Unidad 4
GEODINÁMICA
Profesor: Gemma Soriano
Curso 2012-2013
TEMA 7.- TECTÓNICA
TEMA 7.- TECTÓNICA ... 0
7.1.- INTRODUCCIÓN ... 1
7.2.- ESFUERZO-DEFORMACIÓN ... 2
7.3.- FACTORES DE DEFORMACIÓN ... 9
7.4.- DEFORMACIÓN ELÁSTICA: TERREMOTOS Y MAREAS TERRESTRES... 12
7.5.- DEFORMACIÓN FRÁGIL: FALLAS Y DIACLASAS... 16
7.5.1.- FALLAS... 18
7.5.2.- DIACLASAS. ... 29
7.6.- DEFORMACIÓN DÚCTIL: PLIEGUES... 35
7.7.- DEFORMACIÓN VISCOSA: DIAPIRISMO ... 48
7.8.- ASOCIACIÓN DE DEFORMACIÓN FRÁGIL Y DÚCTIL. MANTOS ... 52
7.9.- NIVELES ESTRUCTURALES ... 55
7.1.- INTRODUCCIÓN
Los materiales de la corteza terrestre están sometidos a transformaciones. Al hablar de metamorfismo, se ha tratado de transformaciones en los materiales de la corteza terrestre ocurridas en estado sólido, y en el capítulo referido a las rocas ígneas, transformaciones que implican cambios de estado.
Hay otros procesos que determinan transformaciones de los materiales bajo el efecto de PRESIONES DIRIGIDAS. Estas presiones corresponden a los ESFUERZOS TECTÓNICOS, y son distintas de las originadas por el propio peso de las rocas. Las transformaciones no implican cambios mineralógicos ni cambios de estado, sólo DEFORMACIÓN.
La TECTÓNICA es la parte de la geología que estudia las estructuras geológicas producidas por deformación de la corteza terrestre, las que las rocas adquieren después de haberse formado, así como los procesos que las originan, a todas las escalas de observación, desde la
escala cortical (TECTÓNICA DE PLACAS) a escala microscópica (MICROTECTÓNICA).
7.2.- ESFUERZO-DEFORMACIÓN
El ESFUERZO es la cantidad de fuerza que actúa sobre una unidad de roca para causar deformación.
El esfuerzo puede actuar de manera uniforme en la unidad de roca, es decir, en todas las direcciones. Este tipo de esfuerzo es debido a la presión litostática.
Por otra parte, se tienen los esfuerzos que se aplican de manera no uniforme, es decir, en direcciones diferentes, generando los esfuerzos diferenciales. Estos pueden ser esfuerzos compresivos, tensionales y de cizalla.
Se define estado de esfuerzo como el conjunto de los infinitos vectores esfuerzo que actúan sobre los infinitos planos que pasan por un punto, en un instante dado. Esto no es ya una magnitud vectorial, sino una cantidad física compuesta de infinitos vectores, que se denomina un tensor de segundo orden.
Cada elipsoide de esfuerzo tiene tres ejes perpendiculares entre sí, que se llaman esfuerzos
principales, y las direcciones según las cuales actúan se denominan direcciones principales. Uno de ellos es el mayor de todos los esfuerzos de ese particular estado, otro es el menor y el tercero es un esfuerzo de valor intermedio entre los anteriores, que actúa según una dirección perpendicular a los dos. Se denotan como ı1 , ı2 , ı3 , de forma que: ı1 sea mayor ó igual que
ı2 y que éste último sea así mismo mayor ó igual que ı3
DEFORMACIÓN
Se puede saber que una roca ha sido DEFORMADA, porque la geometría inicial de sus estructuras (planos de estratificación, estratificación cruzada, laminaciones…), aparece alterada.
lo cual no se observa de forma tan evidente, sino por la observación de algunos componentes de la roca (por ejemplo cantos, fósiles…, de forma original conocida).
Definimos deformación como cualquier cambio en la posición o en las relaciones geométricas internas sufrido por un cuerpo como consecuencia de la aplicación de un campo de esfuerzos. Una deformación puede constar de hasta cuatro componentes: translación, rotación, dilatación y distorsión. En el caso general, una deformación las incluye a todas, pero deformaciones particulares pueden constar de tres, dos o una de las componentes. La mayor parte de las deformaciones ocurren a lo largo de los bloques de placas.
Las dos primeras componentes de la deformación (traslación y rotación) producen cambios en la posición del cuerpo, pero no de su forma ni de sus relaciones geométricas internas. Ante deformaciones de ese tipo, el cuerpo se mueve como un objeto rígido y, por ello, se llaman
deformaciones de cuerpo rígido o movimientos rígidos.
Las cuatro componentes de la deformación ilustradas con la cabeza de un trilobite junto a un trilobite completo deformado. Obsérvese que en el caso de la rotación rígida, todas las líneas del fósil han girado el mismo ángulo con respecto a una referencia externa, mientras que en la distorsión, la línea de simetría central y su normal, han dejado de formar un ángulo de 90°, lo que implica que han girado un ángulo distinto. Esto se aprecia mejor en el caso de la deformación general, en la parte inferior de la figura.
La deformación interna puede clasificarse atendiendo a distintos criterios:
- Otro criterio que se utiliza para clasificar la deformación interna es el de los resultados
físicos. Según él, se clasifica en frágil y dúctil. La deformación frágil (“brittle”) es la que
produce rotura, mientras que la deformación dúctil (“ductile”) se realiza sin que el cuerpo se fracture. Es obvio que la deformación frágil es discontinua y que la dúctil es continua. La deformación dúctil puede subdividirse en elástica y permanente. Deformación elástica es aquella en la cual se produce deformación por aplicación de un campo de esfuerzos pero si los esfuerzos se retiran, la deformación se pierde, recuperando el cuerpo su forma original. En el caso en que la deformación permanece aun cuando el esfuerzo sea retirado, se habla de deformación permanente.
- Según la geometría del resultado de la deformación interna, ésta se clasifica en homogénea e inhomogénea o heterogénea. En una deformación homogénea, las líneas que eran rectas antes de la deformación siguen siéndolo después y las rectas paralelas siguen siendo paralelas. En una deformación inhomogénea las condiciones anteriores no se cumplen.
Medida de la deformación
Cualquier deformación puede especificarse por los desplazamientos experimentados por los puntos del cuerpo. Se define vector desplazamiento como el vector que une la posición de un punto antes y después de la deformación. Ese vector no indica el camino seguido por el punto, sino que se limita a relacionar sus posiciones inicial y final. El conjunto de los vectores desplazamiento para todos los puntos del cuerpo definen lo que se llama un campo de
Las deformaciones del cuerpo rígido se miden por parámetros que expresan el cambio de posición: la translación rígida por la distancia recorrida por el cuerpo y la rotación rígida por el ángulo que éste ha girado.
Incluso cuando la deformación interna es inhomogénea, se puede elegir un fragmento de roca lo suficientemente pequeño como para que en él pueda considerarse homogénea. La cantidad física que expresa cualquier deformación interna homogénea debe incluir información sobre lo que les ha sucedido a las infinitas líneas que contiene el cuerpo deformado, sus elongaciones y cizallamientos. Esa cantidad es un tensor de segundo orden que puede ser representado geométricamente por un elipsoide, llamado de deformación. El elipsoide de deformación se define como la forma que adquiere una esfera de radio unidad (estado indeformado) al ser sometida a una deformación interna homogénea.
Cada elipsoide de deformación tiene tres ejes, perpendiculares entre sí, que se denominan ejes
de la deformación y que se denotan con las letras X, Y, Z, de forma que, por convenio, X es mayor o igual que Y, el cual es mayor o igual que Z. Las direcciones de los ejes se denominan
direcciones principales de deformación y son perpendiculares entre sí. Los tres planos perpendiculares entre sí que las contienen se llaman planos principales de la deformación.
Dado que el volumen se mantiene, el aplastamiento producido según una dirección se compensaría con el alargamiento en otra o las dos restantes.
La determinación de este elipsoide de deformación en una región es en ocasiones uno de los objetivos de los trabajos de geología estructural.
7.3.- FACTORES DE DEFORMACIÓN
Si sometemos un cilindro de roca a compresión o a extensión (a efectos experimentales es lo mismo), y medimos la cuantía del esfuerzo aplicado y la deformación producida, tendremos un diagrama esfuerzo-deformación como el de la figura.
- En el primer tramo de la curva, ésta presenta una rama recta de fuerte pendiente, que muestra que al comienzo se precisa un esfuerzo grande para alcanzar una deformación escasa. Esta deformación es recuperable, es decir, al cesar el esfuerzo, el material volvería a su estado inicial. Es la DEFORMACIÓN ELÁSTICA. Un cuerpo perfectamente elástico sería el que se deformase una cierta cantidad al serle aplicado un esfuerzo, deformándose exactamente el doble al serle aplicado un esfuerzo doble del anterior. Además, la deformación se alcanzaría instantáneamente en cada caso. Si el esfuerzo dejase de aplicarse, la deformación desaparecería, recuperando de nuevo el cuerpo su forma original.
- Pasado un punto de inflexión, el límite de elasticidad, la relación deja de ser lineal y la curva pierde pendiente, lo que significa que se requiere un menor incremento en el esfuerzo para producirse la deformación. La deformación no es recuperable. Es el campo de la DEFORMACIÓN PLÁSTICA. Se denomina comportamiento plástico perfecto o de Saint Venant, al de los materiales que no se deforman en absoluto hasta que el esfuerzo aplicado alcanza un cierto valor. Una vez alcanzado ese valor o esfuerzo de cesión, el cuerpo se deforma de manera continua hasta que el esfuerzo sea retirado o disminuya, en cuyo caso, la deformación alcanzada permanece, es decir, el cuerpo no se recupera en absoluto.
Como se ha señalado, el agente principal de los procesos tectónicos son los esfuerzos dirigidos, pero hay otros factores condicionantes: presencia de agua, temperatura, presión confinante…., y el tipo de material, que influyen en el tipo de deformación:
- Tipo de material. Las rocas pueden tener distinto grado de competencia, de forma que la curva esfuerzo-deformación en ocasiones puede tener el campo de deformación plástica muy reducido, o sin intervalo de deformación elástica… Las rocas competentes son las que muestran poca plasticidad y alcanzan el límite de rotura sin haber llegado a sufrir una deformación plástica significativa. Son competentes en general las rocas plutónicas y, entre las sedimentarias, las calizas o las areniscas consolidadas cuando no están muy estratificadas. Una estratificación fina dará lugar generalmente a igualdad de material a deformaciones plásticas, principalmente pliegues. Son especialmente incompetentes las rocas arcillosas o las arenas.
- Presión confinante. Experimentalmente se ha comprobado que al aumentar la presión confinante, la muestra se deforma con mayor facilidad, las rocas se vuelven más dúctiles, a costa de disminuir el intervalo de deformación elástica e incrementando el intervalo de deformación plástica. Al aumentar la presión confinante, aumenta el campo elástico y el esfuerzo de cesión, pero también lo hace el esfuerzo de rotura y el campo plástico, de forma que a grandes presiones las rocas tienden a comportarse muy dúctilmente. De esta forma, la deformación frágil o por rotura, será característica de la parte más superficial de la corteza, mientras que en las regiones profundas de la corteza y en el manto, la elevada presión hace improbable la rotura, y materiales que son muy rígidos en la superficie se comportan de un modo mucho más plástico.
Diagramas de diferentes ensayos de corta duración para la misma caliza a diferentes presiones de confinamiento.
Como la presión y la temperatura aumentan con la profundidad en la Tierra, las rocas profundas suelen ser más dúctiles que las próximas a la superficie. La principal diferencia entre el aumento de la presión y el de la temperatura es que para conseguir una determinada deformación se necesita un mayor esfuerzo cuanto mayor es la presión confinante y un menor esfuerzo cuanto mayor es la temperatura.
- La velocidad a que se aplica el esfuerzo condiciona igualmente que la deformación pueda realizarse por distintos mecanismos. Si un esfuerzo se aplica rápidamente (p.ej, con una piqueta), los materiales pueden fracturarse, mientras que estos mismos materiales pueden deformarse plásticamente si el esfuerzo se aplica durante un largo periodo de tiempo.
Cuando estos factores se conjugan, con altos valores de presión confinante y temperatura, el material se hace muy incompetente, y se deforma mediante fluencia viscosa, comportándose de forma análoga a un fluido. En este caso las estructuras de deformación son complejas e irregulares, no estudiables de la misma forma que en los otros mecanismos de deformación.
7.4.- DEFORMACIÓN ELÁSTICA: TERREMOTOS Y MAREAS
TERRESTRES
La deformación elástica es aquella en la que al cesar el esfuerzo, el material recobra su forma original. Por tanto la deformación no permanece, y no puede ser estudiada posteriormente, sino en el momento en que se produce.
Los TERREMOTOS son una vibración o movimiento ondulatorio por liberación súbita de energía en un punto de la tierra. Se produce en una zona en que dos fuerzas han estado actuando en sentido opuesto (par de fuerzas),
produciendo una deformación elástica de las rocas, hasta alcanzar el límite de rotura, en cuyo momento se libera la energía, vibrando la roca repetidas veces hasta amortiguarse. Este sencillo esquema, conocido como la Teoría del rebote elástico, se elaboró a partir de observaciones hechas tras el terremoto que en 1906 asoló la ciudad de San Francisco (USA).
Generalmente, la ruptura comienza en un punto y de allí se propaga, esto es, se extiende a puntos cercanos y de allí a otros hasta romper todo el plano de falla; este proceso se lleva a cabo en cuestión de fracciones de segundo en el caso de sismos pequeños y puede durar minutos enteros cuando se trata de grandes terremotos. La posición del punto inicial de una ruptura sísmica se llama hipocentro y el punto de la superficie terrestre situado arriba de él se llama
epicentro; al volumen de roca cuyo desplazamiento causó el sismo y dentro del cual se encuentra la falla, se le llama fuente o foco sísmico.
Las vibraciones se transmiten mediante las ONDAS SÍSMICAS. Las ondas que se transmiten son de distintos tipos, según el tipo de deformación o movimiento que sufre el terreno a su paso:
- ondas de cuerpo : viajan a través del interior de la Tierra
o ondas P, longitudinales o primarias. Comprimen y expanden las rocas en la
o ondas S, transversales o secundarias. Dan lugar a un movimiento oscilatorio del
terreno perpendicular a la dirección de propagación de las mismas. Las ondas S cambian transitoriamente la forma del material que las transmite. Dado que los fluidos no responden elásticamente a cambios de forma, no transmitirán ondas S
- ondas superficiales: ondas que viajan por la parte externa de la Tierra.
o Ondas Raleigh, las más lentas, que al pasar producen en el piso movimientos
verticales y movimientos horizontales paralelos a la dirección en que viajan.
o Ondas L, (Love), cuya velocidad es intermedia entre las S y las Raleygh, y que
produce movimientos horizontales perpendiculares a la dirección de propagación.
Se llama sismicidad a la actividad sísmica en un lugar determinado. La figura muestra la sismicidad mundial registrada durante 1961-1967; los puntos representan epicentros y su tamaño es proporcional a su magnitud (los sismos muy pequeños no aparecen).
Es de inmediato evidente que los sismos no están distribuidos en forma uniforme sobre la Tierra, sino en bandas que en su mayoría coinciden con las orillas o con las partes medias de los océanos. En algunas zonas continentales alejadas de los océanos la sismicidad coincide con regiones montañosas, como en los Alpes y los Himalayas.
En las trincheras oceánicas la sismicidad es somera cerca de ellas y se hace cada vez más profunda conforme se adentra bajo el continente o arco de islas correspondiente. Estas zonas inclinadas de sismicidad son llamada zonas de Benioff-Wadati, y es en ellas donde ocurren los sismos más profundos. La figura ilustra la sismicidad de la zona de Benioff-Wadati asociada con la trinchera de Kurile-Kamchatka; arriba a la derecha podemos ver la topografía a lo largo de dos cortes que atraviesan la trinchera.
Las ondas viajan a una velocidad constante, que suele ser mayor cuanto más rígido es el terreno. Cuando en su recorrido encuentran una superficie que separa dos materiales de distinta rigidez y densidad, las ondas sufren refracción o
7.5.- DEFORMACIÓN FRÁGIL: FALLAS Y DIACLASAS
Las fracturas de la corteza terrestre pueden tener una gran influencia en nuestra vida cotidiana.
En la mayoría de los casos la presencia de fracturas trae beneficios a las distintas sociedades:
- Por ejemplo, una buena parte del agua de origen subterráneo que se utiliza en el mundo está almacenada en fracturas abiertas que hacen que las rocas sean lo suficientemente permeables como para suministrar agua rápidamente y que provocan la existencia de una porosidad suficiente como para albergar cantidades de agua aptas para su explotación. Además, la recarga de aguas subterráneas, analizada a escala de cuenca, es mucho más rápida si se realiza a través de rocas fracturadas.
- Además del agua, muchas reservas de petróleo y de gas se encuentran en rocas fracturadas, permitiendo su almacenamiento y extracción de manera comercial.
- Otros aspectos positivos relacionados con la existencia de fracturas son, por ejemplo, que permiten realizar excavaciones con más facilidad para establecer cimientos para obras públicas, o
- el importante papel que juegan en la recuperación de la energía geotérmica al permitir la rápida circulación del agua y un eficiente intercambio térmico.
Como ya se ha mencionado, no todo son factores positivos:
- Un tema de candente actualidad, el almacenamiento de residuos peligrosos, radiactivos, químicos o biocontaminados se ve muy dificultado por la presencia de fracturas en las rocas, que impiden su aislamiento de la biosfera con el consiguiente peligro de contaminación.
- Otro inconveniente es el efecto negativo que tienen en la explotación de rocas industriales, donde disminuyen en gran manera el rendimiento de los volúmenes de roca extraídos.
- Algunas obras civiles, túneles o presas, requieren sostenimientos especiales en el caso de que la roca en que estén excavados o sobre la que se asienten, respectivamente, se encuentre fracturada.
El término fractura, viene del latín fractus que quiere decir rotura. En geología llamamos fractura a una discontinuidad planar o curviplanar que se forma como resultado de un proceso de deformación frágil en la corteza terrestre.
Esencialmente, existen dos tipos de fracturas en las rocas: las producidas por esfuerzos tensionales y las producidas por esfuerzos de cizalla.
- Las primeras se llaman fracturas de tensión y se producen según superficies
aproximadamente perpendiculares a la dirección de aplicación del esfuerzo tensional. Una vez creadas, las dos partes del cuerpo a ambos lados de la fractura tienden a separarse, dejando un hueco que puede ser ocupado por precipitados minerales o por material fundido que se encuentre en las proximidades. Cuando no se rellena, la fractura se denomina grieta si es grande y fisura si es pequeña. Si se rellena de material por precipitación a partir de fluidos se llama filón, si es grande, y vena si es pequeña. Cuando es ocupado por un magma da lugar a un dique.
- En las producidas por esfuerzos de cizalla, denominadas fracturas de cizalla, los labios no tienden a separase, sino que deslizan uno sobre otro. Parece lógico, a primera vista, que una roca sometida a un estado de esfuerzo triaxial podría romperse si se alcanza el esfuerzo de rotura, que es un determinado valor del esfuerzo diferencial (ı1- ı3) y que se rompería por los planos que están sometidos al máximo esfuerzo de cizalla (IJmáx= (ı1-
ı3)/2), que son los que están a 45° de los esfuerzos mayor y menor y que contienen al esfuerzo principal intermedio. Esto daría lugar a dos familias de fracturas conjugadas perpendiculares entre sí. Sin embargo, esto no sucede ni en la naturaleza ni en el laboratorio y cuando se producen dos familias de fracturas conjugadas, el ángulo menor que forman es de entre 50° y 70°, siendo la bisectriz de este ángulo la dirección de
aplicación del esfuerzo principal mayor.
superar para deslizar un labio de la falla sobre el otro depende del coeficiente de rozamiento, un parámetro característico del material, y del esfuerzo que tiende a juntar ambos labios.
Las fallas y diaclasas son las principales fracturas o discontinuidades que observamos en las rocas y materiales geológicos, y corresponden a una deformación discontinua. En el caso de las fallas existen evidencias de un desplazamiento relativo entre los materiales a ambos lados de la discontinuidad, mientras que en las diaclasas este desplazamiento no existe o es mínimo.
7.5.1.- FALLAS.
Las fallas representan la rotura de una roca o de un material geológico en general, según una superficie más o menos plana, a lo largo de la cual hay evidencias de que se ha producido un desplazamiento relativo entre las masas rocosas que la flanquean. Este plano es el PLANO DE FALLA, y los terrenos a ambos lados son los LABIOS DE FALLA o BLOQUES.
Los ELEMENTOS geométricos de las fallas son los siguientes:
- Plano de falla, como se ha señalado, es la propia superficie de la falla. Para su definición, daremos su dirección, y su buzamiento.
En el plano de falla en ocasiones se observa un espejo de falla, superficie pulimentada,
En ocasiones el movimiento de las fallas puede conducir a la fragmentación de los bloques de falla a lo largo del plano de ruptura, dando la textura característica de una brecha de falla, o bien, si la fragmentación es muy intensa, a la formación de una papilla de falla (rouge), cuya granulometría puede ir desde arena a arcilla.
- Bloque o labios de la falla son los materiales situados a cada lado del plano de falla. Según su posición relativa respecto al plano de falla se habla de bloque superior (hanging wall), el que descansa sobre el plano de falla, e inferior (foot wall). Según el movimiento relativo de los bloques, puede hablarse de bloque levantado y bloque hundido, según el movimiento haya sido ascendente o descendente relativamente.
- Separación (separation) es la distancia entre las dos trazas de un plano desplazado por una falla medida en el plano de falla. Pueden considerarse:
o Separación en dirección (strike separation): componente de la separación
medida paralelamente a la dirección de capa de la falla
o Separación en buzamiento (dip separation): componente de la separación
o Separación estratigráfica: mínima distancia entre los dos planos desplazados
por una falla, medida perpendicularmente a los mismos. No está necesariamente contenida en el plano de falla.
- Salto de falla (slip) es el movimiento relativo sobre el plano de falla, medido desde un bloque de la falla hasta el otro. Los movimientos pueden referirse de varias formas:
o Salto total, neto o real (net slip). Representa la distancia de separación mínima
entre dos puntos que antes de actuar la falla eran adyacentes.
o Salto horizontal (strike slip) es la componente horizontal del salto total. Está
contenida en el plano de la falla, y es paralela a su dirección
o Salto normal o en buzamiento (dip slip) es la componente del salto total medida
sobre el plano de la falla, perpendicularmente a su dirección.
o Salto vertical (vertical slip) es la componente vertical del salto real.
o Salto real proyectado es la componente horizontal del salto real, proyectada
verticalmente sobre este
o Salto normal proyectado es la componente horizontal del salto normal, proyectada
El MECANISMO de formación de una falla es el CIZALLAMIENTO. SD: Salto en dirección u horizontal
TIPOS DE FALLAS. DEFINICIONES
A) FALLAS NORMALES: son aquellas en que el plano de falla buza hacia el labio hundido,
es decir, el bloque superior es el hundido.
Corresponden a una situación de extensión, en que el esfuerzo máximo está en la vertical, y el mínimo en la horizontal, según la dirección de extensión. Se denominan también fallas de gravedad.
El caso particular de fallas normales con plano curvo se conoce como fallas lístricas, en
Un bloque elevado limitado por dos fallas normales de buzamiento contrario es un horst o meseta tectónica. Un bloque hundido limitado por dos fallas normales buzando la una hacia la otra es un graben.
Horst graben
Una falla normal de bajo ángulo de relevancia tectónica se denomina falla de detachment
B) FALLAS INVERSAS: son aquellas en las que el plano de falla buza hacia el labio
Corresponden a una situación de compresión, en que el esfuerzo máximo está en la horizontal según la dirección de compresión, y el mínimo en la vertical, correspondiendo ésta a la dirección de extensión.
Un caso especial son los cabalgamientos (trust fault), en que el plano de falla está
horizontalizado, con dislocaciones y desplazamientos de gran extensión.
En este caso, desde el punto de vista tectónico, se puede hablar de alóctono para
referirse al material geológico que ha sido transportado por procesos tectónicos desde su lugar de origen, y autóctono, para hablar del material que, aunque deformado, no ha sido
sensiblemente transportado por procesos tectónicos desde su lugar de origen. Se trata de términos de aplicación relativa, dado que se utilizan a menudo por comparación.
C) FALLAS DE DESGARRE O EN DIRECCIÓN (strike fault): son aquellas en que el
desplazamiento relativo se produce en la horizontal.
El esfuerzo principal y el mínimo se sitúan en la horizontal, y el intermedio en la vertical.
Cuando existe una cierta componente en la horizontal, aún cuando la falla no se considere una falla en dirección, el movimiento relativo entre los bloques puede ser en el sentido de las agujas del reloj (fallas dextras), o en el sentido contrario (falla sinistra o levógira).
Las fallas pueden ser también de salto oblícuo, cuando tienen una componente en dirección (normal o inversa) y en la horizontal.
Aquellas fallas que se encuentran asociadas, pero presentan sentidos de buzamientos opuestos se denominan fallas antitéticas, mientras que si el buzamiento es en el mismo sentido, se denominan sintéticas.
SIMBOLOGÍA DE FALLAS EN MAPAS GEOLÓGICOS
En los mapas geológicos sólo se representa la traza de las principales fracturas de la región cartografiada.
Mediante una línea se representa la traza del plano de falla. El bloque hundido se identifica como Lh, o con el símbolo (-), y el levantado como Ll, o con el símbolo (+).
- Falla normal: se indica con líneas cortas perpendiculares a la traza del plano de falla y de igual grosor que ésta, trazadas en el lado que corresponda al bloque hundido de la falla.
- En el caso de los cabalgamientos, el símbolo a emplear es idéntico al de las fallas inversa, aunque los triángulos no son espaciados, y en vez de señalar bloque levantado o hundido, se señala Au ó Al, según se trate del autóctono o alóctono relativo.
- Si una falla es en dirección, o tiene un cierto componente de desplazamiento en la horizontal, se indica poniendo a cada uno de los lados de la falla unas flechas, cuyo sentido indique si se trata de fallas dextras o siniestras.
En los cortes geológicos es necesario indicar el sentido del movimiento de la falla mediante puntas de flecha a cada lado de la línea que representa la falla. En ocasiones, puede ser indicado, para mejorar la visualización de la falla en el corte, prolongar su traza por encima de su intersección con la superficie, mediante una línea discontinua.
CRITERIOS DE RECONOCIMIENTO.
Los criterios para reconocer fallas pueden ser divididos en tres categorías:
1. Rasgos intrínsecos a la falla. Las fallas a menudo pueden ser reconocidas por las estructuras y las texturas características que se desarrollan en las rocas como resultado del cizallamiento. Estas texturas y estructuras según la intensidad y velocidad de fallamiento, y con las condiciones físicas bajo las cuales ocurre la falla, que dependen en gran medida de la profundidad: rocas cataclásticas, milonitas. En el plano de falla podemos encontrar diversas estructuras, como espejos de falla, escalones y estrías, presencia de venillas rellenas de fluidos hidrotermales….
2. Efecto en unidades rocosas. El desplazamiento por fallas produce por lo general contacto entre unidades que no existiría naturalmente. Este tipo de discontinuidad es uno de los mayores argumentos para determinar la presencia de una falla.
3. Efecto en rasgos fisiográficos: alineaciones, como p.ej. de ríos, escarpes, manantiales…
Contacto tectónico indiferenciado o falla vertical
7.5.2.- DIACLASAS.
Son fracturas, discontinuidades, en las que a diferencia de las fallas, no ha habido un desplazamiento significativo entre los dos bloques.
Se reconocen en cualquier tipo de roca (ígnea, metamórfica o sedimentaria), y suponen una evidencia clara de la rotura frágil del macizo rocoso en alguna etapa de su historia deformacional.
Dependiendo de las rocas en que se produzcan, las diaclasas tienen una orientación general determinada. Por ejemplo en las rocas sedimentarias, las diaclasas son, por lo general, perpendiculares a la superficie de estratificación, mientras que en las rocas ígneas pueden tener cualquier orientación. Así en rocas sedimentarias se puede decir que su mayor dimensión es siempre horizontal, mientras que en rocas ígneas, por lo general no tienen una dimensión preferente.
Las diaclasas se propagan durante un proceso de fractura continuo o mediante una serie de rupturas sucesivas. A menudo se reconocen en familias con espaciados regulares que pueden ser reconocidos en áreas con poca deformación aunque en otras ocasiones, pueden tener un espaciado irregular. En rocas sedimentarias bien estratificadas, las diaclasas suelen tener un patrón bien definido, compuesto por diaclasas sistemáticas tempranas y diaclasas cruzadas (cross-joints).
La manera de describir una diaclasa desarrollada en un medio isótropo, con la geometría más simple posible, es decir que tiene la forma de una moneda en la cual, la dirección perpendicular a la fractura es el eje y, y los ejes x y z son paralelos a la misma. Este tipo de fracturas se originan en un punto y se propagan en todas las direcciones de manera radial. Otros parámetros que se utilizan para describir las fracturas de extensión son la apertura y la longitud. Las diaclasas se caracterizan por tener aperturas pequeñas en relación con las longitudes.
En el caso de rocas anisótropas, como pueden ser las rocas sedimentarias estratificadas, las diaclasa se propagan desde su inicio de manera radial hasta que algunos de sus puntos alcanza un límite de capa, un plano de estratificación que sirva como una barrera a la propagación de la fractura. Si los planos de estratificación están relativamente próximos, se impedirá la propagación de la fractura en dirección perpendicular a las capas, mientras que la fractura puede continuar creciendo en una dirección contenida en los planos de estratificación. Este hecho condiciona que las diaclasas en rocas sedimentarias tengan una geometría que se aleja de la forma de moneda, y que por el contrario adquieren una geometría de lámina o «cuchilla» (blade).
Una vez descrita la geometría más común que pueden presentar las diaclasas individuales se pueden describir las características que presentan las superficies de fractura. De acuerdo con
desde el punto de vista físico los procesos de fracturación, las diaclasas desarrolladas en un medio isótropo deberían de tener una superficie plana y lisa como un espejo. Las observaciones en la naturaleza indican que esto no es verdad, y que la morfología de la superficie de las diaclasas presenta numerosas irregularidades que tienen su origen en diversas causas, fundamentalmente relacionadas con los procesos de propagación y crecimiento de las fracturas y con la anisotropía de los materiales involucrados.
Una de las estructuras más comunes que se pueden apreciar en las superficies de las diaclasas es la denominada ornamentación plumosa
Las estructuras plumosas se forman a diversas escalas, y su tamaño se puede relacionar con el tamaño de grano de las rocas afectadas. Por lo general en rocas de tamaño de grano menor las estructuras plumosas son menores, mientras que en las de mayor tamaño de grano tienen un tamaño mayor.
Una característica bien establecida acerca de las diaclasas es el hecho de que no aparecen aisladas, sino que siempre se encuentran en grupos que pueden ser sistemáticos o no. De esta manera, las diaclasas sistemáticas son aquellos grupos de diaclasas que son paralelas o
Por otro lado, las diaclasas no sistemáticas son menos planares que las sistemáticas, tienen una distribución espacial irregular, no son paralelas a otras diaclasas vecinas y pueden terminar contra otras diaclasas que las rodean.
Tanto las diaclasas sistemáticas, como las no sistemáticas pueden darse en el mismo afloramiento. Desde el punto de vista de las relaciones que tienen las diaclasas con sus vecinas se pueden diferenciar, además, familias de diaclasas y sistemas de diaclasas (no se deben
de diaclasas. En función del ángulo diedro que formen las distintas familias, podemos clasificar los sistemas en ortogonales (diedro 90°) o en conjugados (si el valor del diedro se sitúa entre 30° y 60°). En muchos casos el término sistema de diaclasas se utiliza para decir que las familias existentes son coetáneas, lo que no es correcto. Un sistema de diaclasa solo se refiere a la relación espacial entre las distintas familias de diaclasas y no a sus posibles relaciones genéticas.
Se puede apreciar como, en algunos casos, una de las familias del sistema está formada por diaclasas más continuas, que se denominan diaclasas maestras, mientras que otra familia esta formada por otras más cortas que terminan contra las maestras y que se denominan diaclasas cruzadas (cross joints).
La caracterización del diaclasado de un macizo se realiza a partir de las siguientes medidas:
- Orientación de la diaclasa (es decir, dirección, buzamiento y sentido del mismo)
- Espaciado entre las diaclasas sucesivas de la misma orientación
- Apertura, es decir, distancia media entre las paredes de la junta
- Persistencia y penetratividad: continuidad de las juntas o longitud de sus trazas
- Rugosidad superficial, propiedad que condiciona su comportamiento friccional
Se consideran varios TIPOS.
En cuanto a su morfología pueden considerarse:
- Diaclasas ocultas o latentes, no visibles a simple vista, que se manifiestan cuando la roca rompe
- Diaclasas cerradas, con los bordes en contacto
- Diaclasas abiertas, con separación entre los bordes. Pueden tener minerales de neoformación, o a favor de ellas intruir diques…
En cuanto a su origen, pueden considerarse varios tipos:
- Diaclasas de origen tectónico. Se
originan durante los episodios de deformación, independientemente del régimen tectónico.
Las diaclasas compresionales, en tectónica compresiva, presentan un contorno más neto. Cuando se presentan asociadas a fallas inversas siguen dos series, una paralela a la falla inversa, y otras oblicuas. También son las que se presentan en la parte cóncava de los pliegues.
- Diaclasas de descompresión, al desmantelarse la cobertera por encima de un macizo rocoso. Son típicas en rocas graníticas, aflorando éstas en bloques paralepipédicos que resultan de la intersección de varios juegos de estas diaclasas, produciéndose también familias de diaclasas subparalelas a los contornos del plutón. Las diaclasas de exfoliación son un caso especial, presentándose las diaclasas paralelas a la superficie del terreno.
- Diaclasas de retracción por enfriamiento. En ocasiones se generan por los esfuerzos tensionales generados durante la cristalización magmática y consiguiente pérdida de volumen y retracción. Esto es particularmente evidente en las rocas ígneas, desarrollándose juntas perpendiculares a la superficie de enfriamiento, que suele corresponder a los márgenes de las coladas de lava, sills y diques de muchos plutones. En cuerpos de espesor uniforme pueden desarrollarse juntas que delimitan prismas de roca de sección quasi hexagonal (columnas de basalto).
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7.6.- DEFORMACIÓN DÚCTIL: PLIEGUES
Un pliegue es una ondulación, una curvatura de una superficie planar, como resultado de la actuación de esfuerzos, de origen tectónico o gravitatorio. Corresponde a una deformación dúctil o continua.
ELEMENTOS GEOMÉTRICOS QUE DESCRIBEN UN PLIEGUE. DEFINICIONES.
• Eje del pliegue: es una línea imaginaria, cuya revolución da lugar a la superficie curvada. No
tiene una localización específica en ningún punto del pliegue.
• Charnela, y zona de charnela (Hinge): corresponden a la máxima curvatura del pliegue,
correspondiente a la mayor deformación. La charnela corresponde a la alineación de puntos, y la zona de charnela a la zona inmediata
a ésta.
• Flanco (Limb): son las zonas adyacentes
a la zona de charnela, que corresponden a una deformación mucho menor, que incluso sería nula en los puntos de inflexión (inflection point), en los que la
curvatura pasa de cóncava a convexa.
• Cresta (Crest) y seno o valle (Trough): son la zona más alta y más baja topográficamente,
que pueden coincidir con las charnelas.
• Superficie o plano medio (Median surface) es el que une los puntos de inflexión de una
• Plano axial o plano bisectriz (Axial surface) es el que une las líneas de charnela de las
sucesivas superficies plegadas dentro de un pliegue.
• Amplitud (amplitude) es distancia vertical entre las sucesivas charnelas, medida de forma
perpendicular a la superficie media.
• Vergencia del pliegue es la inclinación de su plano axial
CLASIFICACIÓN DE LOS PLIEGUES
1) Según la forma y/o edad de los materiales, los pliegues pueden ser:
- Anticlinal (anticline): es un pliegue generalmente convexo hacia arriba, en cuyo núcleo se encuentran los materiales más antiguos.
- Anticlinorio (anticlinorium) es una estructura anticlinal a escala regional, compuesta de pliegues laxos
- Antiforme (antiform) es un pliegue de morfología convexa hacia arriba, del cual se desconoce la edad (absoluta o relativa) de los materiales
- Sinclinal (syncline): es un pliegue generalmente cóncavo hacia arriba, en cuyo núcleo se encuentran los materiales más modernos.
- Sinclinorio (synclinorium) es una estructura sinclinal a escala regional, compuesta de pliegues laxos
Dos anticlinales están siempre separados por un sinclinal, y dos sinclinales están siempre separados por un anticlinal.
2) De acuerdo con la geometría e inclinación del eje del pliegue (línea generatriz) pueden ser:
- Cilíndricos: aquellos pliegues cuyo eje es rectilíneo
a. cilíndrico horizontal: si además de rectilíneo, es horizontal. En este caso las direcciones de capa son un conjunto de rectas paralelas entre sí.
b. cilíndrico con inmersión, si el eje tiene una cierta inmersión. En este caso las direcciones de capa son paralelas sólo en un tramo, curvándose luego en la charnela.
La traza de un pliegue con inmersión vista sobre un mapa describe una curvatura, de forma que el buzamiento de la superficie plegada va cambiando progresivamente de orientación de acuerdo con un patrón de distribución que tiende a aproximarse a una semiesfera. La zona donde las capas se “enraízan” en el terreno con esta curvatura se denomina terminación periclinal.
- No cilíndricos: aquellos en que el eje axial es curvilíneo. En este caso no se pueden definir
3) Según la forma de las capas plegadas. Se define isógona como la línea que une dos
puntos de igual inclinación en el techo y en el muro de un flanco de un pliegue. De acuerdo con esta medida, los pliegues se clasifican en tres clases, la primera de las cuales tiene tres subclases (clasificación de Ramsay).
- Clase 1-Se caracteriza porque la curvatura del arco interno es mayor que la del externo, lo que hace que las isogonas se dispongan en una posición radial, convergentes hacia el interior o núcleo del pliegue. En todos los pliegues de esta clase, el espesor paralelo al plano axial es mayor en los flancos que en la charnela
o subclase 1A, espesor ortogonal en los flancos es mayor que en la charnela.
Estos pliegues son poco comunes y presentan las isogonas fuertemente convergentes hacia el núcleo.
o subclase 1B: espesor ortogonal es constante a lo largo del pliegue. Las
superficies de techo y muro son paralelas, por lo que estos pliegues se denominan paralelos o isopacos (lo que significa de igual espesor). A veces se denominan también concéntricos.
o subclase 1C: el espesor ortogonal en los flancos es menor que en la charnela.
- Clase 2. Los dos arcos tienen la misma curvatura, es decir, son idénticos. Por eso, estos pliegues se denominan similares. Al ser las dos curvaturas iguales, las isogonas son paralelas entre sí y paralelas al plano axial, y el espesor paralelo al plano axial es constante.
divergentes hacia el núcleo del pliegue. El espesor paralelo al plano axial es siempre mayor en la charnela que en los flancos.
Además de los pliegues paralelos y similares, hay una tercera clase de pliegues, muy abundantes, que por su geometría quedan fuera del campo de aplicación de este método: los pliegues angulares. Ello se debe a que al tener los flancos planos, su inclinación 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 pliegue afecta a varias capas, es muy probable que cada una
de ellas tenga una geometría distinta, y es muy común que pliegues paralelos y similares s.l. se alternen, correspondiendo cada una de esas geometrías a un tipo de litología.
El modelo de generación de los distintos tipos de pliegues es diferente:
- Los pliegues paralelos y angulares se forman por flexión de las capas - Los similares incluyen no sólo flexión, sino también aplastamiento.
La flexión puede darse en capas sedimentarias y coladas volcánicas a muy baja temperatura, mientras que para que las rocas sufran una fuerte deformación interna que produzca aplastamiento, se necesitan temperaturas mayores. Por eso, los pliegues formados cerca de la superficie son a menudo paralelos (sensu lato) mientras que los más profundos suelen ser similares. Los pliegues angulares, el tercero de los grupos, se producen esencialmente por flexión, pero pueden darse en condiciones de T que varían desde muy bajas a medias.
Los pliegues formados en condiciones que favorecen la deformación dúctil acomodan la deformación interna desarrollando algún tipo de clivaje o foliación (esquistosidad). La formación de clivaje está favorecida por el acortamiento, de modo que cuanto mayor sea éste, mas intensamente se habrá desarrollado aquel.
En una alternancia, los pliegues que se forman en las capas competentes tienden a ser paralelos (clase 1B de la clasificación de Ramsay) cuando el contraste de competencias es grande, pero si no es tan grande, sufren un cierto engrosamiento en las charnelas y un adelgazamiento en los flancos, pasando a ser de la clase 1C. Los pliegues en los niveles incompetentes suelen ser de la clase 3, con su curvatura externa es mayor que la interna. Si se ha desarrollado un clivaje penetrativo, éste se refractará al pasar de unas capas a otras y en las charnelas dará unas figuras convergentes o divergentes. En las capas competentes se producen los llamados abanicos de esquistosidad (“fanning”), convergentes hacia el intradós, mientras que en las incompetentes se producen los llamados embudos de esquistosidad (“antifanning”), divergentes hacia el intradós.
Abanico convergente y embudo
o abanico divergente en capas competentes
e incompetentes respectivamente.
4) Otra forma frecuente de clasificar los pliegues es según la inclinación del plano o superficie axial. De acuerdo con esto pueden ser:
- Pliegues rectos, con el plano axial vertical
- Pliegues inclinados, cuando el plano axial está inclinado (con un ángulo inferior a 45º)
- Pliegues vergentes: cuando el plano axial está inclinado más de 45º respecto a la vertical. El sentido de vergencia del pliegue es el correspondiente al ángulo agudo del plano axial respecto a la horizontal.
- Pliegues tumbados o recumbentes, cuando el plano axial está próximo a la horizontalidad. En este caso los pliegues pueden llegar a fracturarse por el núcleo, dando lugar a un pliegue-falla o un cabalgamiento.
5) Si atendemos al ángulo entre los flancos, los pliegues pueden dividirse en:
- Pliegues isoclinales, cuando los dos flancos buzan en el mismo sentido
- Pliegues monoclinales, cuando uno de los flancos está mucho más desarrollado que el otro, pareciendo la estructura una serie monoclinal.
- Pliegues en acordeón
- Pliegues en cofre o artesa
- Pliegues simétricos, cuando el plano axial divide simétricamente el pliegue en dos unidades especulares
Pliegue acostado del Dent de Morcles (Alpes Helvéticos). El pliegue se sitúa sobre una zona de cizalla que adelgaza fuertemente su flanco inferior
SIMBOLOGÍA DE PLIEGUES EN MAPAS GEOLÓGICOS
En la cartografía geológica se utiliza una determinada simbología para denotar la presencia de pliegues. En la figura se resumen los principales tipos de símbolos empleados. Los símbolos corresponden al eje del pliegue, y en la cartografía se representan en la zona próxima a la línea de charnela.
En el caso de que las estructuras queden fosilizadas por discordancias, la traza de los pliegues se indica con una línea discontinua. En el caso de que queden interceptadas por una falla, la traza del pliegue se interrumpe.
OTRAS ESTRUCTURAS
• Clivaje o foliación tectónica. Foliación viene del latín folium, hoja y se aplica a cualquier estructura planar, tanto primaria como secundaria, y foliación tectónica se aplica a las foliaciones secundarias generadas por deformación. Usaremos clivaje y foliación tectónica indistintamente como términos genéricos y los definiremos como estructuras planares, más o menos penetrativas, producidas en las rocas metamórficas por causas tectónicas.
• Las lineaciones de intersección son las formadas por la intersección de dos familias de estructuras planares. Las más comunes y utilizadas en Geología Estructural son las intersecciones entre estratificación y clivaje o entre distintas generaciones de clivaje.
Esquisto afectado por dos crenulaciones ortogonales y, por tanto, con dos lineaciones de crenulación.
• Pliegues menores que se denominan “mullions”. Los mullions son pliegues que se forman en capas que sufren acortamiento fuerte y engrosamiento. Las superficies plegadas consisten en una alternacia de lóbulos redondeados y cúspides agudas, por lo que se denominan también pliegues cuspado-lobados (“cuspate-lobate folds”). Allí donde una capa incompetente penetra, por así decirlo, en una capa competente, se forman cúspides y donde sucede lo contrario, lóbulos.
Cuando el contraste de viscosidades es grande se pueden producir unos tipos especiales de pliegues menores que muestran una gran amplificación y muy poco engrosamiento de la capa y que a menudo tienen geometría de elásticas. Cuando estos pliegues se desarrollan en venas cuarzo-feldespáticas o en filones graníticos se denominan pliegues ptigmáticos. El
Pliegues
ptigmáticos en una vena granítica
• Los “boudins” son estructuras producidas por extensión de capas o niveles competentes en las cuales éstas se han separado total o parcialmente en fragmentos. La palabra, de origen francés, significa literalmente morcilla y describe perfectamente las formas que a menudo exhiben en perfil estas estructuras. Por “boudinage” se entiende el proceso que genera boudins. Se llama cuello (“neck”) a la zona, vista en sección, en que las capas se adelgazan
y por las cuales a menudo se han roto. Esta zona se sigue en cada boudin por las llamadas líneas de cuello (“necklines”). Para cada boudin se define anchura (“width”) como la distancia entre dos líneas de cuello medida sobre el techo o muro de la capa, espesor (“thickness”), como el espesor de la capa boudinada, longitud (“length”) como la longitud de las líneas de cuello. Separación (“separation” o “gap”) es la distancia entre dos líneas de
7.7.- DEFORMACIÓN VISCOSA: DIAPIRISMO
Los pliegues formados bajo flujo viscoso del material presentan cualquier geometría, no siendo posible en la mayor parte de los casos reconocer los elementos característicos de un pliegue (charnela, plano axial…). Estos pliegues tampoco implican acortamiento o aplastamiento, simplemente fluencia.
En principio, para que se alcancen condiciones de fluencia viscosa, sería necesario que se alcanzasen altas temperaturas y presión, en condiciones de fusión parcial de las rocas, es decir, en niveles corticales profundos. Esta fusión daría lugar a una pérdida de densidad, que originaría el ascenso de los materiales atravesando las rocas sólidas y más densas superficiales. Este sería el caso de los domos gneísicos y pliegues en forma de champiñón. Cuando la superficie de
separación entre el material parcialmente fundido y el material sólido presenta una cierta inclinación original, el flujo viscoso da lugar a las escamas graníticas o a mantos profundos.
Pero la deformación viscosa puede darse también en materiales muy plásticos, sin que sea necesario en este caso alcanzar tan altas temperaturas. Este sería el caso de los diapiros salinos.
Un DIAPIROes un cuerpo de roca que se ha movido hacia arriba atravesando y desplazando las rocas suprayacentes. La palabra deriva del vocablo griego diaperein, que significa perforar. La ascensión de tales cuerpos de roca tiene una causa gravitatoria: la menor densidad de las rocas que ascienden, en relación con la densidad de las rocas atravesadas, les confiere una fuerza ascensional. Para que la ascensión se produzca se necesita, además de una menor densidad, que proporciona la fuerza, la existencia de rocas suficientemente dúctiles como para poder fluir y la posibilidad de que las rocas superiores o suprayacentes puedan hacer sitio a la masa ascendente deformándose. Los diapiros más comunes son los de evaporitas, rocas formadas por concentraciones excesivas de sales como cloruros, sulfatos o nitratos, que precipitan formando capas de espesor a veces considerable. Frecuentemente, tales concentraciones se dan en cuencas continentales endorreicas en las que la
También son comunes los diapiros de arcilla y barro, materiales muy plásticos y poco densos cuando están empapados de agua. Estos y los salinos son característicos de depósitos sedimentarios en la parte superior de la corteza terrestre, a profundidades menores de 15 km en general.
A mayores profundidades, todavía dentro de la corteza, se dan otro tipo de diapiros: las
intrusiones graníticas. Los granitos son masas de roca fundida cuya composición química es muy rica en óxidos de elementos ligeros como SiO2, Na2 O, K2 O y CaO. Debido a su composición y a encontrarse en estado líquido o parcialmente líquido (más del 10% líquido), su peso específico es menor que el de la mayor parte de las rocas que se encuentran en la corteza continental media e inferior, entre 10 y 30 km de profundidad, por lo que ascienden, formando plutones discordantes, llamados batolitos o stocks, que son estructuras diapíricas.
Más abajo, en el manto de la Tierra, que comprende las profundidades de entre 10 a 35 km, las rocas, muy densas, son en general bastante dúctiles, y están en un continuo movimiento que transfiere calor de las parte profundas a las superiores por medio del ascenso de masas profundas calientes. Aparentemente, parte de este proceso se realiza por Medio de estructuras similares a las diapíricas que se llaman penachos mantélicos (“mantle plumes”), que pueden tener del orden de 100 km de diámetro y ascender, a veces, desde la zona de contacto entre el manto y núcleo terrestre, recorriendo distancias de 2600 a 2800 km.
La ascensión de un diapiro se puede producir por distintos mecanismos: por empujes tangenciales, por gravedad, o por combinación de ambos.
Por gravedad, puede producirse ascensión por
Las diferentes formas de los diapiros dependen de la ductilidad de las rocas encajantes y de las anisotropías que existan en ellas pero, en gran medida, dependen también de la evolución del diapiro en un momento dado, de manera que las diferentes formas representan a la vez distintos estadios en su evolución. Las formas más características son las de almohadilla, domo, cilindro o pistón, cono, tubo o espina y champiñónu hongo. La mayor parte de los diapiros responden a su nombre, es decir, son perforantes, pero algunos no interrumpen la continuidad de las capas encajantes, limitándose a deformarlas.
Las estructuras diapíricas pueden ser:
- pliegues diapíricos, con el núcleo con el material de menor densidad
- intrusiones diapíricas en fallas. Se inyecta el material a través del propio plano de falla, pudiendo arrastrar otros materiales no salinos.
- Escamas diapíricas, en forma de seta, con un cuello
- Domos: columnas verticales, de sección circular, que ascienden, independientemente de los esfuerzos tectónicos. Presentan un diámetro entre 1 y 3,5km.
Muchos diapiros llegan a extruir, es decir, a atravesar toda su cobertera y aflorar en superficie. A menudo, la erosión de la cobertera contribuye al afloramiento de la masa salina.
7.8.- ASOCIACIÓN DE DEFORMACIÓN FRÁGIL Y DÚCTIL.
MANTOS
Hay casos en que aparecen asociadas la deformación frágil y la dúctil. Es el caso de los pliegues-falla. La evolución de un pliegue volcado puede desembocar en la formación de un
cabalgamiento, por estiramiento progresivo de uno de sus flancos.
Los MANTOS (mantos de plegamiento, de cabalgamiento, de recubrimiento, de gravedad…) hacen mención a los casos en los que un conjunto de materiales se ha desplazado sobre otros infrayacentes, siendo la cuantía de este desplazamiento de varios kilómetros, o incluso decenas de kilómetros.
El manto en sí constituye un terreno alóctono, y los materiales situados bajo el manto se denominan autóctonos. Cuando la erosión actúa, puede dejar aisladas porciones del manto, que se denominan klippes o isleos tectónicos, o
excavar hasta llegar al autóctono, formándose una ventana tectónica.
Estas estructuras se encuentran siempre en zonas orogénicas o bordes destructivos, en los que se produce un gran acortamiento y disminución de la superficie submarina ocupada originalmente por los sedimentos, los cuales son plegados y fracturados unos sobre otros dando lugar a los mantos.
El apilamiento de los sedimentos puede producirse merced a sucesivos pliegues falla, pero más evolucionados, en cuyo caso se habla de mantos de cabalgamiento, o bien mediante sucesivos pliegues tumbados, hablando entonces de mantos de plegamiento (acumulaciones de pliegues
tumbados).
Todo este amontonamiento ordenado de materiales forma parte del orógeno que progresivamente emerge para dar lugar a una cadena de montañas. La aparición de este relieve desencadena fenómenos gravitatorios, condicionando las pendientes (subaéreas o subacuáticas) el deslizamiento de algunas de las partes más superficiales del orógeno. Puede generarse una superficie de despegue (normalmente coincidente con un nivel arcilloso), y llegar a deslizar masas de cientos de kilómetros cúbicos de roca a distancias de hasta 100km desde el punto de origen. Así se generan los mantos de deslizamiento, también llamados de gravedad
sueltos depositados en la cuenca, empujándolos, deformándolos y rompiéndolos. Se forman así los olistostromas, constituidos por un conjunto caótico de bloques empastados en una masa arcillosa.
Un último fenómeno también debido a la gravedad son los pliegues de deslizamiento o slump,
formados por el deslizamiento de una capa de sedimentos blandos, producido por un movimiento tectónico o por una sacudida sísmica. Aparecen también en el frente de los mantos, asociados a los olistostromas.
Tanto los mantos de deslizamiento como los olistostromas aparecen ampliamente desarrollados en los Alpes y en los Apeninos.
En España aparecen numerosos ejemplos de mantos de gravedad, olitostromas y pliegues slump en los Pirineos y en las cordilleras Béticas.
Otro caso de asociación de deformación frágil y dúctil son los pliegues de propagación de falla
