La ductilidad de las rocas y su influencia en el desarrollo de las estructuras tectónicas en cinturones montañosos

La Ductilidad de las Rocas y su Influencia en el Desarrollo de Estructuras Tectónicas en Cinturones Montañosos. Por John G Ramsay Traducido por Lester Olivares, ayudante de Geología Estructural, Universidad Católica del Norte 1-. Introducción

El objetivo de esta contribución es examinar las características de las formas geométricas de las estructuras tectónicas, particularmente aquellas que se desarrollan como resultado de un flujo de roca, y discutir como esas estructuras están conectadas con el abultamiento (cambio de formas) de la corteza terrestre que suceden en zonas z onas montañosas. Los ejemplos escogidos para ilustrar los principios mecánicos involucrados serán en su mayoría de características estructurales a pequeña escala, las que se han formado por po r inestabilidades mecánicas durante la deformación natural de las rocas. Aunque la demostración de ciertos principios geométricos de deformación de las rocas a menudo se realizan de mejor manera a escalas de un afloramiento, yo debería enfatizar que prácticamente todos estos principios son independientes independientes de la escala. Los fenómenos estructurales vistos en escala de un afloramiento pueden ser vinculados con aquellos de escala “montañosa” y los patrones tectónicos regionales no son fundamentalmente fundamentalmente diferentes de las características características geométricas de la tectónica de pequeña escala. Las rocas deformadas naturalmente muestran un amplio rango de estructuras que indican que las propiedades de estas pueden varias desde frágil a semifragil y a completamente dúctiles. En una localidad a menudo vemos estructuras características de un tipo de comportamiento mecánico sobreimpuesto a estructuras características de otros. Por ejemplo, es común observar que las fracturas frágiles y fallas están a menudo cortando pliegues formados con anterioridad en un ambiente de deformación dúctil. La naturaleza de esas estructuras es una función de v arios factores ambientales que actúan durante la deformación, factores cambiantes en el tiempo. La temperatura y la presión confinante son 2 de los factores ambientales mas importantes, ambos están generalmente en función de la profundidad. A profundidades entre 0 y 5 km, donde la temperatura y la presión confinante derivados de la sobrecarga de rocas son comparativamente bajas, la mayoría de las rocas de la corteza se deforma elásticamente. Esta energía elástica puede ser almacenada en la roca, siendo recuperada en un periodo posterior de levantamiento y erosión, quizás, con el desarrollo de fracturas regulares o de diaclasas relacionadas a los ejes principales del stress almacenado. También También es posible que el stress alcance un valor critico el cual sobrepase sobrepa se el limite elástico, con la iniciación de fracturas extensionales y fallas de cizalle. En profundidades mayores a 5 km, muchas rocas corticales experimentan un flujo reptante (creeping flow, para entender de que trata eso lean los últimos capítulos de Niemeyer, reología) con desarrollo de deformaciones no recuperables. recuperables. Las condiciones en las que el flujo se encuentre varían para cada tipo de rocas, la iniciación y velocidad de deformación depende de que varios mecanismos

Trusted by over 1 million members

Try Scribd FREE for 30 days to access over 125 million titles without ads or interruptions! Start Free Trial Cancel Anytime.













posibles de deformación estén activos en los minerales que constituyen la roca en cuestión. Existen bastantes trabajos recientes con el objetivo de descubrir que ley de flujo esta en operación en un conjunto dado de parámetros ambientales y expresar los muchos parámetros en forma de ecuaciones ecuaciones reológicas. La contribución de Stefan Schmid en este volumen es un excelente ex celente ejemplo de este tipo de acercamiento relacionando los resultados de experimentos de laboratorios con las observaciones de las fabricas y texturas de las rocas naturalmente deformadas. La principal limitación de las aplicaciones de estos resultados a cinturones orogénicos es que la mayoría de los estudios hasta ahora realizados han puesto su atención en agregados a gregados monomineralicos. Como una aproximación lógica para organizar los experimentos desde sistemas simples a complejos, este es el método correcto de trabajo, pero ello sigue lejos de estar en posición de formular ecuaciones reológicas relevantes para rocas polimineralicas polimineralicas que forman la mayoría de la corteza terrestre. El acercamiento de este paper es ver qué podemos aprender del estudio de las formas geométricas de las rocas naturalmente deformadas, particularmente con respecto al entendimiento de las propiedades de flujo de los tipos de rocas más comunes. Tal estudio es complementario a los métodos experimentales, y hay un desarrollo en conjunto importante de ambos tipos de acercamientos, acercamientos, siendo el vínculo crítico el análisis de los mecanismos de las inestabilidades que surgen durante la deformación. Aunque desconocemos desconocemos las leyes exactas de flujos para las rocas corticales mas comunes, un análisis de la geometría estructural a la luz de las predicciones mecánicas claramente indicaría las condiciones ambientales ambientales de algunos flujos de rocas mas fácilmente que en otros. En las descripciones geológicas la expresión “contraste de competencias” (competence contrast) Willis, 1893 ha sido usada para describir las diferencias de ductilidad, por lo tanto podemos decir que tipo de roca es mas competente que otra. Las relaciones expresadas aquí son claramente relativas, pero las observaciones en sistemas de rocas conformados por varios tipos de estas nos permiten poner en orden relativo las magnitudes de ductilidad. Las secciones posteriores de este paper describirán algunos métodos prácticos mediante el cual una serie de ductilidades pueden establecerse establecerse y como se s e pueden determinar los comportamientos característicos de los distintos tipos de rocas en diferentes regiones orogénicas. Si es posible realizar suposiciones particulares en cuanto a las propiedades reológicas de una roca en particular (ejemplo: comportamiento comportamiento viscoso lineal), existen métodos disponibles para dar valores numéricos y describir el contraste de competencias competencias (ejemplo: el radio de viscosidad en caso de materiales viscosos lineales). Claramente Claramente el establecimiento de tales esquemas, numéricamente definidos, de patrones de flujo debería ser un objetivo de largo tiempo, pero es imprudente probablemente en esta etapa de investigación formular una lista con números de falso f also significado mecánico.





































2-. Métodos para la evaluación de contraste de competencia A. Comparación de estados de strain (deformación) finitos

Si dos rocas son sometidas a una historia de stress idénticas, la roca más competente desarrollara menor strain total que una roca incompetente. En algunas rocas deformadas naturalmente el objetivo es conocer la forma original que nos permita medir el estado de strain finito y haciendo un análisis de formas de esos objetos antes d e la deformación se puede tener una idea de las diferencias relativas relativas de competencia de diferentes tipos de rocas. El principal problema al emplear estas técnicas de medición de strain es que debemos estar seguros que las rocas están suficientemente suficientemente cercanas para decir que ellas sufrieron la misma mis ma historia de stress. Por ejemplo, seria incorrecto comparar los estados de strain de una roca en la zona del eje de un pliegue con una capa de la misma composición pero localizada en los limbos del pliegue. Las comparaciones de strain finito deben hacerse en diferentes tipos de rocas donde estén en con tacto a lo largo de una interface planar orientada. Los conglomerados son rocas especialmente útiles para la evaluación del contraste de competencias competencias de una variedad de tipos de rocas. En muchos conglomerados deformados, generalmente se observa que las formas de los clastos (tamaño pebbles ver escala wentworth) varia con la composición del clasto. Dos explicaciones son posibles para esta observación. Los clastos de diferentes composiciones pudieron haber tenido diferentes ductilidades durante la deformación, o pudieron haber tenido formas iniciales diferentes en el sedimento no deformado. Hay varios métodos de análisis que permiten evaluar el grado de variación en la forma inicial del clasto, la orientación inicial y por ende aislar los l os efectos de la forma relacionados a las diferencias de ductilidad entre clastos a partir de las características de la fabrica inicial.

B. Refracción del Clivaje

Un método particularmente útil y rápido para la evaluación de los contrastes de competencias puede ser utilizado en rocas que muestran el desarrollo de fabricas planares inducidos tectónicamente tectónicamente tales como el clivaje y la esquistosidad. Estas estructuras planares planares a menudo men udo cambian su orientación cuando pasan de una capa a otra, ot ra, una característica conocida como refracción de clivaje (fig 2) El clivaje y la esquistosidad son fabricas cuyas intensidades y orientaciones depende depende de la intensidad de strain finito y de la orientación del elipsoide de strain. El clivaje se forma perpendicular a la dirección de máximo acortamiento (perpendicular a la dirección Z en el elipsoide de strain con ejes X>Y>Z) X >Y>Z) y la intensidad del clivaje se incrementa con los valores de radio de longitud del máximo y mínimo eje de elipsoide de strain X/Z. Los cambios en la orientación del clivaje a través de una interface in terface entre 2 tipos de rocas roc as implican que las













clivaje y las superficies litológicas es siempre menor en las rocas menos competentes. En una localidad donde varias capas paralelas muestran refracción de clivaje, los contrastes de competencias competencias se pueden evaluar a partir del cambio de ángulos de refracción. En la fig 2B el ángulo entre el clivaje y la estratificación en orden de magnitud es β>γ>α, esto implica que los contrastes de competencias de estos 3 tipos de rocas r ocas son B>C>A (siendo B la roca más competente y C la mas incompetente). Aunque las observaciones de las variaciones de strain en la geometría del clivaje nos permiten poner distintos tipos de rocas en orden de los contrastes de competencias, es más difícil relacionar los verdaderos valores de strain finitos o los cambios en el ángulo de refracción para llegar a valores numéricos de contraste de ductilidad. Esto es porque el concepto de contraste de ductilidad, aunque es el mas útil para características relacionadas relacionadas con los diferentes flujos en diferentes tipos de roca, no existe una correspondencia matemática matemática con los parámetros que describen las propiedades del material (si la roca es platica, viscosa o sometida a power law creep ver capitulo de reología en Niemeyer). Otro factor que complica es que muchas rocas sufren un cambio significativo de volumen durante la deformación lo que influye en los valores y orientaciones de los ejes de strain finito. Esos cambios de volumen se producen por remoción parcial o completa de la porosidad inicial de los sedimentos, y de cambios químicos que surgen de las transformaciones mineralógicas y los procesos de deposición-transferencia-solución deposición-transferencia-solución desarrollados en ambientes metamórficos específicos. C. Boudinage El boudinage es una estructura que se desarrolla en rocas estratificadas de diferente competencia como resultado del crecimiento de inestabilidades mecánicas que ocurren cuando las capas son mecánicamente mecánicamente estiradas (fig 3A). Especialmente a grandes stresses, se construyen dentro de las capas más competentes en ciertos lugares, lugares , controlados por las imperfecciones iniciales del material y por la generación de altas cargas en los puntos medios de l os previamente iniciados boudins (proceso de fibra de carga). Estos grandes stresses producen t asas de strain mayores al promedio, acelerando el adelgazamiento y una eventual ruptura física y separación de los boudins. Es bien sabido que la presencia de estas estructuras puede ser usada par a decir cual capa fue la competente y cual la incompetente, pero es algo menos sabido que las formas de los boudins individuales puede ser utilizada para especificar en mas detalle las relativas diferencias de ductilidad de las rocas de diferente composición (Fig 4). Las formas en sección delgada de los boudins son s on el resultado de las primeras diferencias de competencias competencias que existen en el tiempo de la iniciación del cuello de boudin y la cantidad de strain extensivo a lo largo de la capa subsecuente a la iniciación. El flujo circundante de material dúctil en el espacio que surge de la separación de las capas mas competentes a menudo modifica la forma















de las condiciones de presión-temperatura durante la formación de la zona de cuello. Donde la deformación es prologada sobre este material nuevamente cristalizado, puede también provocar un fuerte efecto mecánico en las formas geométricas de los boudins. La figura 3B ilustra un ejemplo de un dique básico con boudinage en una matriz de pizarra arcillosa menos competente. Las zonas de cuello de las etapas tempranas de boudinage se llenaron con cuarzo y clorita, y con una nueva extensión (quizás con un cambio en las condiciones metamórficas) metamórficas) este veta nuevamente cristalizada demostró demostró ser mas competente que ambas rocas básicas y la pizarra circundante, circundante, y el mayor estiramiento del dique subsecuentemente subsecuentemente tomo lugar en la parte central de los previamente formados boudins. Este es un buen ejemplo para mostrar como un análisis de la geometría estructural de un sistema de rocas ro cas deformadas puede indicar características sobre el comportamiento del sistema durante el proceso de deformación.

























D. Formas de Pliegues Cuando rocas alternan en capas de diferente competencia se someten a una contracción a lo largo de la estratificación, se producen inestabilidades mecánicas mecánicas que conllevan a la deflexión hacia h acia los lados de las capas más incompetentes y a la formación de un cinturón de pliegues. En muchos sistemas de rocas estratificados estos pliegues muestran una periódica longitud de onda (o varias longitudes de ondas poliarmonicas periódicas) controladas por el contraste de competencia y por el espesor de los estratos. La variación de formas for mas de un cinturón de pliegues denotada por cambios en el espesor de la capa y las formas de las interfaces entre los diferentes estratos, es también una función del contraste de competencias. La figura 5 ilustra las características principales de longitud de onda y geometría desarrollada durante el acortamiento de una sola capa competente en una matriz de material incompetente. Donde los contraste de competencias son grandes (capa con competencia μ1 en matriz μ5 Fig 5A), los pliegues muestran una gran longitud de onda inicial en comparación a los espesores de las capas competentes, mientras donde esos contrastes son pequeños (capa con competencia μ4 en matriz μ5, Fig 5D) los pliegues

tienen una longitud de onda inicial corta a espesores de capas competentes. Existe un gran rango o espectro de formas de pliegues potenciales entre los llamados ll amados pliegues tygmaticos característicos de altos contraste de competencias y los pliegues cuspado-lobulados (cuspatelobate) característicos de bajo contraste de competencias (Fig 5A a D). Las variaciones en los cambios de forma del pliegue van de la mano m ano con los diferentes patrones de variaciones de strain. Los diferentes pliegues muestran regiones con altos y bajos (quizás 0) strain finitos, y las distribuciones de estas regiones de bajo o alto strain cambia con el contraste de competencias. Hemos previamente notado que el estado de strain finito esta muy conectado con la intensidad y orientación de la deformación planar de las fabricas conocidas como clivaje y esquistosidad. Por lo tanto esto produce que las diferencias en las competencias competencias entre la capa y la matriz construyan diferentes tipos de patrones de clivaje.

Rocas multiestratificadas producen producen rangos más má s complicados de formas de pliegues y longitudes de













entre los materiales competentes e incompetentes. incompetentes. En una interface entre rocas más y menos competentes la curvatura del límite es siempre mayor donde yace el material incompetente en el interior de un arco del pliegue rodeado por material más competente, una característica que produce alternaciones alternaciones periódicas y sucesivas de pliegues con formas cuspadas y lobul adas. Esta característica geométrica geométrica lleva a propiedades geométricas especiales especiales de los pliegues en capas individuales; capas competentes competentes tienden a mostrar una mas o menos constancia en el espesor de las capas ortogonales (pliegues isógonos de manteo convergente, estilo 1 B o 1 C) mientras las capas incompetentes localizadas entre capas competentes muestran un muy m arcado incremento en el espesor de los estratos en la zona axial, y un marcado decrecimiento de espesor en los limbos (pliegues isógonos de manteo divergente estilo 3)













fuertemente desarrolladas y claramente muestran que la cuarcita fue más competente que el esquisto. Estas características geométricas también ocurren a lo largo de interfaces de ma sas de rocas de diferentes competencias a escala regional. Contactos de basamentos y cubiertas a menudo muestran una geometría de gran escala de este tipo. La figura 8 ilustra un contacto basamento-cubierta basamento-cubierta en las montañas Naukluft en el suroeste de África. El contacto entre el granito infra yacente y los sedimentos supra yacentes han sido acortados, y los estratos de la cubierta menos competentes ahora usan los núcleos de mayor apreté (strain) (s train) de los sinclinales.















3-. Lista de contraste de competencias

Cuando los principios geométricos establecidos anteriormente son aplicados a un estudio sistemático de la relativa ductilidad de las rocas en un número de zonas orogénicas, patrones patron es consistentes de contraste de competencias emergen. Las rocas sedimentarias deformadas bajo condiciones de metamorfismo de bajo o muy bajo grado se pueden enlistar con las rocas más competentes en la cabeza y las menos competentes abajo. Una lista típica como continua: 1-. Dolomita 2-. Arcosa 3-. Cuarzoarenita 4-. Grauvaca 5-. Caliza de grano grueso 6-. Caliza de grano fino 7-. Limolita 8-. Marga

























relacionada con el grado metamórfico y el contenido de agua. La figura 9 y 10 ilustra ejemplos de diques básicos (basálticos) cortando los gneiss graníticos circundantes en dos localidades diferentes en el complejo precámbrico Lewsiano del noroeste de escocia. El dique básico estuvo originalmente casi vertical cortando un complejo gneissico del arqueano. arqueano. Como un resultado de la subsecuente deformación deformación orogénica Laxfordiana, ambos diques y las rocas gneissicas fueron fuertemente deformadas, deformadas, y el contacto dique-gneiss se acorto y desarrollo plegamiento. En las localidades mostradas en la figura 9 la geometría g eometría cuspada-lobulada a lo largo del contacto del dique indica que el dique básico fue más competente que los gneiss graníticos circundantes. En contraste, la geometría del contacto del dique de la figura 10 es mejor interpretada como mostrando que el dique fue menos competente que el gneiss circundante. Hay significantes diferencias geológicas entre las mineralogías de las rocas en 2 localidades que podrían explicar el cambio en las ductilidades relativas entre 2 tipos de rocas. En la primera localidad el dique consiste mayoritariamente de piroxeno y plagioclasa. En la segunda localidad hay una gran impresión mineralógica de grado de anfibolita junto con un incremento en el contenido de agua de los minerales básicos, y el piroxeno original ha sido transformado en un agregado que qu e consistente en su mayoría de anfíbol y biotita. Estas transformaciones minerales minerales han llevado a una marcada reducción en la competencia del dique, mientras la química general de los 2 tipos de rocas ha sido ligeramente alterada.













Alpes del sur. La figura 11 muestra un afloramiento de carbonatos deformados (color pálido) y margas (oscuras) a unos pocos kilómetros del contacto del plu tón, y afuera de la influencia termal de la masa ígnea. Un análisis de las formas de las capas plegadas y la geometría en boudinage indican que la caliza fue más competente que que la marga. La figura 12 muestra rocas de la misma formación, pero de una localidad más cercana al contacto del plutón donde han sido influenciados por la aureola termal, Las L as calizas (capas pálidas) se han transformado en mármol y las lutitas calcáreas en rocas calco-silicatadas (capas oscuras). Las capas calco-silicatadas plegadas tienen formas subtygmaticas (fig 5A) con longitudes de ondas en proporción al espesor, y es claro a partir de esta geometría que ellas son mas competentes que la caliza marmolizada. Aquí tenemos un excelente ejemplo del efecto de las transformaciones mineralógicas en las competencias relativas de las rocas. El metamorfismo termal ha llevado a cambios mineralógicos los que han resultados en una total inversión de las diferencias de competencias entre 2 tipos d e rocas.



























4-. Inestabilidades mecánicas desarrolladas desarrolladas en rocas fuera de las variaciones de competencias iniciales.

Algunas rocas son estadísticamente homogéneas e isótropas en volúmenes muy grandes, por ejemplo, muchas calizas masivas, areniscas y rocas ígneas plutónicas pueden categorizarse de esta forma. Aunque tales rocas muestran pequeñas o estratificación no efectiva mecánicamente, o alineamientos principales de sus componentes minerales, ellos pueden desarrollas ciertos tipos de inestabilidad mecánica bajo bajo stress. Como el estudio de tales rocas en el campo muestra que el tipo mas común de comportamiento mecánico lleva a la formación de zonas subplanares de alta deformación conocidas conocidas como zonas de cizalle, estas usualmente se inician en un set conjugado con aspecto de cizalle siniestral y dextral orientado simétricamente a los ejes principales de stress (y los ejes de strain increméntenles) en el tiempo de su formación (fig 13 y 14). Los set de cizalle conjugados usualmente se intersectan intersectan a lo largo de la dirección de stress principal intermedio (σ2)

























Las razones mecánicas de la iniciación de las zonas de cizalle no esta completamente entendida, pero parece probable que muchas surjan de las pequeñas imperfecciones localizadas y de heterogeneidades heterogeneidades en la estadísticamente isótropa roca. Una ves que una pequeña zona de cizalle comience a formarse, la deformación en la zona llevara a cambios en las propiedades de la roca en la zona, y a una deformación adicional de la masa de roca se concentra a lo largo de la ya formada zona de cizalle. Por lo tanto, aunque el material iniciante no posee ninguna diferencia de competencia competencia especial, la iniciación de las zonas de cizalle lleva a la formación de deformación inducida por el contraste de competencia. La roca en la zona de cizalle se hace menos competente que en las paredes, una característica que ha sido denominada como strain softening (ver reología en Niemeyer). Las razones de esta reducción en la competencia varían en diferentes regiones y en diferentes ambientes geológicos. Los cambios en las propiedades de flujo pueden ser el result ado de cambios en el tamaño de













La formación de la zona de d e cizalle es un modo de deformación especialmente importante en rocas masivas y mecánicamente homogéneas de muchos terrenos con basamento cristalino tales como gneises y rocas meta ígneas. El estilo de deformación es altamente característico en regiones altamente deformadas: áreas con forma de pastillas de rocas relativamente no deformadas están rodeadas por zonas de deformación excepcionalmente excepcionalmente altas y a menudo producen fuerte esquistosidad. La roca dentro de los bloque relativamente no deformados retiene su estructura y características características geométricas iniciales y a veces sus características mineralógicas y petrográficas. En contraste esas características son casi totalmente transformadas y sobreimpresas por una fabrica esquistosa en las regiones de zona de cizalle y las rocas madres inicialmente no bandeadas pueden transformarse en gneiss bandeado (fig 15, 16). En regiones donde el modo de deformación d eformación por zona de cizalle es dominante existe a menudo sorprendentes y rápidas variaciones en la fabrica de las rocas y en el grado gr ado metamórfico. Por ejemplo en partes de la zona de Sesia de los Alpes donde gneiss de grado anfibolita de la edad Herciniana (ver ciclos orogénicos) han sido s ometidos a













En la rocas de la cubierta el modo de deformación por zona de cizalle no es tan importante no es de importancia regional como el basamento subyacente reciclado, porque la inicial anisotropía de, por ejemplo, la cubierta de sedimentos tiende a inducir otros tipos de inestabilidades deformacionales tales tales como el plegamiento y boudinage. Sin embargo, donde esa cubierta consista de paquetes de rocas sedimentarias pobremente estratificados, tales calizas y areniscas masivas, las zonas de cizalle pueden jugar un rol de deformación importante. En esos ambientes los sedimentos a menudo contienen fluidos porales entrampados a altas presiones porales pueden desarrollar localmente en zonas de cizalle como resultado del cambio de la porosidad durante la deformación. La existencia de altas presiones de fluidos a menudo lleva a la formación de fracturas extensionales frágiles en las zonas de cizalle y al transporte de los componentes más solubles de la roca, en el progresivo abrimiento de las fracturas fr acturas a menudo conlleva a la formación de arreglos de vetas rellenas de cuarzo o calcita en formas en -echelon (fig 17).







































probablemente corresponden corresponden a las que tienen un fuerte desarrollo de vetas de extensión. En contraste, esta teoría predice que la zona de cizalle que muestran un decrecimiento de volumen (δΔ -) tienen su bisector obtuso paralelo al acortamiento máximo regional (Fig 18D). La hipótesis de Durney implica un rango de posibilidades geométricas. geométricas. En un extremo del espectro de

























5-. Cambios de relaciones angulares entre los componentes estructurales como resultado del strain

Antes de la deformación orogénica las capas individuales de rocas y los tipos de rocas que poseen relaciones angulares características características unas con otras. Por ejemplo en basamento de gneises















La ductilidad de las rocas y su influencia en el desarrollo de las estructuras tectónicas en cinturones montañosos

Recommend Documents