Przesterowanie Lewisa
Lewis Overthrust to geologiczna struktura uskoków ciągu w Górach Skalistych , znajdująca się w graniczących parkach narodowych Glacier w Montanie w Stanach Zjednoczonych i Waterton Lakes w Albercie w Kanadzie. Struktura powstała w wyniku zderzenia płyt tektonicznych około 59-75 milionów lat temu, które wbiło klin skały prekambryjskiej o grubości kilku mil 50 mil (80 km) na wschód, powodując, że pokryła ona bardziej miękką skałę z epoki kredowej , która ma 1300 do 1400 milionów lat. lat młodsza.
Geografia
Kanadyjski pas naporu i fałdów przedgórza Gór Skalistych to zwężający się w kierunku północno-wschodnim pas deformacyjny składający się z warstw mezoproterozoicznych, paleozoicznych i mezozoicznych. Arkusz oporowy Lewisa jest jedną z głównych struktur pasa naporu i fałdu przedpola rozciągającego się na ponad 280 mil (450 km) od Mount Kidd w pobliżu Calgary, AB w południowo-wschodniej kanadyjskiej Cordillera do Steamboat Mountain, położonej na zachód od Great Falls, Northwest Montana w Stany Zjednoczone. Nasunięcie Lewisa zapewnia naukowy wgląd w procesy geologiczne zachodzące w innych częściach świata, takich jak Andy i Himalaje .
Geologia i tektonika
Inicjacja tektoniczna i kordyliery kanadyjskie
Początek orogenezy kordylierskiej rozpoczął się w środkowej jurze, w wyniku rozpadu Pangei i ruchu płyt północnoamerykańskich w kierunku stref subdukcji na zachodnim krańcu. Większość kanadyjskiej Kordyliery składa się z licznych terranów tektostratygraficznych , które uległy akrecji do stabilnego marginesu Ameryki Północnej od jury do wczesnego trzeciorzędu w wyniku dryfujących na wschód i północ łuków wysp, które zderzyły się z kontynentalną litosferą Ameryki Północnej. Te terrany zostały narosłe z powodu oderwania skał górnej skorupy od gęstszej dolnej skorupy i proto-Pacyficznej górnego płaszcza , która została subdukowana pod kratonem północnoamerykańskim. Allochtoniczne terrany z górnej skorupy ziemskiej były zestawione jeden nad drugim i nad zachodnim brzegiem północnoamerykańskiego kratonu wzdłuż systemu wzajemnie połączonych, północno-wschodnich i południowo-zachodnich graniczących uskoków ciągu .
Powstanie Gór Skalistych i powstanie Pasa Naporu i Fałd Gór Skalistych
Początek deformacji fałdu i pasa ciągu Gór Skalistych był spowodowany kolizyjnymi siłami tektonicznymi, które wystąpiły na zachodnim skraju kratonu północnoamerykańskiego. Ten ciąg i fałdowy pas został wyniesiony na wschód od kanadyjskiej Kordyliery i uformowany między środkową jurą a wczesnym eocenem w obrębie wschodniego zwężającego się klina skał osadowych od mezoproterozoiku do wczesnego kenozoiku, które zostały zdeponowane w basenie osadowym zachodniej Kanady. Głęboka niezgodność oddziela pokrywę osadową od archaicznej do paleoproterozoicznej skorupy krystalicznej Ameryki Północnej. Ten pas pchający i składany ma cienką skórę geometria, na co wskazuje szereg uskoków ciągu, które przeplatają się i zachodzą na siebie wzdłuż uderzenia i przecinają warstwy pod niskim lub umiarkowanym kątem, które spłaszczają się wraz z głębokością, powtarzają tę samą stratygrafię kambru do triasu od arkusza nasunięcia do arkusza nasunięcia i łączą się we wspólny dekolt podstawowy , dolny dekolt Gór Skalistych. Pas ciągu i fałd Gór Skalistych rozciągał się z zachodu na wschód, obejmując do 120 mil (200 km) poziomego skrócenia w pobliżu granicy z Kanadą i USA oraz około 43 mil (70 km) w północnych częściach pne i Montany. Wschodnią granicę pasa fałdowo-naporowego wyznaczają najbardziej wysunięte na wschód zdeformowane warstwy znane z wychodni i/lub podpowierzchni. Ponieważ warstwy leżące pod równinami Alberty delikatnie zapadają się, trudno jest wskazać krawędź deformacji po tej stronie pasa. Po zachodniej stronie Góry Skaliste są ograniczone Rowem Gór Skalistych , gdzie rów jest interpretowany jako pokrywający zachodnie, opadające w dół bloki głównych normalnych uskoków, które oddzielają południowe Góry Skaliste od gór Purcell .
Skrócenie poziome cienkoskórych osadów leżących powyżej uskoku oderwania w wyniku konwergencji tektonicznej musi uwzględnić to skrócenie poziome i dokonało tego poprzez utworzenie głównych uskoków ciągu o dużym przemieszczeniu, z których największym jest ciąg Lewisa. Arkusze oporowe występujące w przedpolu kanadyjskiej Góry Skalistej i pasie fałdowym składają się z warstw o różnym wieku, co wskazuje na znaczne odkształcenie w czasie. Dominującą strukturą pasa deformacyjnego jest seria uskoków naporowych, które są przeważnie listryczne i północno-wschodnie lub wschodnie. Te uskoki ciągu podążają za długimi równoległymi oddziałami, oddzielonymi rampami. W rezultacie powstaje seria nakładających się arkuszy oporowych, które podążają za powiązanymi z nimi oderwaniami uskoków. Ponadto istnieje zanurzony w kierunku zachodnim oddział podstawy, który rozciąga się do rdzenia metamorficznego Kordyliery na poziomach środkowej skorupy. Uważa się, że warstwy z różnych środowisk depozycji zostały zeskrobane z leżącego poniżej kratonu północnoamerykańskiego i nagromadzone w nadrzędnym Terran międzygórski podczas konwergencji płyt tektonicznych od późnej jury do paleocenu. Badania i współczesne datowanie wykazały, że propagacja pchnięć na wschód miała miejsce w czterech różnych pulsach, które są oddzielone względnym spokojem tektonicznym. 40 Ar / 39 Ar wskazują, że impulsy te występowały w późnej jurze (163-146 mln lat temu), środkowej kredzie (103-99 mln lat temu), późnej kredzie (76-68 mln lat temu) i późnym paleocenie - wczesnym eocenie (57-51 mln lat temu). Ma), oddzielone okresami spoczynku odpowiednio > 40 Ma, > 20 Ma i > 10 Ma.
Góry Skaliste zostały wypiętrzone podczas orogenezy Laramide , która miała miejsce między 80 a 55 milionami lat temu, w okresie od późnej kredy do wczesnego paleocenu, w wyniku subdukcji płyt Kula i Farallon pod kontynentem północnoamerykańskim. Co więcej, pierwsze epoki radiometryczne uzyskane z bezpośredniego datowania wyżłobień spowodowanych uskokami ciągu z przednich pasm południowych kanadyjskich Gór Skalistych zidentyfikowały dwa odrębne epizody deformacji zwane „impulsem Rundle'a” i „impulsem McConnella”. Impulsy te zostały datowane i interpretuje się, że wystąpiły odpowiednio przy 72 Ma i 52 Ma.
System ciągu Lewisa
Napór Lewisa To uskok ciągu pod niskim kątem, w którym osady prekambru zostały narzucone na osady młodszej kredy. Arkusz oporowy jest ograniczony przez boczne rampy po obu stronach. Na południu ma to miejsce w pobliżu przełęczy Marias w stanie Montana, gdzie geometria rampy jest równoległa do kierunku ruchu arkuszy. Na północy arkusz oporowy jest wypychany w górę i przez ukośną rampę w pobliżu regionu Kootenay Pass w Kolumbii Brytyjskiej. Ogólny kształt arkusza oporowego, gdy przesuwał się w kierunku północno-wschodnim, ma ogólnie wypukły kształt w kierunku przedpola.
Arkusz Lewisa jest przenoszony przez uskok ciągu Lewisa, gdzie kompresja i pchnięcie (w południowych kanadyjskich pasmach Gór Skalistych i na froncie wschodnim) były związane z ukośną, prawostronną zbieżnością między terranem międzygórnym a kratonem północnoamerykańskim. Ta transpresja w późnej kredzie doprowadziła do inwersji tektonicznej miogeokliny kordylierskiej oraz basen Belt-Purcell, gdy warstwa Lewisa zaczęła się wyginać i fałdować, gdzie warstwy były następnie przewracane, aż do powstania pęknięcia lub uskoku. Wiązało się to z oderwaniem grubych ciągów skał paleozoicznych, które tworzą miogeoklinę Corilleran, i leżących poniżej skał neoproterozoicznych od krystalicznego podłoża; przesunęli się w górę pasywnej rampy, wzdłuż której się zgromadzili; i zestawione na płaskiej powierzchni północnoamerykańskiego kratonu, tworząc strukturalną kulminację, która definiuje główne pasma kanadyjskich Gór Skalistych. Podobnie, gęsta sekwencja warstw mezoproterozoicznych składających się z supergrupy Belt-Purcell przebiegała zgodnie z tą samą sekwencją zdarzeń, prowadząc do kulminacji strukturalnej widocznej na południowym krańcu Purcell antyklinorium .
Ciąg Lewisa jest przerywany przez dwa główne systemy uskoków ekstensjonalnych, uskok Flathead i system uskoków rowów Gór Skalistych. Oba są w wieku od późnego eocenu do miocenu. Jednak wielkość skrócenia, które miało miejsce w ciągu, nie jest związana z przedłużeniem eocenu ze względu na system uskoków rowów Gór Skalistych i uskok Flathead, który nie ma wpływu pozycyjnego na odcięcia ściany podstawy i wiszących ścian ciągu Lewisa. Zamiast tego transpresja została zastąpiona transtensją we wczesnym eocenie, obejmującą rozciąganie skorupy ze wschodu na zachód i ekshumację tektoniczną, która wyniosła skały metamorficzne ze środkowej skorupy na powierzchnię, która ma zostać odsłonięta. Dodatkowo to przejście od transpresji do transtensji skutkowało szybkim ochłodzeniem metamorficznych kompleksów rdzeniowych podczas ich ekshumacji i wydobycia na powierzchnię. Dextral transtension na wewnątrzkontynentalnych uskokach uderzeniowych w północno-wschodniej i południowo-zachodniej Kolumbii Brytyjskiej zakończyło się ekshumacją ekshumacji metamorficznych rdzeni w środkowej eocenie. Prowadzi to do odsłonięcia dekoltu podstawy i powiązania z uskokami północ-południe, umiejscowieniem grobli i obszernym magmatyzmem, co z kolei oznaczało zaprzestanie skracania się skorupy ziemskiej. Paleotemperatury i gradienty geotermalne wskazują, że arkusz oporowy Lewisa miał grubość 7,5–8,4 mil (12–13,5 km) w momencie rozpoczęcia pchania.
Dupleksy
Uskoki ciągu często łączą trzy typy struktur, konstrukcje wachlarzowe, struktury płaskiej rampy i struktury duplex, z których wszystkie są widoczne w ciągu Lewisa oraz w pasie wzdłużnym i fałdowym Gór Skalistych. Struktury dupleksowe są powszechne i zostały zlokalizowane w wielu miejscach wzdłuż ciągu Lewisa. Struktury te różnią się ze względu na ich strukturalnie nakładające się, soczewkowate ułożone w stos warstwy uskoków ciągu. Doskonałym przykładem jest obszar rozciągający się od przełęczy Kootenay na północ od granicy do przełęczy Marias w Montanie. Ta sekcja pokazuje ciąg Lewisa po serii horyzontów oderwania równoległych do pościeli z dość cienkim interwałem stratygraficznym w pobliżu podstawy supergrupy Purcella, która jest również podstawą pasa środkowego proterozoiku. Dwa okna w tej sekcji pokazano ekspozycje warstw górnej kredy odsłonięte pod pchnięciem Lewisa, które występują w sąsiedztwie uskoku Flathead. W tych oknach ciąg Lewisa jest złożony wraz z warstwami leżącymi powyżej i pod spodem w serii kulminacji antyklinalnych o kierunku północno-zachodnim, które rozciągają się na długość zachodniej strony występu. Ponadto w tej sekcji można zobaczyć dwa odrębne poziomy strukturalne, górny poziom obejmujący większość masy arkusza oporowego Lewisa, który charakteryzuje się szerokimi otwartymi fałdami w stosunkowo nieodkształconych skałach, oraz dość cienki dolny poziom składający się z ułożonego w stos imbrykatu, skierowane na południowy zachód, sigmoidalne plastry uskoków ciągu, ograniczone od dołu ciągiem Lewisa, a powyżej oddzielnym ciągiem równoległym do podłoża, zwanym ciągiem Tombstone. Te kulminacje stopniowo układają się w stosy i uwzględniają znaczne boczne skrócenie skorupy ziemskiej związane z kompresją wzdłuż uskoku ciągu Lewisa. Inny niezwykle podobny odcinek tego dupleksu można zobaczyć na innym odkrywce w rejonie Waterton Lakes w południowo-zachodniej Albercie. Oprócz bliźniaków widocznych w oknach, ciąg Lewisa pokazuje również pojedyncze pozostałości wschodniej krawędzi górnej płyty ( klippes ) znajduje się w Chief Mountain w Montanie i Crowsnest Mountain w Albercie. Erozja z biegiem czasu nadała górom ich charakterystyczny kształt, w którym górują nad powiązanymi prerii.
Geochronologia
Ruch uskokowy pchnięcia Lewisa jest datowany na podstawie najstarszego wieku ruchu określonego przez najmłodsze osady na ścianie podstawy, o których mówi się, że mają około 65 milionów lat. Analiza toru rozszczepienia minerałów zawierających uran, takich jak cyrkony i apatyt, która obejmuje datowanie radioaktywnego uranu znalezionego w osadach wzdłuż ciągu Lewisa przy użyciu stosunków izotopowych uranu, zapewnia ograniczenia dotyczące późnego gradientu paleogeotermicznego przed deformacją i grubości arkusza Lewisa. Dane te, po skalibrowaniu na epoki geologiczne, doprowadziły do wniosku, że maksymalne zakopanie i nagrzanie w ciągu Lewisa wystąpiło w kampanie w przedziale czasu krótszym niż 15 milionów lat przed rozpoczęciem ruchu arkusza ciągu. Dane z toru rozszczepienia apatytu wykazały gwałtowną zmianę paleotemperatur z wysokich do niskich temperatur i związane z tym zmiany stężeń uranu, gdy zakopywanie i ogrzewanie ustały i rozpoczął się ruch i ekshumacja, co pokazało, że przemieszczenie warstw mezoproterozoicznych supergrupy Belt-Purcell wzdłuż Błąd ciągu Lewisa był w ruchu o około 75 mA. Potwierdzają to lokalizacje dalej na południe wzdłuż uskoku ciągu w Montanie, gdzie uskoki na krawędzi natarcia przecinają wulkaniczny znacznik 76 mA, co dowodzi, że początek ruchu uskoku musi być młodszy niż 76 mA.
Najmłodszy ruch wzdłuż uskoku lub innymi słowy koniec ruchu dla ruchu naporu opiera się na charakterystyce stratygraficznej i strukturalnej osadów wczesnego eocenu i jest ograniczony przez wiek normalnych uskoków, które przecinają ciąg i związane z nimi osady znajdujące się w obrębie tych uskoków normalne usterki. Ponadto mówi się, że ochłodzenie metamorficznych kompleksów rdzeni, które powstały i zostały ekshumowane, oznacza koniec deformacji pasa oporowego, co zostało dokonane przy użyciu radiometrycznego uranu w cyrkonach, aby zapewnić wiek chłodzenia zgodny z przejściem tektonicznym od kompresji do rozciągania . Datowanie U-Pb cyrkonów z różnych zdeformowanych i przecinających się granitowych skał środkowo-skorupowych w południowo-środkowej Kolumbii Brytyjskiej dostarczyło wieku chłodzenia 59 mln lat. Co więcej, przejście od pchania i fałdowania do rozciągania skorupy ziemskiej doprowadziło do szybkiego ochłodzenia metamorficznych kompleksów rdzenia rzeki Priest, gdzie epoki chłodzenia znalezione w biotycie dały wiek> 55 mA do K-Ar i 40 Ar/ 39 Ar metody datowania. Ponadto stwierdzono, że te same uskoki w Montanie, które przecinają znacznik wulkaniczny, zostały przecięte przez groble porfiru 59 Ma. Ogranicza to najmłodszy wiek, w którym ruch miał miejsce w wieku 59 mln lat. Łącznie daty ujawnione dla najstarszego i najmłodszego ruchu wzdłuż uskoku wskazują, że ogólny ruch uskoku ciągu Lewisa miał miejsce na przestrzeni około 15 milionów lat w okresie od późnej kredy do wczesnego paleocenu między 75 a 59 milionów lat temu.
Paleotemperatury wyprowadzono z współczynnika odbicia witrynitu, mierząc procent padającego światła odbitego od powierzchni cząstek witrynitu w skale osadowej z formacji górnej jury i dolnej kredy wzdłuż ciągu Lewisa. Wyniki dały przeddeformacyjny gradient paleogeotermiczny do zakresu od <30 do 11 °C/km w porównaniu do 18–22 °C/km podczas szczytowego uwęglenia i maksymalnych temperatur. Wyniki te wskazują, że sukcesja listew oporowych Lewisa była pokryta co najmniej 3 km dodatkowych warstw późnej kredy, wraz z sukcesją o grubości 8 km, co wskazuje, że warstwa oporowa Lewisa miała przybliżoną grubość 12–13,5 km przed ruchem pchnięcia.
Ruch geologiczny
Metody geofizyczne w postaci analizy sejsmicznej zostały również wykorzystane do określenia ruchu wzdłuż arkusza oporowego. W jednym badaniu dane sejsmiczne zarejestrowane wzdłuż równoleżnika 49°N (granica między Kanadą a Stanami Zjednoczonymi) zarejestrowano od uskoku rowu Gór Skalistych w pasie przedpola do wschodniego zbocza antykliny Moyie antyklinorium Purcella, co uważa się za być miejscem, w którym uskok Lewisa się zawęża. Uzyskane dane sejsmiczne wykazały całkowite przemieszczenie 115 km arkusza ciągu Lewisa. Dokonano tego poprzez zlokalizowanie położenia odcięcia ściany spągowej arkusza Lewisa, co jest interpretowane w sekcji sejsmicznej jako ścięte reflektory na głębokości 11–15 km leżące pod antyklinorium Purcella i leżące nad reflektorami piwnicy. 75 km na wschód wzdłuż profilu znajduje się uskok Lewisa w rejonie Waterton, który bezpośrednio łączy się z najbardziej przesuniętą częścią wiszącej ściany. Mierząc odległość między odcięciem ściany spągowej a ekspozycją uskoku na powierzchni Ziemi, określono całkowity ruch arkusza ciągu Lewisa. Wyniki pokazały, że było 75 km bezpośredniego ruchu arkusza oporowego wzdłuż uskoku Lewisa i dodatkowe 40 km transportu przez tworzenie dupleksów domenowych. Chociaż w tym badaniu nie wzięto pod uwagę, że możliwe jest, że arkusz oporowy Lewisa przesunął się dalej na wschód wzdłuż prerii i uległ erozji, dane okazały się wysokiej jakości, ponieważ umożliwiły doskonałe powiązania z poprzednimi otworami wiertniczymi, zmapowane struktury, zmierzona stratygrafia oraz istniejące dane geologiczne i sejsmiczne. Badanie to stanowiło uzupełnienie poprzedniej pracy i było bardzo spójne z wcześniej zebranymi danymi. Ponadto przedstawione dane sejsmiczne są istotne w kategoriach ekstensjonalnych, ponieważ bezpośrednie połączenie między reflektorami po zachodniej i wschodniej stronie rowu Gór Skalistych koreluje z tą samą jednostką stratygraficzną, w której można przywrócić rozszerzenie i obliczono odległość ekstensyjną wynoszącą około 10 km przez różnicę między rozszerzeniem przed i po rozszerzeniu.
Istnieją kontrowersje co do tego, jak doszło do ruchu nasunięcia i wpływu tego ruchu na otaczającą geologię. Mówiąc dokładniej, próba ustalenia, czy ruch ciągu był ciągły, czy też ruch podlegał bardziej poślizgowemu stylowi ruchu, pozostaje niejednoznaczna. Jednak anomalnie wysokie wartości współczynnika odbicia witrynitu uzyskane z pchnięcia Lewisa na przełęczy Marias, pchnięcia McConnella na Górze Yamnuska, uskoku Colemana w Wintering Creek i kilku innych wskazują, że podczas pchnięcia powstały temperatury 350–650 ° C. Co więcej, te wysokie wartości współczynnika odbicia witrynitu były ograniczone do bardzo wąskich odcinków przylegających do stref uskoków iw ich obrębie. Wskazuje to, że wysokie temperatury były dość krótkotrwałe. Zatem wysokie temperatury są interpretowane jako wynik nagrzewania tarciowego podczas uskoków ciernych. Dowody na lokalne wysokie temperatury w strefie uskoku wskazują, że musiały istnieć lokalne obszary naprężeń tarcia, z możliwością wystąpienia tego z powodu pochylni w płaszczyźnie uskoku, gdzie mogło wystąpić drenaż wysokich ciśnień porowych. Co więcej, próbki z wiszącej ściany pobrane w bliskiej odległości od płaszczyzny uskoku nie wykazują oznak nagrzewania podczas stopniowego zasypywania osadów. Ten brak dowodów na nagrzewanie podczas uskoków wskazuje na niskie naprężenia tarcia, a zatem niskie współczynniki poślizgu. Pokazuje to solidną zgodność z ewolucją przedpola i pasa fałdowego Kanadyjskich Gór Skalistych, w tym arkusza oporowego Lewisa, który, jak zinterpretowano, rozwinął się i rozpoczął ruch impulsowy.
- „Notatki terenowe z geologii: Park Narodowy Glacier, Montana” . Służba Parku Narodowego Przyroda i nauka . Zarchiwizowane od oryginału w dniu 2006-03-01 . Źródło 2006-04-25 .
| Kontrola władz : Biblioteki narodowe |
|---|
