la ductilidad de las rocas y su influencia en el desarrollo de las estructuras tectónicas en...
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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 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 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 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 diferentes de las
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 varios
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 es posible que el stress alcance un valor critico el cual sobrepase 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. 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
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 reológicas. La contribución de Stefan Schmid en este volumen es un excelente 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 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 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, siendo el vínculo crítico el análisis de los mecanismos de las inestabilidades que
surgen durante la deformación.
Aunque 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 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 y como se 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 viscoso
lineal), existen métodos disponibles para dar valores numéricos y describir el contraste de
competencias (ejemplo: el radio de viscosidad en caso de materiales viscosos lineales). 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 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 de la deformación se puede tener una idea de las
diferencias 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 cercanas para decir que ellas sufrieron la misma 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 contacto a lo largo de una
interface planar orientada.
Los conglomerados son rocas especialmente útiles para la evaluación del contraste de
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 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 tales como el clivaje y la esquistosidad. Estas estructuras planares a menudo
cambian su orientación cuando pasan de una capa a otra, una característica conocida como
refracción de clivaje (fig 2) El clivaje y la esquistosidad son fabricas cuyas intensidades y
orientaciones 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) 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 entre 2 tipos de rocas implican que las
magnitudes y orientaciones de los strain finitos principales también cambian. Cuando un análisis
matemático sobre el vinculo del elipsoide de strain finito en un lado de la interface y en el otro se
llevan a cabo, se puede observar que el mayor acortamiento tectónico ocurre en el tipo de roca
donde el clivaje hace el menor ángulo con la superficie de contacto (interface). El ángulo entre el
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 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 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 con los diferentes flujos en
diferentes tipos de roca, no existe una correspondencia 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
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 estiradas (fig 3A). Especialmente a grandes stresses, se construyen dentro de las
capas más competentes en ciertos lugares, controlados por las imperfecciones iniciales del
material y por la generación de altas cargas en los puntos medios de los previamente iniciados
boudins (proceso de fibra de carga). Estos grandes stresses producen tasas 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 para 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 el resultado de las primeras diferencias de
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 la capa competente en una forma de “boca de pescado” en sección transversal (fig 3A). La
región entre las partes separadas de una capa con boudinage es a menudo el sitio de deposición
de material cristalino derivado de las fases fluidas en la roca durante la deformación. La
composición de este material es a menudo un muy buen indicador del grado de metamorfismo y
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) este veta
nuevamente cristalizada demostró ser mas competente que ambas rocas básicas y la pizarra
circundante, y el mayor estiramiento del dique 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 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 que conllevan a la deflexión hacia 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 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 pliegues tygmaticos
característicos de altos contraste de competencias y los pliegues cuspado-lobulados (cuspate-
lobate) característicos de bajo contraste de competencias (Fig 5A a D). Las variaciones en los
cambios de forma del pliegue van de la mano 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 entre la capa y la matriz construyan
diferentes tipos de patrones de clivaje.
Rocas multiestratificadas producen rangos más complicados de formas de pliegues y longitudes de
onda dependiendo de los varios contrastes de competencias y de las variaciones de espesor de las
capas. Donde las capas competentes están relativamente cerca una de las otras se producen
pliegues que muestran la misma longitud de onda y superficies axiales interconectando capas
individuales competentes (Fig 6A) donde las capas competentes están separadas por un material
incompetente de espesor considerable o se formaran pliegues dis-armónicos, o se desarrollaran
pliegues con varias longitudes de ondas características (pliegues poli-armónicos) (Fig 6C). Las
características geométricas de estos varios tipos de pliegues básicamente están de acuerdo con los
principios discutidos arriba con respecto a unas capas competentes en un huésped menos
competente; primero, como el espesor de una capa competente se incrementa, la longitud de
onda inicial del pliegue en la capa será mayor; segundo, como el contraste de competencia entre
una capa competente y sus vecinos se incremente, también lo hace la longitud de onda inicial
potencial del pliegue en esa capa. Las variaciones del espesor de las capas individuales dentro de
un ensamblaje multiestratificado es una función de las variaciones en las formas de las interfaces
entre los materiales competentes e 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 periódicas y sucesivas de pliegues con formas cuspadas y lobuladas. Esta
característica geométrica lleva a propiedades geométricas especiales de los pliegues en capas
individuales; capas 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 marcado 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)
El tipo de geometría de pliegue que alterna cuspado y lobulado es una característica de la
interface entre dos tipos de rocas cualesquiera de diferentes competencia, y no solo de capas
plegadas. La figura 7 ilustra un contacto entre cuarcita y un esquisto calcáreo metamorfoseado en
facies de anfibolita inferior durante la deformación. Las formas cuspadas-lobuladas son
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 masas 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 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) 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
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
9-. Lutita
10-. Halita, anhidrita
La dolomita es extremadamente competente. En terrenos donde la relación de competencias
entre la dolomita y rocas metamórficas cristalinas pueden investigarse, como por ejemplo en la
interface basamento-cubierta de los macizos externos de los Alpes, la dolomita puede mostrarse
siendo más competente que el basamento granítico y gneissico.
La ductilidad de las rocas del basamento cristalino y las rocas deformadas bajo condiciones
metamórficas es más compleja que las relaciones mostradas arriba en la lista de la ductilidad de
los sedimentos. La ductilidad depende en gran medida de la mineralogía y los cambios
mineralógicos que toman lugar bajo cambiantes condiciones de presión y temperatura. En muchos
terrenos deformados bajo facies esquistos verdes o anfibolita inferior la lista de competencias
podría ser la siguiente:
1-. Rocas metabasitas
2-. Granitos de grano grueso y gneiss granítico
3-. Granitos de grano fino y gneiss granítico
4-. Cuarzo bandeado, gneiss micáceos de 2 feldespatos
5-. Cuarcita
6-. Mármol
7-. Esquistos micáceos
Pero muchos cambios interesantes y geológicamente significantes de posición de un tipo de roca
en esta lista pueden ocurrir. Por ejemplo la posición relativa de las metabasitas y las rocas
graníticas dependerá de la composición mineralógica de la roca básica, una característica que esta
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. Como un resultado de la
subsecuente deformación orogénica Laxfordiana, ambos diques y las rocas gneissicas fueron
fuertemente deformadas, y el contacto dique-gneiss se acorto y desarrollo plegamiento. En las
localidades mostradas en la figura 9 la geometría 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
consistente en su mayoría de anfíbol y biotita. Estas transformaciones 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.
Otro notable ejemplo del control mineralógico sobre la competencia de la roca se encuentra en
carbonatos triásicos deformados y en lutitas calcáreas de la envoltura del plutón Adamello de los
Alpes del sur. La figura 11 muestra un afloramiento de carbonatos deformados (color pálido) y
margas (oscuras) a unos pocos kilómetros del contacto del plutón, 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 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 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 de rocas.
4-. Inestabilidades mecánicas 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 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 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 a lo largo de la dirección de stress principal intermedio (σ2)
y el ángulo entre los set esta bisectado por el mayor y el menor stress principal (σ1 y σ3) (fig 13).
Aunque el desplazamiento diferencial hacia los lados es una característica geométrica
predominante (de aquí la terminología de zona de cizalle) otros tipos de desplazamientos
diferenciales juegan roles subsidiarios. Por ejemplo, no es poco común encontrar cambios
volumétricos localizados a lo largo de las zonas de cizalle, y en muchos terrenos deformados en un
ambiente muy dúctil, las zonas de cizalle y el material que interviene de la pared de roca están
afectados por un mas o menos homogéneo de strain total.
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 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 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 resultado de cambios en el tamaño de
grano de los cristales componentes, en la dilatación inducida por deformación llevando a cambios
en la presión del fluido, o a la entrada de fluidos afectando la estabilidad química de las rocas.
Como la deformación se hace mas concentrada en la zona es probable que la deformación indujo
una fabrica anisótropa, tal como la formación de esquistosidad planar, que también juega un rol
mecánico importante (fig 15 y 16).
La formación de la zona de 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 altas y a menudo producen fuerte
esquistosidad. La roca dentro de los bloque relativamente no deformados retiene su estructura y
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 por
zona de cizalle es dominante existe a menudo sorprendentes y rápidas variaciones en la fabrica de
las rocas y en el grado 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 sometidos a
repetida deformación alpina bajo condiciones metamórficas que van desde facies esquistos azules
a esquistos verdes, no es poco común encontrar minerales indicando esas 3 diferentes
condiciones de P-T dentro de unos pocos metros de distancia, con los 2 minerales alpinos
sobreimpuestos localizados en 2 sets de zonas de cizalle de edad alpina. Las zonas de cizalle
desarrolladas en terrenos de basamento que han sufrido un posterior reciclamiento orogénico
pueden producir una gran cantidad de deformación total general y llevar a desplazamientos
relativamente profundos a través de la posterior zona orogénica.
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 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 a menudo conlleva a la formación de arreglos de
vetas rellenas de cuarzo o calcita en formas en-echelon (fig 17).
Las características estructurales de la zona de cizalle se observan que cambian con las condiciones
geológicas en una zona orogénica. Las zonas de cizalle dúctiles se encuentran en las partes
profundas del orógeno (mayores a 10 km de profundidad) en la parte superior se encuentra la
zona semi-fragil y frágil (ver tabla 1).
La tabla 1 muestra que los ángulos conjugados de las zonas de cizalle cambian cuando uno pasa
desde una zona dúctil a zonas de fallas superiores. En las zonas dúctiles la dirección de máximo
acortamiento bisecta el ángulo obtuso entre los set de cizalle conjugados, mientras en ambientes
frágiles y semifragiles esta dirección bisecta el ángulo agudo entre los sets. Muchas explicaciones
se mostraran adelante para ese cambio de relaciones angulares. Se ha sugerido que los ángulos de
la zona de cizalle de las zonas dúctiles fueron iniciados como los de las zonas frágiles, con el ángulo
agudo en la máxima compresión y que, como resultado del flujo dúctil posterior, las zonas rotaron
lejos de la dirección de máxima compresión para producir un ángulo obtuso. Aunque esto es
geométricamente factible, los estudios de terrenos donde las transiciones desde zonas de cizalle
totalmente desarrolladas y algunas en etapa temprana, no muestran el cambio de espectro de
ángulos predicho por esta teoría. Mas acorde con las observaciones de las zonas de cizalle
deformadas naturalmente son las teorías que postulas que el ángulo actualmente observado entre
los sets conjugados es cercano al ángulo de la zona de iniciación. Casey (1980) hizo un análisis de
condiciones de stress en el tiempo de fallamiento y muestra como las variaciones en el stress
principal (σ(promedio)=( σ1+ σ2+ σ3)/3) pueden controlar los ángulos entre las zonas de cizalle y las
direcciones de stress principal. En situaciones donde el stress principal es bajo lleva a fallas en los
planos de cizalle orientados en menos de 45° al eje de stress de máxima compresión, mientras
aquellos de alto stress principal deberían producir planos de cizalle orientados en ángulos mayores
de 45° al eje de stress de máxima compresión. Durney (1979) ha explicado la orientación de las
zonas de cizalle usando criterios basados en las características deformacionales y en cambios de
volumen que ocurren durante el cizalle. El predice que la zona de cizalle formada bajo cizalle
simple sin cambio de volumen y con orientaciones de strain máximo y mínimo incrementándose a
45° de las paredes de la zona de cizalle deberían hacer ángulos de mas o menos 45° con el eje de
strain total incremental (fig 18C). Donde el desplazamiento de cizalle este acompañado por un
incremento de volumen en la zona (δΔ +) las direcciones de los ejes de strain increméntenles,
máximo y mínimo, toman ángulos menores a 45° y mayores a 45° con las paredes de la zona
respectivamente (fig 18B). Si hay una correspondencia entre los ejes de strain locales de la zona de
cizalle y los ejes de strain de total del sistema de deformación, entonces las condiciones de
compatibilidad de strain necesitan que la zona de cizalle forme un bisector agudo paralelo al
máximo acortamiento regional (Fig 18B, x y X paralelos). Las zonas de cizalle con dilatación positiva
probablemente 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. En un extremo del espectro de
deformación, donde el strain total es uno de extensión unidireccional, podrían aparecer vetas
extensionales sin sistema de cizalle. En el otro extremo de deformación, donde el strain total es
uno de acortamiento unidireccional, las estructuras deberían indicar solo contracción sin efectos
de cizalle, por ejemplo, la formación de sombras de presión (supongo “pressure solution seams”) y
stilolitas tectónicas. Entre esos miembros extremos hay todo un rango de posibilidades de zonas
de cizalle conjugadas con ángulos variables de intersección y con desarrollo variable de vetas
extensionales y estructuras de perdida de volumen dependiendo de los cambios del conjunto
regional que surgen de los valores del strain total (fig 18).
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 unas con otras. Por ejemplo en basamento de gneises
cristalinos cortadas por plutónes ígneos y diques, están usualmente en discordancia angular en el
contacto entre la roca ígnea y el bandeamiento litológico de la roca de caja. En la interface
basamento-cobertura están comúnmente en no conformidad angular y, los sedimentos que sobre
yacen el basamento, es usual encontrarlos en discordancias en un rango de escalas desde no
conformidades angulares de extensión regional a pequeña escala en discordancias tales como
estratificación cruzada.
Como resultado de la deformación tectónica durante la orogénesis los ángulos originales a lo largo
de todas las discordancias contenidas en la masa de roca sufren modificaciones. La geometría
resultante depende de la orientación inicial de los componentes planares y de la intensidad y
orientación de los ejes de strain finitos. La modificación que se da con mayor frecuencia en
regiones de alto strain es una reducción en los ángulos entre elementos estructurales inicialmente
oblicuos, porque todos los planos y líneas sufren rotación hacia el plano principal XY del elipsoide
de strain finito, hacia el eje de extensión mayor finito X dentro de este plano principal XY. En las
partes centrales altamente deformadas del orogeno uno a menudo ve llamativos resultados de
esas modificaciones geométricas. La no conformidad angular inicial y las disconformidades
claramente vistos en el antepaís orogenico (orogenic foreland) se hacen progresivamente más
difícil de reconocer cuando se trazan en regiones más deformadas, y localmente pueden ser casi
imposibles de reconocer. Diques que fueron originalmente oblicuos a las estructuras de la roca de
caja se hacen progresivamente mas concordantes y eventualmente subparalelos a la
estratificación de la roca de caja. La figura 19 y 20 ilustra un ejemplo típico de tales modificaciones
desde la zona orogénica Nagssugtoqidian del oeste de Groenlandia. La figura 19 muestra un dique
básico con márgenes enfriados cortando discordantemente a través de gneiss granuliticos
bandeados y es típico de la región del antepaís del arqueano del orogeno posterior. La figura 20
muestra el contacto de un dique básico desde el mismo enjambre pero tomado en una parte
fuertemente deformada de la zona orogénica posterior. Ambos diques y la roca de caja han
sufrido un nuevo evento metamórfico sobreimpuesto grado anfibolita. El dique básico se ha
transformado en esquisto de hornblendita con una bien desarrollada esquistosidad, mientras el
ángulo entre el bandeamiento de los gneiss y el dique ha sido en gran parte reducido, y la
discordancia angular es ahora menor a 4°.
Como resultado de la creciente deformación interna todas las rocas del no deformado antepaís se
modifican estructuralmente hacia las partes centrales del orogeno. Estructuras con un amplio
rango de orientaciones iniciales se hacen progresivamente mas paralelas. Como un resultado de
esas modificaciones es a menudo un trabajo muy difícil el separar el basamento de la cobertura,
particularmente cuando el incremento del paralelismo estructural esta acompañado por
metamorfismo de grado medio a alto y quizás con migmatización y fusión.
Conclusiones
(1) La ductilidad de las rocas deformadas en cinturones montañosos puede ser investigada
por la observación de ciertas características geométricas de las estructuras que han
surgido como un resultado del desarrollo de inestabilidades mecánicas producidas
durante la deformación.
(2) Las observaciones de campo de la geometría estructural puede ser utilizada para
establecer ductilidades relativas entre las rocas de diferente composición, y es posible
formular, para cualquier región, un listado indicando las ductilidades relativas o la
competencia de contraste de varios tipos de rocas. Estas observaciones indican que
algunas ideas actuales de la relativa ductilidad de las rocas necesitan revisión. Por
ejemplo, las rocas graníticas pueden ser menos competentes que las dolomitas. Los
cambios mineralógicos que toman lugar durante el metamorfismo pueden llevar a
marcados cambios de ductilidad relativa.
(3) Las estructuras desarrolladas en la cobertura de rocas sedimentarias en su mayoría surgen
de inestabilidades mecánicas controladas por variaciones litológicas. En contraste, las
rocas cristalinas de los basamentos son a menudos mecánicamente bastante
homogéneos. Las inestabilidades surgen de la formación de la zona de cizalle. El
progresivo desarrollo de las zonas de cizalle en si mismas son el mayor factor en el control
de competencia, y una roca inicialmente homogénea puede desarrollar zonas
incompetentes por el proceso de strain softening (ablandamiento por deformación). Zonas
de cizalle localizadas en el basamento se propagan hacia arriba y afuera desde el centro
del orogeno y a menudo están conectadas con la localización de algunos de los pliegues en
la cubierta sedimentaria.