediterráneo).
6. Finalmente, al desaparecer la cuenca oceánica las dos masas continentales chocan (obducción) y se origina un continente único (supercontinente), y sobre la sutura que cierra el océano se forma una cordillera (orógeno tipo himalayo, como la cordillera del Himalaya).