Hispanopedia WikiLa falla de Lewis es una estructura geológica de falla inversa de las Montañas Rocosas ubicada dentro de los parques nacionales limítrofes de Glacier en Montana , Estados Unidos, y Waterton Lakes en Alberta , Canadá. La estructura se creó debido a la colisión de placas tectónicas hace aproximadamente 59 a 75 millones de años, que empujó una cuña de roca precámbrica de varios kilómetros de espesor hacia el este, 80 kilómetros (50 millas) , lo que provocó que se superpusiera a rocas más blandas del Cretácico , que son entre 1300 y 1400 millones de años más jóvenes.
El desprendimiento se puede observar desde el Paso de Marías como una delgada línea de roca de color marrón claro, aproximadamente a mitad de camino entre Summit Mountain y Little Dog Mountain .
Geografía
El cinturón de pliegues y cabalgamientos de antepaís de las Montañas Rocosas canadienses es un cinturón de deformación que se estrecha hacia el noreste y consta de estratos mesoproterozoicos , paleozoicos y mesozoicos . La lámina de cabalgamiento de Lewis es una de las estructuras principales del cinturón de pliegues y cabalgamientos de antepaís que se extiende a lo largo de más de 280 millas (450 km) desde el monte Kidd cerca de Calgary, AB en la Cordillera Sureste Canadiense hasta Steamboat Mountain , ubicada al oeste de Great Falls, Noroeste de Montana en los Estados Unidos. [ 1 ] [ 2 ] El cabalgamiento de Lewis proporciona información científica sobre los procesos geológicos que ocurren en otras partes del mundo, como los Andes y las montañas del Himalaya .
Geología y tectónica
Inicio tectónico y la Cordillera Canadiense
El inicio de la orogénesis cordillerana comenzó en el Jurásico Medio, como resultado de la fragmentación de Pangea y el movimiento de la placa norteamericana hacia las zonas de subducción en el margen occidental. [ 3 ] La mayor parte de la Cordillera Canadiense actual consiste en numerosos terrenos tectonoestratigráficos que se acrecionaron al margen estable de Norteamérica desde el Jurásico hasta el Terciario Temprano como resultado de arcos de islas que se desplazaban hacia el este y el norte y colisionaron con la litosfera continental de Norteamérica. [ 4 ] Estos terrenos se acrecionaron debido al desprendimiento de rocas de la corteza superior de la litosfera más densa de la corteza inferior y del manto superior protopacífico que se subdujo bajo el cratón norteamericano. [ 5 ] Los terrenos alóctonos de la corteza superior se yuxtapusieron unos sobre otros y sobre el margen occidental del cratón norteamericano a lo largo de un sistema de fallas de cabalgamiento principales interconectadas, con vergencia noreste y suroeste . [ 5 ]
Elevación de las Montañas Rocosas y formación del Cinturón de Pliegues y Cabalgamientos de las Montañas Rocosas.
El inicio de la deformación del cinturón de pliegues y cabalgamientos de las Montañas Rocosas se debió a fuerzas tectónicas de colisión que ocurrieron en el borde occidental del cratón norteamericano. Este cinturón de pliegues y cabalgamientos se elevó al este de la Cordillera Canadiense y se formó entre el Jurásico Medio y el Eoceno Temprano dentro de una cuña que se estrecha hacia el este de rocas sedimentarias del Mesoproterozoico al Cenozoico temprano que se depositaron en la cuenca sedimentaria del oeste de Canadá. [ 6 ] Una profunda discordancia separa la cubierta sedimentaria de la corteza cristalina del Arcaico al Paleoproterozoico de América del Norte. [ 6 ] Este cinturón de pliegues y cabalgamientos tiene una geometría de piel delgada como lo indica la serie de fallas de cabalgamiento que se intercalan y se superponen a lo largo del rumbo y cortan los estratos en un ángulo bajo a moderado que se aplana con la profundidad, repiten la misma estratigrafía del Cámbrico al Triásico de una lámina de cabalgamiento a otra, y se fusionan en un despegue basal común , el despegue basal de las Montañas Rocosas. [ 7 ] El cinturón de pliegues y cabalgamientos de las Montañas Rocosas se propagó de oeste a este, acomodando hasta 120 millas (200 km) de acortamiento horizontal cerca de la frontera entre Canadá y Estados Unidos, y aproximadamente 43 millas (70 km) en las partes septentrionales de Columbia Británica y Montana. El límite oriental del cinturón de pliegues y cabalgamientos está marcado por los estratos deformados más orientales conocidos en afloramientos o en el subsuelo. Debido a que los estratos que subyacen a las llanuras de Alberta tienen una ligera inclinación, es difícil determinar el borde de la deformación en este lado del cinturón. En el lado occidental, las Montañas Rocosas están delimitadas por la Fosa de las Montañas Rocosas , donde se interpreta que la fosa se superpone a los bloques occidentales hundidos de las principales fallas normales que separan las Montañas Rocosas del sur de las montañas Purcell . [ 6 ]
El acortamiento horizontal de los sedimentos de piel fina situados sobre la falla de despegue, debido a la convergencia tectónica, debe acomodar este acortamiento horizontal y lo ha hecho mediante la formación de grandes fallas de cabalgamiento con un gran desplazamiento, la mayor de las cuales es la Falla de Lewis. Las láminas de cabalgamiento involucradas en el cinturón de cabalgamiento y pliegues del antepaís de las Montañas Rocosas canadienses consisten en estratos de diferentes edades, lo que indica una deformación significativa a lo largo del tiempo. La estructura dominante del cinturón de deformación es una serie de fallas de cabalgamiento, que son en su mayoría lístricas y con vergencia hacia el noreste o el este. Estas fallas de cabalgamiento siguen largos despegues paralelos a la estratificación, separados por rampas. Como resultado, se produce una serie de láminas de cabalgamiento suprayacentes que siguen sus despegues de falla asociados. Además, existe un despegue basal con buzamiento hacia el oeste que se extiende hacia el núcleo metamórfico cordillerano a niveles de la corteza media. Se cree que estratos de diferentes ambientes deposicionales fueron raspados del cratón norteamericano subyacente y acrecionados al terreno intermontano suprayacente durante la convergencia de placas tectónicas del Jurásico Tardío al Paleoceno. Estudios y dataciones modernas han encontrado que la propagación hacia el este del cabalgamiento tuvo lugar en cuatro pulsos distintos separados por una relativa quietud tectónica. Las dataciones 40 Ar/ 39 Ar indican que estos pulsos ocurrieron en el Jurásico Tardío (163-146 Ma), Cretácico Medio (103-99 Ma), Cretácico Tardío (76-68 Ma) y Paleoceno Tardío-Eoceno Temprano (57-51 Ma), separados por períodos de quietud de >40 Ma, >20 Ma y >10 Ma respectivamente. [ 6 ]
Las Rocosas se elevaron durante la Orogenia Laramide, que tuvo lugar entre 80 y 55 millones de años atrás, desde el Cretácico Superior hasta el Paleoceno Inferior, como resultado de la subducción de las placas Kula y Farallón bajo el continente norteamericano. [ 8 ] Además, las primeras edades radiométricas obtenidas mediante la datación directa de la brecha de falla de cabalgamiento de las cordilleras frontales del sur de las Rocosas canadienses identificaron dos episodios de deformación distintos denominados "pulso Rundle" y "pulso McConnell". [ 6 ] Estos pulsos fueron datados y se interpreta que ocurrieron a los 72 Ma y 52 Ma respectivamente. [ 6 ]
sistema de empuje de Lewis
La falla de cabalgamiento de Lewis es una falla de cabalgamiento de bajo ángulo en la que sedimentos precámbricos se han superpuesto a sedimentos cretácicos más jóvenes. [ 9 ] La lámina de cabalgamiento está limitada por rampas laterales a ambos lados. En el sur, esto ocurre cerca de Marias Pass, Montana, donde la geometría de la rampa es paralela a la dirección del movimiento de la lámina. [ 9 ] En el norte, la lámina de cabalgamiento se ve forzada a ascender y superar una rampa oblicua cerca de la región de Kootenay Pass en la Columbia Británica. La forma general de la lámina de cabalgamiento a medida que se desplaza hacia el noreste tiene una forma generalmente convexa hacia el antepaís. [ 9 ]
La lámina de Lewis está sustentada por la falla de cabalgamiento de Lewis, donde la compresión y el cabalgamiento (en las estribaciones de las Montañas Rocosas canadienses meridionales y las cordilleras del Frente Oriental) se asociaron con una convergencia oblicua dextral entre el terreno intermontano y el cratón norteamericano. Esta transpresión en el Cretácico Superior provocó la inversión tectónica del miogeoclinal cordillerano y la cuenca Belt-Purcell, a medida que la lámina de Lewis comenzó a plegarse y deformarse, volcando los estratos hasta la formación de una fractura o falla. Esto implicó el desprendimiento de gruesas sucesiones de rocas paleozoicas que conforman el miogeoclinal cordillerano y las rocas neoproterozoicas subyacentes del basamento cristalino; su desplazamiento hacia arriba por la rampa del margen pasivo a lo largo de la cual se habían acumulado; y su yuxtaposición sobre la superficie plana del cratón norteamericano para formar la culminación estructural que define las Cordilleras Principales de las Montañas Rocosas canadienses. [ 8 ] De manera similar, la gruesa sucesión de estratos mesoproterozoicos que consisten en el supergrupo Belt-Purcell siguió la misma secuencia de eventos que condujeron a la culminación estructural que se observa en el extremo sur del anticlinorio de Purcell . [ 8 ]
El cabalgamiento de Lewis está cortado por dos sistemas de fallas extensionales principales: la falla de Flathead y el sistema de fallas de la fosa de las Montañas Rocosas. Ambos datan del Eoceno tardío al Mioceno. [ 5 ] Sin embargo, la cantidad de acortamiento que ha tenido lugar en el cabalgamiento no está relacionada con la extensión del Eoceno debido a que el sistema de fallas de la fosa de las Montañas Rocosas y la falla de Flathead no tienen influencia posicional en los cortes del bloque inferior y el bloque superior del cabalgamiento de Lewis. [ 5 ] En cambio, esta transpresión fue reemplazada por transtensión a principios del Eoceno, que implicó una extensión cortical este-oeste y exhumación tectónica, lo que llevó rocas metamórficas de la corteza media a la superficie para exponerlas. Además, esta transición de transpresión a transtensión resultó en un enfriamiento rápido de los complejos de núcleo metamórfico a medida que eran exhumados y llevados a la superficie. La transtensión dextral en fallas de rumbo intracontinentales en el noreste y suroeste de la Columbia Británica culminó con la exhumación extensional de complejos de núcleo metamórfico de la corteza media a mediados del Eoceno. Esto lleva a la exposición del despegue basal y a su asociación con fallas norte-sur, emplazamiento de diques y magmatismo voluminoso, lo que a su vez marcó el cese del acortamiento cortical. [ 7 ] Las paleotemperaturas y los gradientes geotérmicos indican que la lámina de cabalgamiento de Lewis tenía un espesor de 7,5–8,4 mi (12–13,5 km) cuando comenzó el cabalgamiento. [ 6 ]
Dúplex
Las fallas de cabalgamiento suelen asociar tres tipos de estructuras: estructuras de abanico imbricado, estructuras de rampa-plana y estructuras dúplex, todas ellas presentes en el cabalgamiento de Lewis y en el cinturón de cabalgamiento y plegamiento de las Montañas Rocosas. Las estructuras dúplex son comunes y se han localizado en numerosos lugares a lo largo del cabalgamiento de Lewis. Estas estructuras se distinguen por sus láminas de falla de cabalgamiento apiladas lenticularmente y superpuestas estructuralmente. Un ejemplo destacado se observa en un área que se extiende desde el paso de Kootenay, al norte de la frontera, hasta el paso de Marias, en Montana. Esta sección muestra el cabalgamiento de Lewis siguiendo una serie de horizontes de despegue paralelos a la estratificación, con un intervalo estratigráfico bastante delgado cerca de la base del supergrupo Purcell, que también constituye la base del cinturón del Proterozoico medio. [ 10 ] Dos ventanas en esta sección que muestran afloramientos de estratos del Cretácico Superior expuestos bajo el cabalgamiento de Lewis se encuentran adyacentes a la falla de Flathead. Dentro de estas ventanas, el cabalgamiento de Lewis se pliega junto con los estratos suprayacentes e infrayacentes en una serie de culminaciones anticlinales con orientación noroeste que se extienden a lo largo del lado oeste del saliente. [ 10 ] Además, en esta sección se pueden observar dos niveles estructurales distintos: un nivel superior que comprende la mayor parte de la masa del manto de cabalgamiento de Lewis, caracterizado por amplios pliegues abiertos en rocas relativamente no deformadas, y un nivel inferior bastante delgado que consiste en láminas de falla de cabalgamiento sigmoidales imbricadas apiladas, orientadas hacia el suroeste, limitadas por debajo por el cabalgamiento de Lewis y por encima por un cabalgamiento separado paralelo a la estratificación llamado cabalgamiento de Tombstone. [ 10 ] Estas culminaciones se apilan progresivamente y acomodan un acortamiento cortical lateral significativo asociado con la compresión a lo largo de la falla de cabalgamiento de Lewis. Otra sección extremadamente similar de este dúplex se observa en otro afloramiento en el área de Waterton Lakes en el suroeste de Alberta. [ 10 ] Además de los dúplex que se observan en las ventanas, el cabalgamiento de Lewis también muestra restos aislados del borde oriental de la placa superior ( klippes ) ubicados en Chief Mountain en Montana y Crowsnest Mountain en Alberta. La erosión a lo largo del tiempo ha moldeado las montañas hasta darles su forma característica, donde se elevan sobre las praderas circundantes.
Geocronología
El movimiento de la falla de cabalgamiento de Lewis se data basándose en la edad más antigua del movimiento definida por los sedimentos más jóvenes en el bloque inferior, que se estima tienen unos 65 millones de años. El análisis de trazas de fisión de minerales que contienen uranio, como el circón y la apatita, que implica la datación del uranio radiactivo encontrado en los sedimentos a lo largo del cabalgamiento de Lewis utilizando las proporciones isotópicas del uranio, proporciona restricciones del gradiente paleogeotérmico predeformacional tardío y el espesor de la lámina de Lewis. [ 11 ] Estos datos, después de ser calibrados en edades geológicas, llevaron a la conclusión de que el máximo enterramiento y calentamiento en el cabalgamiento de Lewis ocurrió durante el Campaniense en un intervalo de tiempo de menos de 15 millones de años antes del inicio del movimiento de la lámina de cabalgamiento. Los datos de trazas de fisión de apatita mostraron un cambio abrupto en las paleotemperaturas de altas a bajas temperaturas y cambios asociados en las concentraciones de uranio a medida que el enterramiento y el calentamiento se detuvieron y comenzaron el movimiento y la exhumación, lo que demostró que el desplazamiento de los estratos mesoproterozoicos del Supergrupo Belt-Purcell a lo largo de la falla de cabalgamiento de Lewis estaba en movimiento aproximadamente 75 Ma. [ 11 ] [ 7 ] Esto está respaldado por ubicaciones más al sur a lo largo de la falla de cabalgamiento en Montana donde fallas en el borde frontal cortan un marcador volcánico de 76 Ma, lo que prueba que el inicio del movimiento de la falla debe ser más reciente que 76 Ma. [ 7 ]
El movimiento más reciente a lo largo de la falla, o dicho de otro modo, el final del movimiento de cabalgamiento, se basa en las características estratigráficas y estructurales de los depósitos del Eoceno temprano y está limitado por la edad de las fallas normales que cortan el cabalgamiento y los sedimentos asociados encontrados dentro de estas fallas normales. Además, se dice que el enfriamiento de los complejos de núcleo metamórfico que surgieron y fueron exhumados marca el final de la deformación del cinturón de cabalgamiento, lo cual se hizo utilizando uranio radiométrico en circones para proporcionar una edad de enfriamiento consistente con la transición tectónica de compresión a extensión. La datación U-Pb de circones de varias rocas graníticas de la corteza media deformadas y transversales en el centro-sur de la Columbia Británica proporcionó edades de enfriamiento de 59 Ma. Además, la transición del cabalgamiento y plegamiento al estiramiento cortical condujo a un enfriamiento rápido de los complejos de núcleo metamórfico de Priest River, donde las edades de enfriamiento encontradas en biotita dieron edades >55 Ma mediante los métodos de datación K-Ar y 40 Ar/ 39 Ar. [ 12 ] Además, se encontró que las mismas fallas en Montana que cortan un marcador volcánico también estaban cortadas por diques de pórfido de 59 Ma. [ 7 ] Esto limita la edad más joven para que haya ocurrido el movimiento a 59 Ma. En conjunto, las fechas reveladas para el movimiento más antiguo y el más joven a lo largo de la falla sitúan el movimiento general de la falla de cabalgamiento de Lewis en un lapso de aproximadamente 15 Ma en los períodos del Cretácico Superior al Paleoceno Inferior entre 75 y 59 Ma.
Las paleotemperaturas se han derivado de la reflectancia de la vitrinita midiendo el porcentaje de luz incidente reflejada en la superficie de las partículas de vitrinita en una roca sedimentaria de la formación del Jurásico Superior-Cretácico Inferior a lo largo del cabalgamiento de Lewis. Los resultados arrojaron un gradiente paleogeotérmico predeformacional de <30 a 11 °C/km en comparación con 18–22 °C/km durante el pico de carbonización y las temperaturas máximas. Estos resultados indican que la sucesión de la lámina de cabalgamiento de Lewis estaba cubierta por al menos 3 km de estratos adicionales del Cretácico Superior, junto con la sucesión de 8 km de espesor, lo que indica que la lámina de cabalgamiento de Lewis tenía un espesor aproximado de 12–13,5 km antes del movimiento de cabalgamiento.
Movimiento geológico
También se han utilizado métodos geofísicos en forma de análisis sísmico para determinar el movimiento a lo largo de la lámina de cabalgamiento. En un estudio, se registraron datos sísmicos a lo largo del paralelo 49°N (la frontera entre Canadá y EE. UU.) desde la falla de la fosa de las Montañas Rocosas en el cinturón de antepaís hasta el flanco este del anticlinal de Moyie del anticlinorio de Purcell, que se cree que es el lugar donde la falla de Lewis se atenúa. Los datos sísmicos producidos mostraron un desplazamiento total de 115 km de la lámina de cabalgamiento de Lewis. [ 5 ] Esto se hizo localizando la posición del corte del bloque inferior de la lámina de Lewis que se interpreta en la sección sísmica como reflectores truncados a 11–15 km de profundidad debajo del anticlinorio de Purcell y sobre los reflectores del basamento. [ 5 ] 75 km al este a lo largo del perfil está el afloramiento de la falla de Lewis en el área de Waterton, que se conecta directamente con la porción más desplazada del bloque colgante. [ 9 ] Midiendo la distancia entre el corte del bloque inferior y la exposición de la falla en la superficie terrestre, se determinó el movimiento total de la lámina de cabalgamiento de Lewis. Los resultados mostraron que hubo 75 km de movimiento directo de la lámina de cabalgamiento a lo largo de la falla de Lewis, y 40 km adicionales de transporte por la formación de dúplex del dominio del bloque inferior. [ 5 ] Aunque este estudio no tomó en consideración que podría ser posible que la lámina de cabalgamiento de Lewis se moviera más hacia el este a lo largo de las praderas y fuera erosionada, los datos demostraron ser de alta calidad ya que permitieron establecer excelentes correlaciones con perforaciones anteriores, estructuras mapeadas, estratigrafía medida y datos geológicos y sísmicos existentes. [ 5 ] Este estudio actuó como un refuerzo del trabajo anterior y fue muy consistente con los datos recopilados previamente. [ 5 ] Además, estos datos sísmicos presentados son significativos en términos extensionales, ya que un vínculo directo entre los reflectores en los lados oeste y este de la fosa de las Montañas Rocosas se correlaciona con la misma unidad estratigráfica, donde se puede restaurar la extensión y se calculó una distancia extensional de aproximadamente 10 km por la diferencia entre la extensión previa y posterior. [ 5 ]
Existe controversia sobre cómo se produjo el movimiento de cabalgamiento y el efecto que tuvo en la geología circundante. Más específicamente, aún no se ha podido determinar si el movimiento de cabalgamiento fue continuo o si se trató de un movimiento intermitente. Sin embargo, los valores anómalamente altos de reflectancia de vitrinita obtenidos en el cabalgamiento de Lewis en Marias Pass, el cabalgamiento de McConnell en el monte Yamnuska, la falla de Coleman en Wintering Creek y otros, indican que se generaron temperaturas de 350 a 650 °C durante el cabalgamiento. Además, estos altos valores de reflectancia de vitrinita se limitaron a secciones extremadamente estrechas adyacentes y dentro de las zonas de falla. Esto indica que las altas temperaturas fueron relativamente efímeras. Por lo tanto, se interpreta que las altas temperaturas fueron el resultado del calentamiento por fricción durante el deslizamiento intermitente. La evidencia de las altas temperaturas locales dentro de la zona de falla indica que debieron existir áreas locales de esfuerzo friccional, posiblemente debido a rampas en el plano de falla donde pudo haberse producido el drenaje de altas presiones de poro. Además, las muestras del bloque colgante recolectadas cerca del plano de falla no muestran evidencia de calentamiento durante el enterramiento progresivo de sedimentos. Esta ausencia de evidencia de calentamiento durante la falla es indicativa de baja tensión de fricción y, por lo tanto, bajas tasas de deslizamiento. [ 13 ] Esto muestra una sólida concordancia con la evolución del cinturón de pliegues y cabalgamientos de antepaís de las Montañas Rocosas canadienses, incluyendo la lámina de cabalgamiento de Lewis, que se ha interpretado que se desarrolló y comenzó a moverse en pulsos. [ 6 ]
Referencias
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- Relieve del Parque Nacional Glacier (EE. UU.)
- Relieve de Montana
- Geografía de Montana
- Geología de Montana
