Geología+Estructural.+Unv+Salamanca+2003_216

Geologa Estructural y Dinmica GlobalJos Ramn Martnez Cataln

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crenulacin. La Fig.6-24 muestra un fragmento de un esquisto en el cual la esquistosidad ms antigua hasido afectada por dos familias de crenulaciones ortogonales, dando cada una de ellas la respectivalineacin de crenulacin.

Las lineaciones de interseccin se suelen denotar con la letra L con subndices numricos: L1, L2,L3, etc. L1 suele emplearse para la interseccin entre la estratificacin (S, S0 Ss) y el primer clivaje (S1),y las siguientes para intersecciones entre la estratificacin y sucesivos clivajes o para la interseccin delos clivajes entre s (Fig.6-25). Como esto puede dar lugar a confusin, en reas deformadas repetidasveces y afectadas por varias generaciones de clivajes conviene emplear una notacin ms precisa, conndices y subndices. El ndice indica, en cada caso, el orden de la superficie previa afectada y el subndicela fase que produjo el nuevo clivaje que dio lugar a la interseccin. P. ej., L1

0 es la lineacin de interseccinentre la estratificacin y el primer clivaje, y L4

1 es la lineacin de interseccin entre los clivajes primero ycuarto. El signo utilizado en los mapas para indicar la direccin y plunge de las lineaciones de interseccinsuele ser una pequea flecha. Cuando hay varias, se modifica el signo poniendo dos o tres barras en laflecha, o dejando en blanco la punta de alguna de ellas. A veces se indica su orientacin como pitch,ponindose en esos casos la flecha en el mismo signo que indica la superficie que la contiene, sea laestratificacin o un clivaje.

Las lineaciones de estiramiento son las formadas por estiramiento de objetos pretectnicoscontenidos en la roca, tales como cantos, oolitos, ndulos o fsiles. La Fig.6-26 muestra un conglomeradocon cantos deformados. Los cantos se han aplastado segn el plano horizontal y se han alargado en unadireccin, definiendo una lineacin, bastante penetrativa en este caso. Las lineaciones de estiramiento

Figura 6-23- Lineacin de crenulacin producida slo por microplegamiento (izquierda) y por microplegamientoacompaado de desarrollo de clivaje de crenulacin.

Tema 6- Comportamiento dctilUniversidad de Salamanca Curso 2002/2003

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son fbricas de forma lineares, a diferencia de las de interseccin, que no son fbricas de forma. Sugeneracin est ligada a episodios de deformacin finita con una direccin de elongacin bien marcaday, por tanto, caracterizadas por elipsoides prolatos, alargados o intermedios.

Las lineaciones minerales son tambin fbricas de forma lineares pero, en ellas, la lineacin noest marcada por objetos preexistentes sino por minerales metamrficos, cristalizados o recristalizadosdurante la deformacin. La Fig.6-27 muestra una fbrica plano-linear en la que puede apreciarse unaesquistosidad horizontal y, sobre ella, una lineacin mineral marcada por cristales prismticos de hornblenda.Las lineaciones minerales pueden estar definidas por la orientacin preferente de la dimensin mximade cristales alargados como en ese caso o en la Fig.6-28a, por la dimensin mxima de cristales aplastadosy alargados (Fig.6-28b) o por la lnea comn de minerales aplastados distribuidos en zona (Fig.6-28c).

Un tipo especial de lineacin mineral se desarrolla a menudo en relacin con cristales rgidos, esdecir, muy resistentes a la deformacin. Estos minerales, cuando son equidimensionales, como los granateso los cristales de pirita, al no sufrir deformacin interna, no pueden desarrollar una orientacin preferente.Sin embargo, los minerales que los rodean desarrollan fbricas que se adaptan a la forma del grano

Figura 6-24- Esquisto afectado por dos crenulaciones ortogonales y, por tanto, con dos lineaciones de crenulacin.

Figura 6-25- Diferentes ejemplos de clivajes y lineaciones deinterseccin en muestras plegadas. -

Figura 6-26- Lineacin de estiramientodesarrollada en un conglomerado deformado.


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rgido, rodendolo y produciendo una estructura denominada sombra o cola de presin. Cuando elelipsoide de deformacin tiene uno de sus ejes bastante mayor que los otros dos, la sombra de presinforma como una especie de arruga alargada, paralela al eje mayor de la deformacin, que se sueleconsiderar un tipo especial de lineacin mineral (Fig.6-29).

Los mecanismos generadores de las lineaciones minerales son aquellos capaces de producirorientaciones preferentes de los granos y, por tanto, los mismos que dan lugar a la mayor parte de losclivajes: la rotacin mecnica de minerales alargados, la disolucin por presin, los mecanismos deplasticidad cristalina y la cristalizacin de minerales orientados. La nica condicin para que se formen esque el elipsoide de deformacin finita sea de cualquiera de los tipos excepto oblato. No obstante, suelenformarse sobre todo asociadas a los tipos prolato, alargado e intermedio. Tanto la lineacin mineralcomo la de estiramiento son paralelas al eje mayor del elipsoide de deformacin finita cuando slo hansido afectadas por una fase de deformacin, como se ha comprobado en rocas con objetos inicialmenteesfricos, como oolitos, y tambin con objetos de otras formas. Por tanto, en una roca con una fbrica

Figura 6-25- Lineacin mineral marcada la orientacin preferente de hornblendas en un esquisto anfiblico.

Figura 6-28- Lineaciones minerales marcadas por mineralesalargados (a), aplastados y alargados (b) y aplastados en zona(c).


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planolinear producida por una sla fase de deformacin, puede determinarse la orientacin de los ejesprincipales de la deformacin finita: el eje Z es perpendicular al clivaje, el eje X es paralelo a la lineaciny el eje Y es perpendicular al X sobre el plano del clivaje.

Las superficies o lneas de referencia que pueden identificarse en una roca se llaman marcadoresy se subdividen en pasivos y activos. Marcadores pasivos son los que existen con independencia de ladeformacin y no se estn recreando continuamente durante sta. Un ejemplo son las superficies deestratificacin, normalmente marcadas por diferencias en lacomposicin. Si se deforman, p. ej., plegndose, la capas marcancmo ha sido la deformacin y el proceso deformativo ha modificadosu orientacin pero no su cracter. Marcadores activos son los quese modifican durante la deformacin, no slo en orientacin sino encarcter. P. ej., un clivaje se est modificando continuamente duranteel tiempo que se est formando (Fig.6-22). Una esquistosidad que sevuelva a aplastar, cambiar probablemente la forma de sus granos yla orientacin preferente de sus elementos geomtricos, con lo cualno slo cambiar de orientacin, sino tambin la propia fbrica. Engeneral, los objetos pretectnicos y las diferencias composicionalesoriginales son marcadores pasivos y las fbricas de forma, tantoplanares como lineares, son marcadores activos o, como tambin pueden denominarse, estructurasactivas. Las lineaciones de interseccin, una vez formadas, actan como marcadores pasivos, mientrasque las lineaciones minerales y de estiramiento son marcadores activos.

Si una roca deformada es afectada por varias fases de deformacin, las ltimas fases generanfbricas que se superponen a las primeras. Al final pueden verse, bien varias fbricas superpuestas, bienuna sla fbrica que representa a la deformacin finita total de todas las fases de deformacin. En esteltimo caso, la fbrica mineral no siempre refleja el elipsoide finito total. En los casos en que se puedenidentificar varias fbricas superpuestas, probablemente todas ellas han sufrido modificaciones sustanciales,debido a que son marcadores activos. En general, por tanto, puede decirse que cuando han actuadovarias fases, las fbricas de forma no sirven para deducir con exactitud el tipo de elipsode de la fase aque corresponden ni el elipsoide finito total.

Las fbricas basadas en objetos pretectnicos, en cambio, s son tiles en esos casos, debido aque tales objetos son marcadores pasivos. Una caliza ooltica, p. ej., puede sufrir varias deformacionessucesivas. En cada una de ellas, los oolitos cambiarn de forma y la forma final de los mismos reflejar ladel elipsoide de deformacin finita total, es decir, el resultante de todas las fases superpuestas. Por esarazn, las lineaciones de estiramiento son ms representativas de la cantidad de deformacintotal sufrida que las lineaciones minerales. En cambio stas ltimas, junto con los clivajes, suelen ayudara identificar el nmero de fases de deformacin que afectaron a las rocas. Por tanto, las lineaciones

Figura 6-29- Sombras de presinalargadas alrededor de granates enun esquisto.


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minerales y los clivajes son ms tiles para conocer la historia de la deformacin. Tanto laslineaciones minerales como las de estiramiento suelen representarse en los mapas por una flecha con unapequea elipse en el centro.

6.2 PLIEGUES Y PLEGAMIENTO

Con el objetivo de completar la descripcinde los pliegues realiazada en la asignatura deCartografa Geolgica se incluyen dos apartadoscorrespondientes a la clasificacin de pliegues segnla forma de las capas plegadas y a la descripcinde pliegues superpuestos.

6.2.1 CASIFICACIN SEGN LA FORMA DE LAS CAPAS PLEGADAS

Buena parte de las clasificaciones de pliegues se basan en la forma de las superficies plegadas. Noobstante, dado que lo que de hecho se dobla son capas, es decir, cuerpos tabulares de roca, unaclasificacin basada en su forma despus del plegamiento puede resultar muy til para evaluar ladeformacin experimentada. La clasificacin ms utilizada y ms til para evaluar la deformacin fuedesarrollada por Ramsay y es una clasificacin geomtrica rigurosa que se basa en la definicin de dostipos de espesores relativos medidos a lo largo de la capa plegada y del trazado de unas lneas denominadasisogonas.

Para clasificar un pliegue en una determinada capa, se localiza su plano axial y se lleva a la vertical,con independencia de su orientacin real en el terreno. El plano axial suele ser perpendicular a lastangentes a las superficies de techo y muro de la capa en las charnelas, por lo que, en esa posicin, lastangentes a la charnela en las dos superficies estarn horizontales, es decir, tienen una inclinacin () decero grados. Se define isogona de buzamiento como la lnea que une los dos puntos de igual inclinacinen el techo y en el muro de un flanco de un pliegue. Por tanto, para dibujar la isogona de un determinadovalor de alpha, se trazan las dos tangentes paralelas entre s y de inclinacin alpha, una al techo y la otraal muro de la capa y se unen los puntos de tangencia de ambas superficies. La isogona de cero gradosestar en la charnela y vertical (Fig.6-30). La isogona correspondiente a en la Fig.6-30 es la lnea detrazos.

Espesor ortogonal se define como la distancia entre las dos tangentes paralelas, medidaperpendicularmente a ellas, y se denota como t. El espesor paralelo al plano axial se define como ladistancia entre las dos tangentes, medida segn una lnea paralela al plano axial del pliegue, y se denotacomo T (Fig.6-30). En la charnela, donde = 0, ambos espesores son iguales: to=To. Trazando


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tangentes para varios valores de se obtienen varios valores de ambos espesores, pero lo que importano es el valor concreto de los mismos sino su valor relativo. Por ello, se definen los espesores ortogonalrelativo y paralelo al plano axial relativo, que se denotan t y T respectivamente, y cuyo valores:

t=t /to T=T/To

Cada flanco de un pliegue para una determinada capa puede representarse por una lnea continuaen un grfico que exprese la variacin de espesor relativo con respecto a la inclinacin (Fig.6-30).Adems, la disposicin de las isogonas vara de unos tipos de pliegues a otros y permite diferenciarlos entres clases, la primera de las cuales tiene tres subclases (Figs. 6-31 y 6-32):

Figura 6-30- Secciones transversales de dos pliegues diferentes y representacin de sus formas en los grficos deespesor ortogonal relativo y espesor paralelo al plano axial relativo con relacin a la inclinacin. El significado delos distintos parmetros puede apreciarse el el Pliegue 1.


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Clase 1-Se caracteriza porque la curvatura del arco interno es mayor que la del externo, lo quehace que las isogonas se dispongan en una posicin radial, convergentes hacia el interior o ncleo delpliegue. En todos los pliegues de esta clase, el espesor paralelo al plano axial es mayor en los flancos queen la charnela: T > 1.

En la subclase 1A, el espesor ortogonal en los flancos es mayor que en la charnela:t > 1. Estos pliegues son poco comunes y presentan las isogonas fuertementeconvergentes hacia el ncleo.

En la subclase 1B, el espesor ortogonal es constante a lo largo del pliegue: t = 1.Las superficies de techo y muro son paralelas, por lo que estos pliegues se denominanparalelos o isopacos (lo que significa de igual espesor). A veces se denominantambin concntricos.

En la subclase 1C, el espesor ortogonal en los flancos es menor que en la charnela:t < 1.

Clase 2 -Los dos arcos tienen la misma curvatura, es decir, son idnticos. Por eso, estos plieguesse denominan similares. Al ser las dos curvaturas iguales, las isogonas son paralelas entre s y paralelasal plano axial, y el espesor paralelo al plano axial es constante: T = 1.

Clase 3 -La curvatura del arco externo es mayor que la del interno, lo que hace que las isogonasse dispongan convergentes hacia afuera o, lo que es lo mismo, sean divergentes hacia el ncleo delpliegue. El espesor paralelo al plano axial es siempre mayor en la charnela que en los flancos: T < 1.

En la Fig. 6-32 pueden apreciarse los campos en los que se proyectan los pliegues de las diferentesclases en los grficos de espesores relativos. Las clases 1A, 1C y 3 se representan en reas dentro deesos grficos, mientras que las clases 1B y 2 corresponden a lneas que separan los campos de proyeccinde las dems clases. Los pliegues perfectamente paralelos (1B) se representan por una recta en el

Figura 6-31- Clases y tipos de pliegues segn la clasificacin de Ramsay.


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grfico de espesor ortogonal relativo, dado que en ellos t = 1. Los pliegues perfectamente similares(2), se proyectan como una recta en el grfico de espesor paralelo al plano axial relativo, pues en ellosT = 1. En cambio, en el grfico de espesor ortogonal relativo, los pliegues similares se proyectan a lolargo de una curva cuya ecuacin es:

t = cos .La razn es que siempre, cos = t/T (ver Fig. 6-30), pero en los pliegues similares, T = To

= to , luego: cos = t /to = t .De forma semejante, los pliegues paralelos se proyectan en el grfico de espesor paralelo al plano

axial segn una curva de ecuacin:T = sec , pues en ellos, To = to = t y, por tanto, cos = t/T = To/T = 1/T .

En general, para aplicar la clasificacin geomtrica de la forma de las capas plegadas se utilizanfotografas de secciones transversales de pliegues. Se aplica sobre todo a pliegues menores, debido aque son los que en general pueden fotografiarse en seccin transversal, pero puede aplicarse tambin apliegues mayores si su geometra se conoce perfectamente a partir, por ejemplo, de una buena cartografa.La clasificacin puede hacerse, tanto estudiando la distribucin de las isogonas, como proyectando losflancos en los grficos de espesores relativos. Es importante destacar que existen pliegues cuyos flancosse proyectan en ms de un campo y que correponden, por tanto, a clases distintas. Estos pliegues suelenser la excepcin.

Los pliegues que pertenecen estrictamente a las clases 1B 2 no son muy comunes. Sin embargo,muchos pliegues se proyectan en los grficos de espesores relativos cerca de las lneas correspondientesa esas clases. Se dice entonces que son paralelos o similares s.l. (sensu lato) respectivamente. Estonos proporciona una subdivisin de muchos de los pliegues naturales en dos grandes clases. La pertenenciaa una u otra clase puede ser evaluada en el afloramiento simplemente fijndose si las capas mantienenaproximadamente su espesor a lo largo del pliegue o si se aprecia un engrosamiento de charnela. Es de

Figura 6-32- Proyeccin de las diferentes formas de las capas plegadas en los grficos de espesores relativos.


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destacar que hay una tercera clase de pliegues, muy abundantes, que por su geometra quedan fuera delcampo de aplicacin de este mtodo: los pliegues angulares. Ello se debe a que al tener los flancosplanos, su inclinacin es igual en todos sus puntos y no pueden trazarse isogonas.

Es importante hacer notar que lo que se clasifica en un pliegue es cada capa. Si un mismo pliegueafecta a varias capas, es muy probable que cada una de ellas tenga una geometra distinta, y es muycomn que pliegues paralelos y similares s.l. se alternen, correspondiendo cada una de esas geometrasa un tipo de litologa. Volveremos extensamente sobre este tema cuando tratemos los mecanismos deplegamiento, en el captulo dedicado al comportamiento dctil.

6.2.2 PLIEGUES SUPERPUESTOS

Es frecuente que en el curso de ladeformacin de una regin, unas estructurasse superpongan a otras. Es comn que unsistema de pliegues sean plegados otra vezdespus de producirse el primer plegamientoy, adems, pueden estar afectados por fallas,lo que complica mucho su representacincartogrfica. Unos pliegues que sesuperponen a otros pre-existentes sedenominan pliegues superpuestos y danlugar a una interferencia de plegamiento. La superposicin se produce en el espacio y, en general, en eltiempo, es decir, primero se forman los correspondientes a un sistema de pliegues y despus loscorrespondientes al otro. Si los dos sistemas se forman a la vez, lo que es muy poco comn, se llamansincrnicos, y si ambos se producen sucesivamente, sucesivos o metacrnicos.

Una estructura plegada, formada por varios sistemas de pliegues superpuestos, puede verse en laFig.6-33. La interferencia es, en ese caso, muy compleja. Interferencias ms simples pueden verse enla Fig.6-34. En ellas, puede apreciarse que los planos axiales de los primeros pliegues, aunque no hansido dibujados, seran doblados por los ltimos. Puede verse tambin que los ejes de los primerospliegues pueden resultar doblados y que los ejes de los pliegues ltimos pueden originarse con variasorientaciones diferentes (ver f2 en la figura de la derecha).

Normalmente, las interferencias de plegamiento se deben a la actuacin de distintas orogenias,es decir, episodios de larga duracin en los que se produce deformacin intensa de grandes franjas de lacorteza terrestre. Tambin se dan como consecuencia de la actuacin de varias fases de deformacin oepisodios menores, dentro de una misma orogenia. La primera fase de plegamiento que afecta a una


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serie de capas estratificadas, las encuentra subhorizontales, y genera en ellas pliegues de ejes tambinsubhorizontales. Si actan otras fases de plegamiento posteriores, los ejes de los pliegues nuevos puedenser paralelos a los de los viejos, en cuyo caso se dice que son homoaxiales. Si no son paralelos, losnuevos pliegues suelen tener ejes inclinados y, adems, los ejes de los pliegues anteriores son dobladosy frecuentemente llevados a una posicin inclinada.

Aunque las posibilidades de interferencia de pliegues son muchas, se observa que cuando sonslo dos sistemas los que interfieren, lo hacen siguiendo unos patrones definidos. Esto ha dado pie a unaclasificacin de los pliegues superpuestos en tres tipos. La clasificacin, debida a Ramsay, se basa en elvalor de dos ngulos, alpha y beta, que se definen de la forma siguiente (Fig.6-35):

es el ngulo que forman entre s los ejes de los dos sistemas de pliegues superpuestos. es el ngulo que forma la perpendicular al plano axial del primer sistema con la lnea

contenida en el plano axial del segundo sistema, que es perpendicular a su eje.

Figura 6-33- Bloque diagrama de la interferencia de pliegues en el Precmbrico de Groenlandia.

Figura 6-34- Dos ejemplos de superposicin de pliegues. Puede observarse que, en general, los planos axiales delprimer sistema resultan doblados, y tambien sus ejes. Adems los ejes del segundo sistema no son paralelos entres.


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Tipo 1: distinto de 0 , > 70. Los dos sistemas no son homoaxiales. De hecho, sus ejestienen que formar un ngulo bastante grande ( > 40) para que la interferencia se desarrolle bien. Estetipo (Fig.6-36) produce un a figura o patrn de interferencia en domos y cubetas, en el cual los ejesdel primer sistema resultan doblados y, adems, los del segundo sistema nacen con distintas inclinaciones.

Los domos o culminaciones se forman all donde coinciden las superficiesaxiales de dos antiformes, y las cubetas o cuencas donde coinciden lasde dos sinformes (Fig.6-37). Las superficies axiales del primer sistemano son dobladas por los pliegues posteriores, de modo que lassuperficies axiales de ambos sistemas son aproximadamente planas. Sise intersectan los pliegues por una superficie plana perpendicular a losplanos axiales de los dos sistemas, las capas en los domos y cubetasdibujan unas formas cerradas que son como cuadrados, rombos,rectngulos o tringulos con las esquinas redondeadas (Fig.6-40 A yB). La aparicin de unas formas u otras depende de los ngulos y , del espaciado entre los planos axiales de los pliegues de ambos sistemas

y de lo apretados que sean ambos. Slo sern cuadrados cuando = 90 y el espaciado entre planosaxiales de los dos sistemas sea el mismo. Las interferencias de tipo 1 son las nicas que pueden formarsede forma sincrnica, es decir, los dos sistemas de pliegues pueden formarse a la vez. No obstante, steno suele ser el caso.

Tipo 2: > 20 , < 70. En este caso losejes del primer sistema se pliegan y, a diferencia delanterior, los planos axiales tambin (Fig.6-38). Cuandoson interceptados por la superficie topogrfica puedendar lugar a un patrn de interferencia en forma dechampin u hongo (Fig.6-40 G y H), siempre quela orientacin de los pliegues respecto a dichasuperficie sea la adecuada. Tambin es necesario quelos pliegues del primer sistema sean bastanteapretados, casi isoclinales, para que la interferenciapueda apreciarse bien.

Tipo 3: aprximadamente igual a 0 , b> c> d , siendo d la viscosidad de la matriz). Con altos contrastes de viscosidad seforman boudines rectangulares que evolucionan hacia formas de barril. Con contrastes medios se formanbarriles que pasan a lenticulares con reentrante. Con bajos contrastes se forman boudins lenticulares sin

Figura 6-81- Boudins simtricos (arriba) y boudins en escaln (debajo). Estos ltimos se han formado porestiramiento oblicuo a las capas.

Figura 6-82- Los tres campos posibles de la elipse de deformacin en el plano de la estratificacin (izquierda) y lasestructuras que pueden formarse en las capas competentes.


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reentrante y de tipo pinch and swell y si el contraste es muy bajo no se forman boudins. Salvo en elcaso de tipo pinch and swell, los boudines son, estrictamente hablando, estructuras frgiles o frgil-dctiles, puesto que se forman por rotura de las capas. No obstante, se suelen incluir dentro de loscomportamientos dctiles porque se forman en rocas que, en su mayor parte, se estn deformandodctilmente.

Las capas tienen que estar orientadas de forma que caigan dentro del campo de estiramiento paraque se formen boudins. Normalmente, la extensin se produce en la direccin del eje mayor del elipsoidede deformacin finita. Si las capas estn paralelas a l, se forman boudins simtricos, pero si estnoblicuas, aunque prximas, los boudins se disponen escalonados, como en el caso de la Fig.6-81,abajo. El eje mayor es horizontal en los dos casos. Boudines escalonados pueden verse tambin en laFig. 6-79. Si el elipsoide de deformacin es tal que se ha producido una extensin considerable segndos de los ejes pincipales, el mayor y el intermedio, pueden formarse varios sistemas de boudins que secruzan. Esta estructura se conoce como boudins en tableta de chocolate (Fig.6-82, a la dcha., A yB).

En realidad, los tipos deestructuras que pueden formarse encapas competentes dependen decmo sea la elipse de deformacinfinita en ellas. La elipse es lainterseccin del elipsoide con lascapas y, por tanto, depende del tipode elipsoide tridimensional y,tambin, de la orientacin del mismocon respecto a las capas. La parte

izquierda de la Fig.6-82 muestra ungrfico con los distintos tipos de elipse posibles (lnea gruesa) comparadas con la circunferencia inicial

Figura 6-83- Relaciones posibles de los boudins con los pliegues.

Figura 6-84- Pliegue con clivaje, mullions y boudins.


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(lnea fina). El eje mayor se proyecta en abscisas y el menor en ordenadas. Pueden separarse trescampos en el grficos, que corresponden a las tres posibles combinaciones de estructuras representadasen la parte superior de la figura. En el campo 1 se ha producido extensin en todas las direcciones de lacapa, por lo que pueden desarrollarse boudins en tableta de chocolate. En el campo 2 se ha producidoextensin en una direccin principal y acortamiento en la perpendicular, por lo que pueden desarrollarsepliegues y boudins perpendiculares. En el campo 3 se ha producido acortamiento en todas direcciones,lo que puede conducir a la formacin de pliegues superpuestos en caja de huevos, es decir, a dosfamilias de pliegues superpuestos pero sincrnicos. Las curvas A representan el incremento de rea dela elipse con respecto a la circunferencia inicial: 1 significa un incremento del 100%.

El plegamiento cambia la orientacin de las capas, por lo que las que en un momento dado estnsometidas a acortamiento en una direccin y son plegadas, pueden encontrarse ms adelante con unaorientacin tal que caigan en el campo del alargamiento de la elipse de deformacin y pasen a serboudinadas. En este caso pueden desarrollarse boudins cuya lnea de cuello sea paralela al eje de los

Figura 6-85- Boudinage de la foliacin desarrollado a partir de fracturas de tensin (izquierda) y de cizalla (derecha).


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pliegues (Fig.6-83 a). Si, adems, se produjo estiramiento paralelo al eje, se pueden formar boudins entableta de chocolate (Fig.6-83 b). La Fig.6-84 muestra un caso tpico de un pliegue con clivaje de planoaxial, mullions y boudins en el cual la lineacin de interseccin, los ejes de los mullions en la zona decharnela y las lneas de cuello de los boudins en los flancos son todas paralelas entre s.

En rocas sin contrastes de competencia fuertes pero con una anisotropa muy marcada, p. ej., unafoliacin tectnica, pueden tambin desarrollarse boudins, si bien stos son de un tipo especial denominadoboudinage de foliacin. Esta estructura se desarrolla a partir de fracturas, bien de tensin, bien decizalla, y es frecuente en rocas de metamorfismo medio y, sobre todo, alto, tales como los gneises. LaFig.6-85 muestra, arriba, las estructuras desarrolladas en ambos casos, pudindose apreciar cmo lafoliacin ha girado dando estructuras parecidas a los boudins descritos previamente, sobre todo en elcaso de las fracturas de tensin (izda.). En negro, cuarzo de relleno de grietas o irregularidades. Lamisma figura muestra, debajo, el proceso de creacin y movimiento de las fracturas en los dos casos,con la consiguiente rotacin de la foliacin. La fractura de la derecha se forma a unos 45 de la foliacinpero, despus, sufre una rotacin, aumentando el ngulo que forma con la direccin de mximoacortamiento, que se supone vertical. Esta rotacin es la que crea la curvatura de la foliacin. Este tipode estructuras, aunque frgiles, son favorecidas por la elevada presin de fluidos que hay a grandesprofundidades y, por tanto, pueden desarrollarse en condiciones de P y T similares a las de la foliacintectnica a la cual afectan.

Tambin en rocas foliadas se da a veces otro tipo de boudinage, denominado boudinage interno,que se produce por la actuacin de pequeas zonas de cizalla dctiles conjugadas. La Fig.6-86, a laizquierda, muestra dos de estas zonas de cizalla (ver apartado siguiente) afectando a una capa (punteada)que resulta estrechada en la zona donde las cizalla se cortan. Cuando las cizallas son como las mostradas,se llaman tambin kink-bands normales o kink-bands extensionales. Ello se debe a que, de hecho,

Figura 6-86- Desarrollo de boudinage interno por actuacin de zonas de cizalla dctiles conjugadas, del tipo quetambin se denomina kink-bands extensionales.


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son pliegues de flancos rectos que implican extensin paralela a la direccin de la foliacin a la cualafectan, es decir, vertical en este caso, a diferencia de los kink-bands comunes, llamados tambincontracionales, que implican acortamiento paralelo a la foliacin.

A la derecha, varias zonas de cizalla conjugadas crean un boudinage interno en una foliacingnisica previa, asociada a la cual se haban formado unos pliegues ptigmticos en una vena grantica.

Los boudins son normalmente considerados estructuras menores. Debido a que normalmenteafectan a capas o filones, su espesor es el de stos y su anchura es entre 2 y 10 veces mayor, por lo querramente superan unos pocos metros y, ms frecuentemente, se encuentran en el rango de unos pocoscentmetros o decmetros. No obstante, boudins de decenas de metros se dan a veces en capascompetentes muy gruesas y diques. Los mayores boudins encontrados, sin embargo, no son de los tiposnormales, con separacin de las capas, sino del tipo boudinage interno. Estos boudins se han encontradosobre todo en reas metamrficas de la corteza terrestre que fueron sometidas a extensin, llegando atener los boudins internos varios cientos de metros o incluso kilmetros de longitud.

6.5 -ZONAS DE CIZALLA DUCTIL

Las zonas de cizalla fueron definidas en el captulo anterior como volmenes de roca deformadosesencialmente por esfuerzos de cizalla y limitados por rocas que no sufrieron deformacin contempornea.Cuando la deformacin es de tipo dctil, se efecta mediante el mecanismo de cizallamiento simple, engeneral heterogneo. Este mecanismo permite que zonas muy deformadas dctilmente se hallen junto aotras no deformadas en absoluto, sin ningn tipo de discontinuidad entre ambas, por lo que se dice queexiste compatibilidad en la deformacin entre zonas con diferentes intensidades de la deformacin.

La Fig.6-87 muestra, a la izquierda, una zona de cizalla dctil con deformacin por cizallamientosimple heterogneo, con ms intensidad en el centro y menos en los bordes; g es el valor de la cizalla yla grfica de la derecha es un perfil de intensidad del cizallamiento o perfil de cizallamiento a travs de

Figura 6-87- Esquema de una zona de cizalla dctil heterognea y su perfil de cizallamaiento (izquierda) y compatibilidado incompatibilidad del cizallamiento simple con el cizallamiento puro cuando este ltimo afecta a toda la zonadeformada o slo a una parte (derecha).


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la zona. La deformacin se visualiza por la forma de los elementos que eran originalmente cuadrados.Los elementos de las filas superior e inferior no estn deformados y no forman parte de la zona de cizallasino de sus paredes o labios. A la derecha de la Fig.6-87 se ha representado una columna de tres

elementos de los cuales el central se ha deformado slo por cizallamiento simple (A) y por una combinacinde ste mecanismo y un cizallamiento puro consistente en un acortamiento vertical (B) y horizontal (C).El elemento superior se ha deformado en B y C por acortamiento horizontal y vertical respectivamente yel inferior no se ha deformado en absoluto. En B y C se aprecia que, si en la zona deformada por

cizallamiento simple (que es una deformacin nocoaxial) acta, adems, una deformacin coaxial(como el cizallamiento puro), o bien las paredes sedeforman tambin (elementos superiores) o bien seproduce una discontinuidad (elementos inferiores).En el primer caso existe compatibilidad y en elsegundo no.

La compatibibilidad entre reas adyacentescon intensidades diferentes de deformacin puedetambin deberse a cambios de volumen, como en elcaso de las filas centrales de elementos de la Fig.6-88; D es la dilatacin y la grfica de la derecha es unperfil de dilatacin a travs de la zona deformada.La Fig.6-89 muestra varios casos posibles de bandascon distintas deformaciones, pero todas compatibles,combinando cizallamiento simple heterogneo,cizallamiento puro homogneo y prdida de volumen.Sin embargo, muchas zonas de cizalla dctilcompatibles tienen paredes sin deformacin dctil,lo que elimina el cizallamiento puro como mecanismoacompaante. Adems, muchas tienen la mismaFigura 6-89- Varias combinaciones de tres mecanismos

de deformacin interna: cizallamaiento simpleheterogneo, cizallamaiento puro homogneo y prdidade volumen.

Figura 6-88- Compatibilidad de la deformacin por prdida de volumen.


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densidad y composicin qumica que su encajante,lo que sugiere que tampoco han experimentadocambios de volumen. Queda, por tanto, elmecanismo de cizallamiento simple como elcausante en exclusiva de la deformacin de estaszonas.

La forma de las zonas de cizalla dctil esaproximadamente tabular y, a menudo, ladeformacin heterognea se distribuye de formaque es ms intensa en la parte central y decreceprogresivamente hacia los bordes. Un caso muynormal es el representado en la Fig.6-87, a laizquierda, en el cual el perfil de cizallamiento es aproximadamente simtrico. Las zonas de cizalla de estetipo estn representadas en la parte superior de la Fig.6-90. Sin embargo, hay zonas de cizalla ligeramentecurvas y, adems, las bandas con distinta intensidad de la deformacin tienen a menudo geometrascurvadas (Fig.6-90, parte inferior), y no siempre muestran una disposicin simtrica. En general, laszonas de cizalla se van ensanchando a medida que se forman (Fig.6-91). La parte central representa lazona que ms tiempo ha estado deformndose, lo que es la causa de que suela ser la ms deformada.

Figura 6-90- Zona de cizalla de geometra planar (A) y degeometra curva (B).

Figura 6-91- Desarrollo progresivo de una zona de cizalla dctil heterognea.


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Las zonas de cizalla dctiles son, desde un punto de vista cinemtico, equivalentes a fallas, ya quelas paredes se desplazan una con respecto a otra. Puede haberlas, por tanto, normales, inversas y dedesgarre, as como combinaciones de esos tipos, exactamente igual que en el caso de las fallas. Sustamaos son extremadamente variados. Pueden tener anchuras que van desde dcimas de milmetrohasta varios kilmetros y longitudes desde milimtricas hasta de cientos o incluso algn millar de kilmetros.Se forman a profundidades suficientes para que el comportamiento de las rocas sea dctil. Las grandescizallas dctiles suelen ser la prolongacin en profundidad de grandes fallas o cizallas frgiles y, as, escomn que los desgarres, cabalgamientos y grandes despegues normales de la parte superior de lacorteza terrestre se continen en sus partes media e inferior e, incluso, en el manto terrestre, por zonas decizalla dctiles con el mismo tipo de movimiento. Las cizallas dctiles son las estructuras que muestranms deformacin interna de entre todas las que pueden identificarse en la corteza terrestre.

Las cizallas dctiles suelen formarse a 45 del esfuerzo principal mayor, es decir, segn las superficiesde mayor esfuerzo de cizalla, salvo que las rocas contengan niveles ms dbiles orientadosconvenientemente, en cuyo caso stos pueden ser utilizados por la deformacin de igual forma que en elcaso de las fallas. A veces se forman cizallas conjugadas, como en el caso del boudinage interno queveamos en el apartado anterior. Cuando esto sucede, se generan las cizallas en dos familias conjugadasperpendiculares entre s (Fig.6-86, dcha.). No necesariamente se forman todas a la vez, por lo que esprobable que unas se encuentren desplazando a otras, como a la izquierda de la Fig.6-86. Adems,aunque se formen a 45 del esfuerzo mayor, como las condiciones son dctiles, las cizallas tienden a girary ponerse ms perpendiculares al esfuerzo mayor, de la misma forma que lo hace la fractura de la Fig.6-

85 (dcha.). El resultado es que, a menudo, las cizallas dctiles conjugadas forman entre s ngulosdiferentes de 90, siendo la direccin de mximo acortamiento, que coincide con la del esfuerzo mayor,la bisectriz del ngulo obtuso. Obsrvese que en este caso el criterio para deducir la direcin de 1 esel contrario que en el caso de las fallas.

Figura 6-92- Elementos esenciales de un cizallamaiento simple.


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La Fig.6-92 muestra los elementos geomtricos esenciales de una deformacin por cizallamientosimple. Si la deformacin es nicamente por este mecanismo, el elipsoide de deformacin es de tipointermedio y de plane strain, es decir, que en la direccin del eje Y no se produce elongacin finita niinfinitesimal. A mayor cizallamiento, ms se aplasta la elipse de deformacin en el plano de la seccintransversal a la zona (ver Fig.6-87 izda.), mayor es el eje X, menor el eje Z y menor el ngulo que formael plano XY con el plano de cizallamiento. El ngulo de cizalla es , el valor de la cizalla es (= tg ) yel ngulo que forma el plano de mximo aplastamiento (XY) del elipsoide finito con el plano de cizallamientoes . El eje mayor de la elipse es X y el menor Z, estando el eje Y perpendicular al dibujo. Si la roca noestaba deformada previamente, se formar un clivaje o foliacin tectnica a un ngulo del plano decizallamiento, pues el clivaje es paralelo al plano de mximo aplastamiento. La relacin entre ese nguloy el valor de la cizalla viene expresada por la ecuacin:

tg 2 = 2/ .

Por otra parte, los ejes mayor y menor del elipsoide de deformacin pueden calcularse a partir delas siguientes frmulas, que dan sus elongaciones cuadrticas ( = S2 = (1 + e)2):

x = [2 + 2 + ( 2 + 4)] / 2z = [2 + 2 - ( 2 + 4)] / 2 .

Con el primer incremento infinitesimal de deformacin, el plano de mximo aplastamiento est a45 del plano de cizallamiento ( tg 2 = 2/0 = ; 2 = 90; = 45), pero el aplastamiento es tanpequeo que no se forma clivaje. El primer clivaje aparece aproximadamente cuando = 35 a 40, esdecir, a unos 35 40 y, cuanto ms progresa la deformacin, ms intenso se hace y menor es el nguloque forma con el plano de cizallamiento. Para dar una idea de las relaciones entre , , y el elipsoide dedeformacin, se han calculado la relacin entre los ejes mayor y menor (X/Z) del elipsoide y el nguloque forma su plano de mximo aplastamiento con el plano de cizallamiento () para distintos valores dela cizalla:

X/Z 1 45 3171 262 2 6343 2250 583 5 7869 1090 2696 10 8429 565 10199 20 8714 285 40199 50 8885 114 2.50199100 8942 057 10.00199

Como puede observarse, para valores de la cizalla del orden de varias decenas, comunes en lanaturaleza, el clivaje o foliacin se dispone prcticamente paralelo al plano de cizallamiento y el elipsoidede deformacin tiene un eje mayor varios miles de veces ms grande que el eje menor (aproximadamente,


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la relacin X/Z es casi igual al cuadrado del valor de para valores de ste parmetro superiores a 5).Eso se traduce en el desarrollo de una foliacin de intensidad excepcional, acompaada de una lineacinmineral igualmente fortsima. De hecho, las estructuras ms caractersticas de las zonas de cizalla dctilesson una foliacin y una lineacin mineral y, si hay objetos pretectnicos, una lineacin de estiramiento.

Para deformaciones grandes, la estructura planar que se forma es deun tipo especial, debido a la extraordinaria cantidad de deformacininvolucrada, y se denomina foliacin milontica. Esta estructura sedescribir en el captulo siguiente al tratar de las milonitas, rocas formadaspor cizallamiento dctil de gran intensidad.

La Fig.6-93 muestra una zona de cizalla con un gradiente dedeformacin hacia el centro. En los bordes, donde la deformacin esde baja intensidad, el clivaje forma un ngulo grande con las paredes,del orden de 40, mientras que en el centro, la deformacin es muyfuerte y el clivaje est casi paralelo a los lmites de la zona. Estadisposicin del clivaje se denomina sigmoidal y es tpica de las zonas

de cizalla. La lineacin est contenida en el plano de la foliacin y es casi inapreciable en las zonas pocodeformadas, hacindose muy patente hacia el centro. Esto es consecuencia de la forma del elipsoide dedeformacin, habindose representado en la Fig.6-93 las elipses de deformacin en uno de los planosde la foliacin. La Fig.6-94 representa una zona de cizalla con gradiente de deformacin que aumentahacia abajo. Se ha representado la orientacin del plano de mximo aplastamiento para distintos valoresde .

A menudo, existe una tendencia a suponerque un clivaje o foliacin se ha desarrollado por unesfuerzo compresivo que acto perpendicularmentea l sin variaciones importantes a lo largo del tiempo.Mientras en el caso de una deformacin de tipocizallamiento puro esto es razonable, en uncizallamiento simple no lo es: si la deformacin esintensa, la foliacin es casi paralela al plano decizallamiento, el cual est a unos 45 del

esfuerzo mayor si no ha sufrido ninguna rotacin. Por eso, lo mejor es hablar de deformacin y no deesfuerzos cuando se trata de clivajes: la direccin de mximo acortamiento finito es normal al clivaje,pero el esfuerzo mayor no necesariamente cumpli esa condicin.

Si la zona de cizalla afecta a superficies preexistentes, stas sufrirn una reorientacin y, adems,estiramiento o acortamiento, segn su orientacin, lo que se traducir en plegamiento o boudinage de lasmismas si corresponden a niveles con contrastes de competencia. La Fig.6-95 muestra tres marcadorespasivos, p. ej. tres venas o filones con distintas orientaciones, afectados por una cizalla dctil. Al principio,

Figura 6-93- Distribucin de ladeformacin en una zona de cizalladctil. Obsrvese la disposicin sig-moidal del plano de mximoacortamiento (trazos).

Figura 6-94- Orientacin del plano de mximoaplastamiento para distintos valores de la cizalla.


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X se alarga mientras que Y y Z se acortan. Msadelante, el marcador Z pasa al campo delalargamiento y, si la deformacin contina, inclusoel marcador Y se alargara. La frmula que relacionala orientacin de un marcador pasivo antes ydespus de la deformacin con el valor de la cizallaes (Fig.6-96):

cotg = cotg + .Dado que fuera de la cizalla el marcador no

ha sido reorientado, tanto como se conocen,lo que puede servir para calcular . Es decir, tantolos marcadores pasivos como la foliacindesarrollada por el cizallamiento simple puedenutilizarse para calcular el valor de la cizalla (estaltima mediante la frmula: tg 2 = 2/).

Ms problemtico es cuando la roca ya tenauna foliacin y sta es reorientada, como en el casode la Fig.6-97 que representa un afloramientovertical de un granito con un dique de aplita. Elgranito tena una esquistosidad antes de ser afectadopor la zona de cizalla que hay en la parte superiorde la figura. Esta esquistosidad se comporta como

un marcador activo, ya que se orienta hasta casi paralelizarse con la cizalla pero, a la vez, se estrecreando, a base de deformacin interna y recristalizacin de los minerales. La orientacin de la foliacinen cada punto es una especie de compromiso entre la de la esquistosidad previa y la que se hubieraformado si no hubiese ya una. El dique de aplita, en cambio, se comporta como un marcador pasivo ysimplemente se deforma. Claro que sus minerales se deforman y recristalizan y que adquiere una foliacin,pero sus bordes no se estn recreando. Fuera de la cizalla, el dique buza ms que la esquistosidad en elgranito. Si ambas estructuras se hubieran comportado pasivamente, la relacin angular entre ellas se

Figura 6-95- Efectos del cizallamaiento sobre tresmarcadores orientados de manera diferente.

Figura 6-96- Cambio en la orientacin de un marcador pasivoen un cizallamaiento simple.


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mantendran dentro de la zona de cizalla, pese a que los ngulos habran cambiado. Como la esquistosidades un marcador activo, las relaciones pueden cambiar y, de hecho, as ha sucedido en este caso: lafoliacin buza ms que el dique en la parte superior del afloramiento, dentro de la zona de cizalla. En

casos como este, la orientacin de la foliacin no puede usarse para determinar el valor de la cizalla.El cizallamiento simple heterogneo produce pliegues, que son de tipo similar sensu stricto. P. ej.,

los lmites superior e inferior del rectngulo inicial de la Fig.6-91 se han plegado exactamente igual, y lomismo puede decirse de los dos bordes del dique apltico de la Fig.6-97. Sin embargo no son estospliegues, formados por los marcadores pasivos entre el interior y el exterior de la banda cizallada los msllamativos ni interesantes, sino las estructuras que aparecen confinadas en su interior. Aparte de lasfbricas de forma, las estructuras ms importantes en la cizallas dctiles con deformacin muy intensason los boudins y los pliegues. Los boudins son abundantsimos cuando hay capas competentes, pues lamayor parte de las capas o filones acaban cayendo tarde o temprano en el campo del estiramiento(Fig.6-95). Los pliegues pueden formarse en el curso del cizallamiento o bien podan existir en la roca

Figura 6-97- Deformacin en una zona de cizalla de un granito previamente esquistosado y de un filn apltico.

Figura 6-98- Cizallamiento de pliegues previos oblicuos a la zona de cizalla.


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con anterioridad, pero en ambos casos tienden a paralelizar sus charnelas a la lineacin mineral. Esto esconsecuencia de la enorme cantidad de elongacin que puede acumularse en una cizalla dctil, queprovoca la convergencia de todas las estructuras lineares hacia el eje mayor del elipsoide.

La Fig.6-98 muestra la reorientacin de ejes de pliegues preexistentes. La Fig.6-99 muestra elcizallamiento simple de un pliegue no muy apretado con una charnela ligeramente curva: obsrvese queel pliegue se hace ms apretado y la curvatura de la charnela se exagera mucho, dividindose en dosramas que se reorientan hasta casi paralelizarse con el eje mayor de la deformacin. Los pliegues de lascizallas dctiles suelen ser isoclinales y mostrar una gran dispersin en la orientacin de sus charnelas,debida al distinto grado de reorientacin experimentado. Son tambin muy frecuentes los pliegues concharnelas muy curvas. La Fig.6-100 muestra un ejemplo, extraido de un experimento con capas deplastilina, de cmo pequeas irregularidades iniciales son amplificadas para distintos valores de la cizalla.De los pliegues de partida, muy abiertos y de poca amplitud, se pasa a pliegues isoclinales con charnelascurvas. En los casos de las Figs.6-99 y 6-100, el cizallamiento simple es homogneo, y la curvatura delas charnelas se debe a la amplificacin de dbiles curvaturas iniciales. La Fig.6-101 muestra otro casotambin posible: la existencia de heterogeneidades en el flujo de materia durante el cizallamiento. Si unospuntos se desplazan ms que otros, las charnelas inicialmente rectas (como la n 3) pueden pasar a serfuertemente curvas (n 3'). Los pliegues como los numerados 1', 2' y 3' de la Fig.6-101 se llaman

Figura 6-99- Cizallamiento simple de un pliegue abierto con la charnela ligeramente curva.

Figura 6-100- Desarrollo de pliegues similares muy aplastados y con fuerte dispersin de las charnelas porcizallamaiento simple a partir de pequeos pliegues iniciales.


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pliegues en vaina (sheath folds) y cuando estn cortados ms o menos perpendicularmente a la zonadonde la charnela da la vuelta, las capas aparecen como formas cerradas concntricas, aunque aplastadas(Fig.6-102), por lo que tambin se han llamado pliegues en brazo de gitano.

Los pliegues son prcticamente siempre asimtricos, tanto si se han formado en el curso delcizallamiento como si existan en la roca con anterioridad. Si existan, su asimetra puede ser cualquiera,y si son de nueva generacin, tambin. P. ej., el marcador Z de la Fig.6-95 est orientado de forma quedesarrolla pliegues con asimetra S, mientras que el marcador Y genera pliegues con asimetra Z aunque,en el ltimo estadio, sta se ha transformado en S. No obstante, el cizallamiento simple de gran intensidadtiene como efecto el orientar a las capas prcticamente paralelas al plano de cizallamiento. La mayorparte de los pliegues que se generan, lo hacen a partir de capas que estn as orientadas, por desarrollode pequeos pliegues que se amplifican (Figs.6-100 y 6-101). Estos pliegues s guardan una relacincon la cinemtica de la cizalla: tienen asimetra Z cuando la cizalla es dextra vista en seccin (Fig.6-100)y asimetra S cuando es senestra (Fig.6-101 secciones de la derecha). Obsrvese que en este ltimocaso, si mirsemos la seccin que queda a la izquierda, veramos la cizalla como dextra y los pliegues conasimetra Z.

Figura 6-101- Formacin de pliegues en vaina por flujo inhomogneo en la direccin de cizallamiento.

Figura 6-102- Pliegues en vaina con charnela extremadamente curva. Las charnelas son, en su mayor partesubparalelas a la lineacin mineral. A la derecha, perfiles tpicos de estos pliegues en planos normales a lafoliacin y paralelo y perpendicular a la lineacin.


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Una caracterstica comn en algunas zonas de cizalla son las llamadas estructuras S-C o clivajede crenulacin extensional (extensional crenulation cleavage ecc), que consisten en una serie debandas de cizalla (C) de espesor milimtrico separadas unos cuantos milmetros o centmetros (Figs.6-103 y 6-104). Estas bandas se llaman tambin microcizallas. En los microlitones que quedan entre lascizallas, la roca muestra una foliacin oblicua (S) a las mismas y de geometra sigmoidal, paralelizndoseasintticamente a las microcizallas al aproximarse a ellas. Se llama crenulacin extensional porque lafoliacin aparece formando pequeos pliegues, los sigmoides, pero la estructura implica el alargamientoparalelo a la foliacin, en lugar del acortamiento que normalmente se produce en los clivajes de crenulacincomunes. Las bandas de cizalla son equivalentes a kink-bands extensionales (Fig.6-86). La diferenciaes que esta ltima denominacin debe reservarse para cuando los plieguecillos son de flancos rectos.

Las estructuras S-C se dan con frecuencia en granitos y en esquistos. En este ltimo caso, amenudo las microcizallas se anastomosan dando lugar a microlitones lenticulares que dan a a la roca unaspecto que recuerda vagamente al de un conglomerado. Estas rocas se denominan esquistos de botones

Figura 6-96- Dos aspectos de estructuras S-C en granitos deformados (gneises).

Figura 6-104- Dos aspectos de estructuras S-C en esquistos. A la izquierda, abajo, puede apreciarse elanastomosamiento de las microcizallas que dan lugar a los esquistos de botones.


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(Fig.6-104). Las microcizallas son como zonas de cizalla dentro de zonas de cizalla y casi siempre tienenel mismo sentido de movimiento que la cizalla mayor en la que se encuentran (la excepcin son algunascizallas conjugadas que pueden aparecer). A veces se dan tambin con independencia de zonas decizalla mayores, pero si se encuentran en una banda y predominan microcizallas con una orientacin ysentido de movimiento constante, es casi seguro que forman parte de una cizalla mayor.

La formacin de estas estructuras se muestra en la Fig.6-105 a escala de los granos. La foliacinsuele desarrollarse primero y, en determinado momento, comienzan a formarse las cizallas, que cortan ala foliacin y la doblan en sus proximidades. La orientacin de las microcizallas no siempre es paralela ala de la cizalla mayor sino que, a menudo, se forman a 10 ms grados de ella, de manera parecida acomo lo hacen las fracturas R y R en las zonas de cizalla frgil. Las orientaciones de los sistemas de ecc microcizallas que pueden aparecer en una zona de cizalla pueden verse en la Fig.6-106. Su autordenomina estructuras C a las microcizallas paralelas a la cizalla mayor y ecc a las oblicuas, distinguiendoentre las que tienen el mismo sentido de cizallamiento que la mayor (ecc1) y las conjugadas (ecc2). Lasestructuras S-C ecc son muy tiles porque ayudan a identificar zonas de cizalla y a deducir su sentidode movimiento: el cizallamiento sufrido por la foliacin en cada microcizalla, indicado por los extremosde los sigmoides, es del mismo sentido que el de la cizalla mayor, salvo que sea una familia conjugada deltipo ecc2, pero stas suelen ser menos abundantes que las ecc1.

Figura 6-105- La formacin de las estructuras S-C vista esquemticamente a escala de los granos.

Figura 6-106- Diagrama que ilustra las distintas familias de microcizallas o sistemas de eccs (extensionalcrenulation cleavage) en una zona de cizalla dctil.


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6.6-ROCAS PRODUCIDAS POR DEFORMACION

6.6.1.-ROCAS DE METAMORFISMO DINAMOTERMICO

Las rocas metamrficas son las que han experimentado cambios en su textura y en su composicinmineralgica y/o qumica desde el momento de su formacin. Metamorfismo es el proceso o conjunto deprocesos que producen esos cambios y puede ser de varios tipos. Metamorfismo dinamotrmico oregional es el producido por el efecto combinado de esfuerzos diferenciales y de temperaturas ms omenos grandes. Este tipo afecta normalmente a grandes volmenes de rocas que se encuentran a unacierta profundidad y que, cuando son expuestas en superficie por efecto de la denudacin, abarcangrandes reas, de ah el nombre de regional. El metamorfismo dinmico es el producido comoconsecuencia fundamentalmente de la actuacin de esfuerzos diferenciales, aunque la T influye en lasclases de rocas que se generan. Se incluyen dentro de este tipo los cambios producidos en las rocas enlas zonas de falla o, ms exactamente, en las zonas de cizalla, sean stas frgiles o dctiles. El metamorfismode impacto o choque es el producido por el impacto de un meteorito. El metamorfismo trmico o decontacto se produce cuando un cuerpo fundido, p. ej., un granito, se emplaza junto a una roca fra. Elcalor aportado por el magma fundido induce transformaciones mineralgicas y texturales en las rocasencajantes. Finalmente, se denomina metasomatismo al metamorfismo que involucra cambios en lacomposicin qumica, lo que sucede a menudo en casos de metamorfismo de contacto: el cuerpo fundidono slo aporta calor sino, adems, fluidos que pueden interaccionar con su encajante produciendocambios composicionales.

De los anteriores tipos, slo el denominado regional suele afectar a volmenes de roca muy grandesy se produce en el curso de las orogenias. El metamorfismo de contacto o el de impacto estn limitadosa las proximidades del cuerpo intrusivo o del crter de impacto y el metamorfismo dinmico se limita a

Figura 6-107- Sujeto pretectnico deformado por cizallamiento simple homogneo. Se comporta como un marcadorpasivo.


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las zonas de cizalla. Aunque los cuerpos intrusivos y las zonas de cizalla pueden ser muy grandes(afloramientos de decenas a centenares de km2), no suelen serlo tanto como las reas metamrficas delas orogenias, que pueden aflorar a lo largo de centeranes de miles o millones de km2. De hecho, loscuerpos intrusivos y las zonas de cizalla son elementos constitutivos de muchas orogenias, es decir, sonpartes del cinturn orognico. Los crteres de impacto pueden ser muy grandes y, de hecho, algunos delos conservados en el sistema solar tienen ms de 1000 km de dimetro. Sin embargo, los que seconservan en la Tierra raramente superan los 100 km.

Por otra parte, slo los tres primeros tipos de metamorfismo, el dinamotrmico, el dinmico y elde impacto, llevan siempre asociada deformacin. El metamorfismo trmico no tiene por qu estarrelacionado con ninguna deformacin de las rocas (aunque puede estarlo, ya que si p. ej., un granito seest emplazando diapricamente, suele inducir una cierta deformacin en su encajante ms prximo).Este captulo es una introduccin a las rocas producidas por deformacin a partir de rocas previas y, enconsecuencia, trata de las rocas metamrficas de los tres primeros tipos. En el presente apartado trataremosde las rocas de metamorfismo regional o dinamotrmico. No es un tratado de petrologa metamrfica,tema que excede en mucho el propsito del captulo y que constituye una disciplina aparte, sino unaintroduccin en la que se har hincapi en los aspectos debidos a la deformacin ms que en los debidosa las temperaturas. En esencia, no trataremos de los minerales que aparecen segn las diferentescondiciones de P y T sino, sobre todo, de las relaciones de esos minerales con las fbricas que se estndesarrollando simultneamente.

El metamorfismo dinamotrmico transforma las rocas sedimentarias e gneas en rocasmetamrficas y puede tambin transformar unas rocas metamrficas en otras diferentes. En el captuloanterior veamos que el metamorfismo regional puede subdividirse de acuerdo, sobre todo, con latemperatura, en grado muy bajo (200 a 350C), bajo (350 a 500C), medio (500 a 650C) y alto(>650C). La anterior clasificacin depende de la temperatura, aunque los lmites no son muy precisosporque tambin depende un poco de la presin. Cada uno de los tipos se da en una zona de la cortezaque est a una determinada profundidad. Estas zonas, correspondientes a los distintos grados, se denominananchizona (muy bajo), epizona (bajo), mesozona (medio) y catazona (alto). Existe tambin unaclasificacin del metamorfismo segn la presin, en lo que se denominan los tipos bricos demetamorfismo, que son tres: de baja presin, de presin intermedia y de alta presin. Los tipos bricosno se clasifican segn unos lmites de P, sino que la clasificacin es segn la P en relacin con la T, esdecir, segn lo que se denomina el gradiente geotrmico, que expresa el aumento de la T con laprofundidad.

Veamos un poco en detalle qu quiere decir sto. En un continente, la temperatura aumenta conla profundidad a razn de entre 20 y 30C/km y la P unos 260 bars/km. Supongamos que el gradientegeotrmico en una determinada regin es de 25C/km. A partir de 8 km de profundidad (200C) puedeproducirse metamorfismo, que ser de grado muy bajo hasta unos 14 km (350C), luego de grado bajo,ms abajo de grado medio y puede alcanzarse el grado alto a unos 26 km de profundidad (650C). Sin


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embargo, siempre ser de presin intermedia, el tipo brico caracterizado por el gradiente geotrmicotpico de los continentes, entre 20 y 30C/km. Si en otra regin el gradiente geotrmico es, p. ej., de10C/km, el metamorfismo empezar a los 20 km de profundidad (200C), es decir, empezar a unapresin mucho mayor, y los diferentes grados se alcanzarn a profundidades cada vez mayores (p. ej., senecesitan unos 65 km para entrar en el grado alto). Esto es lo que se denomina un metamorfismo dealta presin. Similarmente, una regin con un gradiente geotrmico de, p. ej., 50C/km, empezar asufrir metamorfismo a partir de 4 km de profundidad y el grado alto se alcanzar a slo 13 km. Ser portanto un metamorfismo de baja presin.

Un proceso metamrfico que transforme una roca en otra por aumento de la temperatura sedenomina un metamorfismo progrado, mientras que si la transformacin de las rocas se produce pordisminucin de la temperatura se denomina metamorfismo retrgrado. El metamorfismo regional es amenudo progrado mientras que el dinmico suele ser retrgrado, por razones que ms adelante veremos.Los minerales que se desarrollan durante el metamorfismo constituyen lo que se denomina una paragnesismetamrfica y dependen de las condiciones de P y T. Por tanto, la identificacin de las paragnesispermite deducir las condiciones de metamorfismo o si ste ha sido progrado o retrgrado. Como sucedecon la deformacin, pueden existir varios episodios o fases de metamorfismo y cada una de las fasesdesarrollar sus propias paragnesis, destruyendo total o parcialmente las anteriores.

La denominacin de las rocas metamficas consiste, a menudo, en anteponer el prefijo meta- alnombre de la roca de partida. P. ej., una metaarenisca es una arenisca metamorfizada y un metagranito esun granito metamorfizado. No obstante, hay muchos nombres que se usan exclusivamente para rocasmetamrficas y algunos de ellos corresponden a rocas tan comunes que conviene mencionarlos. Lasarcillas son un grupo de minerales y las rocas sedimentarias detrticas constituidas esencialmente porarcillas se denominan argilitas (shales). Las capas arcillosas metamorfizadas no se denominan metaarcillasni metaargilitas, sino pizarras, filitas, esquistos y gneises. Pizarras (slates) son argilitas o limolitas conmetamorfismo regional de grado muy bajo o bajo y clivaje grosero o pizarroso (la diferencia antreargilitas y limolitas es el tamao de grano:


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grupo de minerales: gneis micceo, biottico, plagioclsico, anfiblico, piroxnico, etc. Por otra parte, sise conoce el tipo de roca original, se usan a veces los prefijos orto- y para-: ortogneis es un gneis quederiva de una roca gnea y paragneis es el derivado de una roca sedimentaria.

Las calizas con metamorfismo de grado muy bajo y bajo se siguen llamando calizas, pese a que eltrmino correcto sera el de metacalizas. Cuando el metamorfismo ha sido mayor, de grado medio o alto,se transforman en mrmoles, esencialmente por recristalizacin con aumento del tamao de grano. Lasmargas, rocas formadas por arcillas y carbonatos, se transforman en pizarras calcreas durante elmetamorfismo de grados muy bajo y bajo. No obstante, la denominacin que suele usarse es la decalcoesquistos, pese a que el clivaje es de tipo pizarroso y no una esquistosidad. En grados medio yalto, esas rocas se transforman en distintos tipos de rocas de silicatos clcicos, de entre las que soncomunes los paragneises anfiblicos y piroxnicos.

Las rocas gneas cidas (>55% SiO2) se denominan con el prefijo meta- seguido de su nombre:metariolita, metagranito, etc. En grados medio y alto suelen transformarse en ortogneises. Las rocasgneas bsicas (entre 45% y 55% de SiO2) se transforman en diferentes tipos de rocas metamrficassegn el grado. En grados muy bajos y bajos se convierten en esquistos verdes, en realidad un tipo depizarras o esquistos con mucha clorita y/o epidota, minerales que dan color verdoso a la roca. Enmetamorfismo de alta presin, las mismas rocas dan los esquistos azules, as llamados por la abundanciade un anfbol azul, la glaucofana. En grado medio, se transforman en anfibolitas, ms concretamente,ortoanfibolitas, ya que algunas rocas sedimentarias de composicin adecuada tambin puedentransformarse en rocas con mucho anfbol que se denominan paraanfibolitas. En grado alto, las rocasbsicas se transforman en ortogneises anfiblicos o piroxnicos, granulitas bsicas o eclogitas,rocas estas ltimas caractersticas del metamorfismo de alta P. Con independencia de esos nombresespecficos, se usa tambin el prefijo meta- cuando se conoce la roca original: metabasalto, metagabro,etc.

6.6.2 - LOS PORFIROBLASTOS Y MICROESTRUCTURAS ASOCIADAS

Las texturas de las rocas metamrficas y los procesos que las generan ya han sido estudiados enel captulo anterior, en los apartados del clivaje y de las lineaciones minerales. No vamos, por tanto, aextendernos de nuevo en su descripcin. Sin embargo, de lo que tratamos esencialmente en el captuloprevio es de la formacin de las fbricas de forma, que afectan a la mayor parte de las rocas metamrficas,pero no de unos elementos peculiares de estas rocas denominados porfiroblastos (o porfidoblastos). Eltrmino deriva del griego: se llama porfrica a una textura consistente en granos grandes dentro de unamatriz de grano fino y blastesis significa crecimiento. Los porfiroblastos son minerales crecidos duranteel metamorfismo, que tienen un tamao mayor que el de los constituyentes de la matriz, es decir, de la


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roca alrededor de ellos. Los minerales que con ms frecuencia dan porfiroblastos son el granate, lasmicas, sobre todo la biotita, la cordierita, la plagioclasa, los silicatos de aluminio andalucita, distena ysillimanita y los anfboles.

Los porfiroblastos son importantes porque llevan microestructuras asociadas que permiten establecerlas relaciones de la deformacin con el metamorfismo, cuando se analizan al microscopio en lminasdelgadas. De lo que se trata en esencia es de establecer si un tipo o tipos de porfiroblastos crecieronantes, durante o despus de una determinada fase de deformacin. Como los minerales que crecen en undeterminado periodo son indicadores de las condiciones de metamorfismo, es decir, de la P y la T enaquel momento, sus relaciones con la deformacin permiten establecer las condiciones P y T de lamisma. Los porfiroblastos y, en general, todos los minerales metamrficos, se clasifican en precinemticos,sincinemticos y postcinemticos segn que crecieran antes, durante o despus de una determinadafase de deformacin.

Los criterios utilizados para establecer las relaciones son esencialmente de dos tipos: estructurasde deformacin intracristalina y relaciones del cristal con la o las foliaciones de la matriz. Estas ltimas,las foliaciones o clivajes, a veces se encuentran no slo en la matriz, es decir, fuera del cristal, sinotambin dentro de l. Esto es debido a que los porfiroblastos, al crecer, engloban en cierto modo alclivaje o clivajes preexistentes, que se conservan dentro de l en forma de inclusiones. P. ej., en unesquisto, la fbrica est definida por la orientacin preferente de cristales aplastados de micas y decuarzo. Si se produce el crecimiento de un granate (Fig.6-108) u otro silicato de aluminio y/o hierro, elnuevo mineral crece a expensas de las micas, pero el cuarzo, al menos los granos ms grandes, no sontotalmente absorvidos por l, debido a su composicin (SiO2 puro) y quedan como inclusiones aplastadasque marcan la foliacin. Los cristales con muchas inclusiones se llaman poiquiloblastos y cuando stasson alargadas y con orientacin preferente, probablemente marcan una foliacin tectnica que ha sidoconservada dentro del cristal y que se suele denominar Si (interna) por contraposicin a la Se (externa)que existe en la matriz. En la Fig.6-108 puede verse un granate que se superpone a una foliacin yposteriormente gira y crece ms, en condiciones tales que no se forman inclusiones en los bordes. La Si,marcada por inclusiones de cuarzo, es oblcua a la Se en este caso, indicando una rotacin con posterioridad

al primer crecimiento. Otras inclusiones quemarcan foliaciones en el interior de los cristalesson las de minerales opacos, esencialmentexidos, sulfuros y carbono en forma de grafito.

La Fig.6-109 muestra una serie decriterios indicativos de que los cristales sonprecinemticos (o pretectnicos). (a) muestraun cristal de cuarzo con extincin ondulanteFigura 6-108- Desarrollo de un porfiroblasto de granate con

inclusiones rectas. Las inclusiones configuran una texturapoiquiloblstica.


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(sombreado) y lamelas de deformacin (rayas).(b) es una sombra de presin desarrolladaalrededor de un porfiroblasto de granate. Este haactuado como un objeto rgido que ha protegidola matriz a los dos lados de l, dando dos zonasaproximadamente triangulares en las que elaplastamiento ha sido menor. (c) es lo que se llamauna franja de presin, que es una microestructurasimilar a la anterior pero en la cual se ha creadoun espacio entre el cristal (pirita en este caso) y lamatriz y se ha producido precipitacin de mineralesen l, en este caso fibrosos. (d) es una mica conkinks. (e) es un granate que ha sufridomicroboudinage. (f) es una plagioclasa en la cuallas maclas polisintticas han sido dobladas. (g) esun granate que se est transformando en su parteexterna y tambin en su interior, en un agregadode pequeos cristales de clorita, los cuales sedisponen a su alrededor formando una sombrade presin. (h) es un anfbol que, como en el casoanterior, se est transformando en su parte externa

y tambin en su interior en un agregado depequeos cristales de anfbol, que se disponenformando una corona a su alrededor y que tambinpenetran en su interior.

Los criterios de que el cristal ha sufridodeformacin son, pues, de tres tipos: el cristal ha sufrido deformacin interna (a, d, e, f), el cristal se hacomportado como un objeto rgido alrededor del cual se ha amoldado la foliacin (b y e) o se haproducido crecimiento de nuevos minerales (c) y, por ltimo, el cristal ha sufrido transformaciones enotros minerales distintos, lo cual indica que no est en equilibrio con las condiciones de P y T de ladeformacin (g y h). Aunque los cristales de la Fig.6-109 son realmente precinemticos, algunas de lasmicroestructuras utilizadas como criterios se dan tambin en cristales sincinemticos. Ello es lgico,dado que lo que los criterios indican es que el cristal ha sufrido deformacin, pero ello puede debersetanto a que exista con anterioridad, como a que se cre durante la deformacin y, por tanto, sufri unaparte de la misma.

Figura 6-109- Microestructuras en cristalesprecinemticos: (a) extincin ondulante y lamelas dedeformacin en cuarzo. (b) sombra de presin alrededorde un granate. (c) franja de presin alrededor de pirita. (d)kinks de biotita. (e) granate microbudinado. (f) maclaspolisintticas dobladas en plagioclasa. (g) granatetransformado en sus bordes a clorita y con sombra depresin. (h) cristal de anfbol con sus bordestransformados en pequeos cristales del mismo mineral.


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Los principales criterios de crecimiento sincinemtico se han representado esquemticamenteen la Fig.6-110. (a) es una estructura en bola de nieve, (b) representa el desarrollo progresivo de unasombra de presin en la cual el crecimiento del porfiroblasto se produce a la vez que una foliacin yaexistente se aplasta a su alrededor y (c) es lo que se llama una estructura helictica. Vamos a estudiar conms detalle cada uno de estos criterios.

Las estructuras en bola de nieve se forman en porfiroblastos que giran al mismo tiempo quecrecen. Suelen darse en minerales de hbito casi esfrico, como los granates, en condiciones dedeformacin fuertemente rotacional, tales como las de una zona de cizalla dctil. La Fig.6-111 representados secciones de granates con estructura en bola de nieve, que consiste en que la foliacin interna,marcada por inclusiones, dibuja un simoide muy pronunciado (izda.) o una figura ms compleja en la cualla foliacin en el centro del granate ha girado una vuelta completa (dcha.) o incluso varias vueltas conrespecto a la foliacin en sus bordes. La Fig.6-112 muestra cmo se genera esta estructura. Arriba, unpequeo granate est en una matriz sometida a cizallamiento simple. El flujo producido por el cizallamientohace que las lminas superiores se desplacen hacia la derecha con respecto a las inferiores, lo que obligaal granate a girar. Debajo se han representado dos series de dibujos en los que el granate ha girado 90,160 y 245 al mismo tiempo que creca rpidamente (izda.) o lentamente (dcha.). En todos los casos,la sombra de presin, compuesta por granos poligonales de cuarzo (en punteado) y la propia foliacinexterna, marcada por inclusiones de grafito, van siendo incorporadas por el cristal al crecer y giradas,

Figura 6-110- Criterios fundamentales de crecimiento sincinemtico: (a) porfiroblasto con estructura en bola denieve. (b) desarrollo progresivo de una sombra de presin. (c) estructura helictica.

Figura 6-111- Dos ejemplos de estructura en bola de nieve en granates.


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dando lugar a la estructura, que recuerdaal crecimiento de las bolas de nieve al rodarpor una pendiente. La Fig.6-113 muestrados ejemplos de desarrollo de estructuraen bola de nieve en un granate que hagirado 90 en una zona de cizalla senestra(izda.) y en otro que ha girado 446 en unazona de cizalla dextra (dcha.). Obsrveseque la asimetra de la Si es de tipo S en elprimer caso y Z en el segundo.

El crecimiento de un porfiroblastosimultneo con el aplastamiento de unafoliacin ya existente puede verse en laFig.6-114 de derecha a izquierda. Comoen el caso de los cristales pretectnicos(Fig.6-109 b), se forma una sombra depresin, pero con la diferencia de que elcristal, al crecer, va englobndola y apareceen su interior como una estructura curvadaen la cual las superficies de Si se aproximanentre s hacia los extremos. En la Fig.6-115se muestra, de dcha. a izda., el caso de un

Figura 6-112- Desarrollo de una estructura en bola de nieve en ungranate sincinemtico dentro de una zona de cizalla dctil. A laizquierda, el granate crece ms rpidamente que a la derecha. Alcrecer a la vez que gira, el granate va englobando a la foliacinexterna y a su propia sombra de presin.

Figura 6-113- Desarrollo de estructuras en bola de nieve en un granate que gira 90 (izquierda) y en uno que gira446 (derecha).


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porfiroblasto alargado que sufre un pequeo giro durante su crecimiento sincinemtico. La Si dibuja unpequeo sigmoide que es equivalente a una estructura en bola de nieve incipiente, que no puededesarrollarse mucho ms porque los cristales alargados no pueden girar con la misma facilidad que losredondeados. En c se ha producido crecimiento de cristales fibrosos.

La estructura helictica consisteen que el mineral crece al mismo tiempoque la Se se crenula. La Fig.6-116 muestraeste proceso y puede verse en ella cmola parte central del porfiroblasto tiene la Simuy poco crenulada mientras que lacrenulacin es ms fuerte hacia los bordes.Si la deformacin es muy fuerte, es posibleque la crenulacin del clivaje evolucionehacia un bandeado tectnico y hacia un nuevo clivaje que no deje rastro de la existencia de una fbricaanterior. En esos casos, los porfiroblastos son a veces excelentes testigos de la historia de la deformacinporque pueden conservar en su interior estructuras helicticas indicativas de que existi un clivaje anterior.

La Fig.6-117 muestra criterios de crecimiento postcinemtico. En 1, un porfiroblasto ha crecidoestticamente sobre una foliacin. La Si es paralela a la Se y continua con ella y la Se no muestra la menorcurvatura alrededor del porfiroblasto. En 2, el porfiroblasto ha crecido sobre una crenulacin que estexactamente igual de aplastada dentro que fuera de l, lo que indica que no ha habido aplastamientoposterior a su crecimiento.

Para ilustrar los criterios anterioresse ha representado en la Fig.6-118 laevolucin de un esquisto a lo largo de tresfases de deformacin sucesivas. Durante laprimera fase (a), la laminacin sedimentaria(S0) se pleg y se form un clivaje (S1)paralelo al plano axial de los pliegues. Almismo tiempo, se produjo el crecimiento

Figura 6-114- Desarrollo progresivo de una sombra de presin.

Figura 6-115- Rotacin sincinemtica de un porfidoblastoalargado, con desarrollo de una foliacin interna sigmoidal.

Figura 6-116- Formacin de una estructura helictica..


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sincinemtico de granate (G) con estructura en bola de nieve. Despus de sta deformacin se produjoel crecimiento postcinemtico de albita (Ab), que incluye a la S1 como Si recta y que no desarrollsombras de presin. Durante la segunda fase (b), se desarroll un nuevo clivaje (S2), a partir de unacrenulacin del anterior. S2 es un bandeado tectnico en cuyas bandas claras, poco micceas, puedenobservarse charnelas de micropliegues del primer clivaje. El granate y la albita son precinemticos con

respecto a este nuevo clivaje, perodurante el desarrollo del mismo creciun cristal de estaurolita (St)sincinemtico con estructura helictica:los pliegues son menos apretados queen el exterior del cristal. Finalmente,durante la tercera fase (c), se desarrollun clivaje espaciado (S3) sin crecimientode nuevos porfiroblastos.

De entre las estructuras descritas,merecen atencin especial las sombras y franjas de presin, debido a que suelen verse a simple vista y aque, por su forma, son un indicador del tipo de elipsoide de deformacin finita. Las sombras y franjas depresin son estructuras de deformacin que se dan alrededor de porfiroblastos precinemticos y deotros objetos pretectnicos, as como en porfiroblastos sincinemticos. Se forman al aplastarse la matrizalrededor de ellos y debido a que su comportamiento rgido crea unas zonas abrigadas, es decir, conesfuerzos menos intensos, a su alrededor. En las sombras de presin, tambin llamadas colas depresin, la zona abrigada est compuesta en parte por minerales de la matriz y en parte (a vecestotalmente) por minerales que provienen de la recristalizacin de los bordes del propio porfiroblasto engranos de pequeo tamao (Figs.6-119 y 6-120 A). Las franjas de presin, tambin llamadas colasde cristalizacin, son estructuras similares, pero compuestas de minerales de precipitacin qumica.Son muy tpicas las que se forman alrededor de cristales de pirita (Fig.13 B) y que suelen estar formadaspor cristales fibrosos de cuarzo (Q) o calcita y por clorita (CHL). La clorita suele crecer con su plano delclivaje paralelo a las caras del cristal de pirita mientras que el cuarzo lo hace en fibras perpendiculares alas mismas, a veces en varias generaciones sucesivas.

Figura 6-117- Dos ejemplos de porfiroblastos postcinemticos.

Figura 6-118- Evolucin de un esquisto micceo a lo largo de tres fases de deformacin.


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La relacin entre la forma de la sombra ofranja de presin y el elipsoide de deformacinpuede verse en la Fig.6-121. De izquierda aderecha se han dibujado las franjas de presincorrespondientes a elipsoides oblato, intermedioy prolato, alrededor de un cristal de pirita, segnapareceran en los tres planos principales de ladeformacin. La diferencia entre las dos ltimasno es muy grande, como puede apreciarse. Entodo caso, s se diferencia bien entre elipsoidesoblatos y aplastados, por un lado, y elipsoidescon un eje claramente mayor, por otro. En esteltimo caso, las sombras de presin suelen seralargadas y configuran un tipo especial delineacin mineral.

6.6.3 -ROCAS DE FALLA Y DECIZALLAMIENTO DUCTIL

En las zonas de cizalla que sufren uncizallamiento intenso, se desarrollan unos tiposespeciales de rocas que se conocen con elnombre genrico de rocas de falla. El nombre serefiere tanto a rocas desarrolladas en condiciones de comportamiento frgil como dctil, existiendo dosgrupos de rocas de falla segn el comportamiento: la serie de las cataclasitas y la serie de las milonitas.Cataclasis es un trmino derivado del griego, que significa rotura en profundidad y las cataclasitas sonlas rocas de falla de comportamiento frgil. Milonita viene tambin del griego mylon, molino y el trmino

fue introducido por Lapworth, en 1885,porque pensaba que las rocas delcabalgamiento del Moine, en Escocia,haban sufrido una autntica trituracin. Sinembargo, lo que l llam milonitas y loque hoy consideramos como tales, sonrocas que han sufrido esencialmente unaintensa deformacin dctil acompaadade recristalizacin, eso s, con unareduccin importante del tamao de

Figura 6-117- Detalle de una sombra de presin en unfeldespato

Figura 6-120-Sombras de presin (A) y franjas de presin (B)

Figura 6-121- Distintas formas de franjas de presin correspondientesa distintos tipos de elipsoide: de izquierda a derecha, oblato,intermedio y prolato.


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grano. La cataclasitas son, por tanto, rocas tpicas de las zonas de cizalla frgil, mientras que las milonitaslo son de las zonas de cizalla dctil. Ambas se consideran productos de metamorfismo dinmico, esdecir, generadas fundamentalmente por la actuacin de esfuerzos, lo que no quiere decir que se formensiempre en condiciones fras. De hecho, es la T lo que condiciona la formacin de rocas de una u otraserie.

La clasificacin de las rocas de metamorfismo dinmico se hace teniendo en cuenta varios criterios.Uno de ellos es si muestran o no cohesin primaria, es decir si, cuando se formaron, las rocas tenan suspartculas unidas entre s o sueltas. Otro criterio es si tienen o no una fbrica planar o planolinear. Porltimo, partiendo de la base de que las rocas de falla desarrollan una matriz de grano ms o menos fino,pero pueden conservar fragmentos de la roca original, la proporcin entre la matriz y los fragmentos seutiliza tambin como criterio. El cuadro adjunto muestra una de las clasificaciones ms utilizadas, la deSibson (1977).

En zonas de grandes fallas, varios de esos tipos de rocas suelen aparecer juntos y a vecesmezclados. Esto se debe a que las grandes fallas afectan a una parte importante de la corteza terrestre,a menudo a toda ella. El comportamiento en la parte superior de esas fallas es frgil, pero hacia abajo esdctil. La Fig.6-122 muestra un ejemplo de una falla inversa que en los 10 a 15 km superiores tiene uncomportamiento frgil y que en profundidad pasa a una serie de cizallas dctiles anastomosadas. Si elbloque cabalgante asciende 10 15 km, las rocas de falla dctiles se pondran en contacto con lasfrgiles del bloque cabalgado y, adems, podran ser afectadas ellas mismas por una fracturacin que las

transformara en parte encataclasitas. La Fig.6-123 muestraun caso de una zona de falla conrocas de falla de varios tipos.

Las rocas sin cohesinprimaria se forman a muy pocaprofundidad, entre la superficie y1 a 4 km, segn las rocas y lascondiciones fsicas (Fig.6-122). Seproducen por roturas que aislanbloques o fragmentos, los cuales

empiezan a moverse progresivamente unos con respecto a otros, con lo que se producen nuevasfragmentaciones y se va generando una matriz pulverulenta. Cuando ms del 30% de la roca son fragmentosse denomina brecha de falla y cuando la matriz supera el 70%, harina de falla o gouge, palabrainglesa que significa gubia (formn de filo curvo para hacer acanaladuras) y tambin arrancar con unagubia. La falta de cohesin primaria se debe a la ausencia de fluidos a alta T capaces de producir la uninde los fragmentos y de la matriz por mecanismos de disolucin-cristalizacin durante la deformacin. No

Figura 6-122- Diferentes tipos de rocas de falla desarrolladas en la mismafalla a diferentes profundidades.


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obstante, las rocas de este tipo son muy porosas y la circulacin de agua a travs de ellas una vezformadas puede inducir la precipitacin de cementos que cohesionen la roca, pero se tratara, en esecaso, de una cohesin secundaria. La Fig.6-124 muestra dos ejemplos de brechas de falla en arenisca.

Las pseudotaquilitas son rocas de falla producidas por fusin inducida por friccin entre loslabios de una falla. El nombre deriva de las taquilitas, un tipo de roca volcnica vtrea, y el prefijopseudo- indica que son falsas taquilitas, es decir, que no son rocas volcnicas. Se producen en condicionesde poca profundidad (Fig.6-122) en rocas secas y en las denominadas fallas ssmicas, es decir, en fallasque experimentan instantneamente una translacin (de centmetros hasta verios metros), lo que generaondas ssmicas. La friccin genera un calor que hace aumentar localmente la T de las rocas hasta producirsu fusin. La roca fundida penetra a gran presin en la roca encajante que, al estar fra, provoca elenfriamiento muy rpido de la pseudotaquilita, dando una estructura vtrea, es decir, sin desarrollo de


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cristales. La Fig.6-125 muestra varias bolsas de pseudotaquilita adyacentes a fallas en las que se handesarrollado ultramilonitas. En general, los cuerpos de pseudotaquilita son pequeos, de centimtricos adecimtricos.

Las rocas con cohesin primaria y fbrica al azar constituyen la serie de las cataclasitas y elproceso que las produce se denomina cataclasis. Cuando la cataclasis es incipiente, la matriz es muyescasa (


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Fig. 6-126 puede verse la evolucin de una roca cataclstica que empieza siendo una brecha fina (a) ydespus, en la parte central, se desarrolla una banda de ms deformacin que puede clasificarse comouna protocataclasita (b) y acaba transformndose en una ultracataclasita (c).

Las rocas de esta serie se forman a profundidades de entre 1 y 10 15 km aproximadamente y,como es lgico, la matriz tiene siempre un tamao de grano menor que el de la roca sin triturar. Lacohesin primaria se produce sobre todo por la actuacin de mecanismos de disolucin-cristalizacin,pero la T no es todava suficientemente grande como para dar lugar a deformacin intracristalina. Sinembargo, en algunas condiciones, algunos min

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