FALIILE DE DECROSARE

FALIILE DE DECROSARE

Decrosarile (Jaccard, 1869) sunt cunoscute si sub numele de falii de alunecare pe directie (strike - slip fault), aproximativ similare cu termenii de falii transcurente (transcurrent faults) sau falii de torsiune (wrench faults). Ele se produc la toate scarile si au la origine atat stress - uri de compresiune cat si de distensiune, fiind definite ca miscari de forfecare de-a lungul unui plan vertical in lungul caruia unul din compartimente sufera o deplasare orizontala in raport de celalalt; ele pot fi dextre sau senestre (fig. 1), caracter dedus din sensul deplasarii dinspre dreapta sau dinspre stanga compartimentului plasat spre observator.

Exista in scoarta Pamantului decrosari de mare anvergura care se extind pe sute de kilometri, in timp ce, altele au caracter regional, mai restrans. Unele din ele s-au realizat in orogeneza alpina fiind active chiar si in actual, altele, sunt pre - alpine. Vom analiza in cele ce urmeaza cateva din aceste decrosari.

1. Decrosari mari ale scoartei

Falia San Andreas. Se extinde pe aproape 900 km fiind asociata cu o serie de decrosari secundare, falii inverse si cute. Decrosarea principala prezinta doua sectoare, unul nordic si altul sudic, la jonctiunea dintre ele ramificandu-se falia Garlock (fig. 2).

Dupa cum se stie, celebra falie californiana este raspunzatoare de seismicitatea ridicata a zonei, cele mai puternice cutremure avand loc in 1857 si 1906; saritura faliei in seismul din 1857 a fost de aproape 9 m, iar in 1906 a ajuns la 6 m (De Sitter, 1969).

Mecanismul formarii sale nu este inca pe deplin elucidat. Se admite, in general, ca ea apare ca o falie transformanta a dorsalei Est - Pacifice; dupa Anderson cat si alti autori, fenomenul ar fi cu mult mai complex. Majoritatea autorilor sunt unanimi in a recunoaste ca fenomenul californian are loc la limita dintre placa Nord - Americana si placa Pacifica (Dietz, Holden, 1970; Anderson,

1971;Miloje, 1980; Wallace, 1990).

In esenta a avut loc, si inca este activ, sariajul placii Nord - Americane spre vest, incalecand dorsala Est - Pacifica. Consecintele geotectonice ale acestui fenomen au fost reconstituite in detaliu de catre Anderson (1971). Dupa parerea lui, cu 30 milioane de ani in urma Golful Californiei nu era inca format, iar peninsula cu acelasi nume era inca legata de regiunea continentala a Mexicului. In acest timp s-a produs coliziunea dorsalei Est - Pacifice, si anume sectorul dintre fractura Murray si Pioneer, cu placa Nord - Americana (fig. 2); cum placa Pacifica are o deplasare nord - vestica, zona atasata acesteia a inceput o miscare solidara, realizandu-se sectorul nordic al faliei San Andreas.

Intr-o a doua etapa, inceputa cu circa 3 - 4 milioane de ani in urma, placa Nord - Americana a depasit axul dorsalei Est - Pacifice de la sud de fractura Murray, determinand antrenarea scoartei continentale intr-o miscare nord - vestica. Aceasta deplasare sta la originea genezei Golfului Californiei si a largirii lui continue; este momentul formarii sectorului sudic al faliei San Andreas.

Luandu-se in consideratie viteza de deplasare a compartimentului vestic al faliei, solidar cu peninsula Californiei si care corespunde cu rata de deplasare a placii Pacifice (circa 6 cm/an; Briggs, 1980), se presupune ca in viitorii 10 milioane de ani orasul Los Angeles se va alinia cu San Francisco, in timp ce, peste 60 milioane de ani aceeasi localitate va aluneca spre fosa Aleutinelor (Dietz,

Holden, 1970).

Acelasi sariaj al placii Nord - Americane peste riftul Est - Pacific este luat in consideratie si in modelul propus de catre Dixon si Farrar (1980). Dupa acestia, riftul respectiv se afla sub America de Nord la circa 1200 km de coasta pacifica. Marginea vestica a continentului constituie, in aceasta situatie, o zona de eductie, iar Golful Californiei si prelungirea nordica a acestuia in falia San Andreas ar fi un bazin marginal cu rift secundar, format prin antrenarea placii superioare (Americana) de catre placa inferioara (Pacifica; fig. 3).

Falia Neo - Zeelandeza. O decrosare de mari proportii a fost descrisa in insula sudica a Noii Zeelande de catre Weelman. Decrosarea are o deplasare de circa 480 km pe un traseu de cel putin 1300 km. Varsta decrosarii este inca in disputa. Cativa autori (Ballance et al, in Spörli, 1980), sustin ca s-a initiat in Tertiar; altii (Suggate, Grindley) presupun ca a inceput in Cretacic; exista si opinia dupa care falia respectiva are la origine reactivarea in Tertiar a unei fracturi preexistente, paleozoice.

Mecanismul acestei decrosari trebuie cautat in tensiunile generate la limita dintre placa Pacifica si placa Indo - Australiana (Spörli, 1980; fig. 4). In esenta, decrosarea nu este altceva decat o falie transformanta de tip FsFs, care leaga placile superioare a doua zone de subductie cu miscare divergenta si care determina o marire progresiva a distantei dintre ele. In zona peripacifica, decrosari de anvergura

celor din California si Noua Zeelanda se citeaza in Filipine, Atacama (Chile), Alaska, Kamceatca si Japonia.

Decrosarea Filipinelor. Deosebit de interesanta este falia de decrosare a Filipinelor. Cauza ei rezida, dupa parerea unor autori (Hamilton, 1979), intr-un cuplu tensional la care este supusa zona acestui arhipelag; sectorul sau nordic, ca urmare a unei subductii bilaterale, sufera o miscare relativa spre vest, peste fosa Manila, in timp ce, sectorul sudic, ca efect al aceluiasi fenomen de subductie se

misca spre est, peste fosa Filipinelor (fig. 5). In seismul din 1973, zona istmului Tayabos din sudul insulei Luzon a suferit pe aceasta falie o deplasare de 2 - 3 m (Morante, Allen).

Catena alpina euro - asiatica este si ea insotita de decrosari de anvergura considerabila, tradate de seismicitatea ridicata a unor zone. Asa este cazul decrosarii nord - anatoliene, dezvoltata pe aproape 1300 km cu o saritura de 200- 400 km. De asemenea, este cunoscut sistemul de falii din Alpi si anume falia insubrica si judicariana, care separa, dupa Staub, dinaridele de alpide.

Importante aliniamente tectonice transversale de tip decrosare afecteaza apoi Dinaricii, Apeninii si Orogenul Iranian (Muntii Zagros); dupa opinia celor mai multi autori, toate aceste fracturi corespund unor vechi falii transformante ale ridurilor medio - oceanice din evolutia geosinclinala, transmise sectoarelor continentale limitrofe.

Decrosari pre - alpine. Se intalnesc frecvent in Scotia, Franta, Spania, Maroc. In Scotia se citeaza cunoscuta falie Great Glenn (Valea Mare); se distinge bine morfologic, iar pe traseul sau rectiliniu se afla celebrul Loch Ness. Dupa observatiile lui Kennedy si Neville, decrosarea se evidentiaza prin decalarea pe directie a unei zone granitizate (fig. 6); saritura ei totala atinge aproape 100 km, iar initierea se plaseaza in Carbonifer, afectand depozitele devoniene (Old Red Sandstone). Se considera (Wilson, 1963) ca falia Cabotte din America de Nord (New Scotland) face parte din acelasi sistem de decrosare de la Great Glenn, separarea lor actuala fiind urmarea driftului continental prin deschiderea Oceanului Atlantic.

2. Decrosari regionale si locale .

Acestea sunt de amploare redusa si, in general, sunt asociate cu cute. Fata de raportul lor cu sistemul cutat se disting: decrosari nascute sincron cu fenomenul de cutare, decrosari contemporane cutarilor, dar rezultand din reactivarea unor fracturi anterioare si decrosari posterioare cutarii.

Interesante decrosari regionale se cunosc in Muntii Jura. Aici, ele separa numeroase compartimente cu grad de cutare diferentiat (fig. 7). O asemenea situatie n-a putut deriva decat din rejucarea unor fracturi preexistente, cu pozitii diverse fata de stress - ul de compresiune. Orientarea paralela a stress - ului cu vechile fracturi ale soclului a dus la decrosari, in timp ce, raportul lor perpendicular, la falii inverse, rezultand astfel cute falii; de notat ca amploarea cutarii cat si numarul cutelor, variaza de la un compartiment la altul.

3. Decrosarile si tectonica de culisare

Orice decrosare este, dupa cum se stie, o falie verticala cu vectorul de miscare orizontal. Rezultand dintr-un cuplu de forfecare, acestea vor genera in blocurile adiacente un stress compresional si unul distensional. Complexitatea deformarilor din lungul faliilor transcurente depinde de caracterul acestora rectiliniu, simplu sau sinuos.

3.1. Decrosarile simple

In cazul decrosarilor simple sau pure, miscarea blocurilor are loc paralel cu planul de falie. Deformarile caracteristice care se produc in lungul unei decrosari simple sunt cutele anticlinale (brahicute) dispuse in releu; acestea sunt anticlinale de compresiune cu orientare oblica fata de planul de forfecare principal (fig. 8). Acestea apar in primele faze ale procesului de transcurenta; ulterior planul principal de fractura le reteaza, ramanand ca fragmente izolate si zdrobite pe cele doua blocuri.

In afara anticlinalelor, miscarea transcurenta induce si falii secundare zise si conjugate; acestea apartin la doua seturi, unul la un unghi mic fata de decrosarea majora (10 - 30°), deci cvasiparalele, si un altul de falii aproape perpendiculare la 70 - 90s; primele poarta numele de decrosari sintetice, iar celelalte antitetice. Decrosari simple cu brahianticlinale si falii conjugate au fost obtinute experimental

de catre Cloos (1936), dar sunt citate si in realitatile din teren, cazul decrosarii neo - zeelandeze sau a celei din lungul Iordanului.

3.2. Decrosarile sinuoase

Exista cazuri cand traseul dislocatiei de forfecare nu este liniar ci ondulat cu curburi variabile ca marime si orientare. In acest caz raportul dintre orientarea curburii si directia miscarii transcurente a blocurilor determina aparitia unor campuri de stress distensional sau compresional, avand drept rezultat formarea unor structuri specifice; Harland (1971) a numit acest tip de tensiuni transtensiuni

(transcurenta + distensiune) si transpresiuni (transcurenta + compresiune).

In cazul transpresiunilor (fig. 9), zonele respective sunt supuse la cutari, forfecari, incalecari, boltiri (flower structure, fault - slice ridges - blocuri ejectate), iar al transtensiunilor, rezultat al unei relaxari cu deplasarea unor panouri din scoarta, se pot genera bazine de sedimentare (fig. 10).

Asadar dintre toate fenomenele tectonice legate de miscarea de culisare din lungul transcurentelor cele mai interesante raman cele legate de initierea si desfacerea bazinelor de sedimentare cunoscute si sub numele de bazine pull - apart (Stewart, 1966, Crowell, 1974), grabene de decrosare (wrench graben) sau grabene romboidale; diversele situatii in care se pot genera bazine pull - apart sunt redate in figura 11.

Important pentru evolutia bazinelor pull - apart este gradul de acoperire, adica lungimea dublata a celor doua falii, distanta dintre ele si unghiul facut de acestea cu sensul de miscare. Principalele situatii, dupa Mann et al. (1983) ar fi urmatoarele: falii perpendiculare care leaga doua transcurente paralele, din miscarea divergenta rezultand un bazin cu latime constanta si lungime crescatoare (fig. 11 a); transcurente neparalele cu tendinta de convergenta legate printr-o falie mediana oblica generand un bazin asimetric conjugat si cu o zona supusa boltirilor (fig. 11 b); fracturi dispuse in releu fata de un stress divergent ce vor genera mici bazine oblice, fuzionand in final, intr-un bazin unic prin extindere generala (fig. 11 c); transcurente paralele legate prin fracturi oblice din care rezulta bazine mici ce vor

fuziona in unul mai mare sub forma de 'Z' (fig. 11 d).

Asemenea bazine pull - apart se intalnesc in lungul faliei San Andreas (Ridge Basin), in lungul faliei Iordanului (Marea Moarta) sau in aria intracarpatica (Bazinul Vienei, Drava, Sava etc). In tara noastra, existenta unor bazine pull - apart a fost sesizata de catre Gradinaru (1984, 1988). Acest autor a explicat ivirile sporadice de depozite jurasice din proximitatea faliei Peceneaga - Camena prin

depunerea lor intr-un bazin pull - apart format intr-un regim transtensiv al acestei falii majore. Modificarea regimului geodinamic al faliei Peceneaga - Camena din transtensiv in transpresiv a avut drept urmare blocarea acestui bazin intr-un stadiu imatur si strivirea sa de-a lungul centurii de transcurenta a faliei.

Interesant ca evolutie este bazinul pull - apart al Marii Moarte. El este de tip continental, iar geneza lui a avut loc pe fondul unei platforme vechi cu fundament metamorfic precambrian, acoperit cu depozite sedimentare paleozoice si mezozoice ramase in pozitie orizontala.

Bazinul s-a format pe o discontinuitate in trepte a faliei Marii Moarte, decrosare majora dupa care placa Levantului s-a miscat senestru in raport cu placa Arabiei (fig. 12); in esenta, falia Marii Moarte este o transformanta a riftului Marii Rosii, care incepe in Golful Aqaba si continua spre nord cu Valea Iordanului. Deschiderea bazinului a progresat de la sud spre nord, astfel incat s-au format mai

multe depresiuni secundare, trei la numar, printr-o migrare a depocentrului.

Sedimentarea a inceput in Miocen in bazinul sudic, apoi in Pliocen s-a format a! doilea bazin, iar din Pleistocen superior pana in actual sedimentarea a evoluat in actualul contur al Marii Moarte. Dupa Manspeizer (1983), viteza de deplasare cu formarea grabenelor de la sud spre nord a fost de circa 6-10 km/1Ma, iar rata de sedimentare de circa 100 cm/1000 ani.

Cele trei bazine succesive sunt separate de falii normale listrice cu inclinari spre nord; in profil transversal bazinul prezinta margini abrupte constituite de falii normale dupa care formatiunile paleozoico - mezozoice si soclul cad in trepte dupa inclinari destul de mari (fig. 12 C, D). Se considera ca reliefurile limitrofe, respectiv lantul Antiliban si Sinai, reprezinta zone ejectate prin transpresiunile

aparute de o parte si de alta a faliei; din cele relatate se deduce ca structurile din lungul Marii Moarte si Vaii Iordanului nu reprezinta o zona de rift, asa cum s-a considerat, ci o falie transformanta a riftului Marii Rosii.