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• Mario Saul Monterola Ugarte

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CAPITULO VII LA DISTENSION Las estructuras debidas a la distensión son numerosas y variadas y se producen a todas las escalas. A pesar de que en general son menos espectaculares que las estructuras producidas por compresión y que además la mayoría de ellas están recubiertas por los océanos, son índices de movimientos y modificaciones de la corteza extremadamente importantes y quizás incluso más importantes que los originados por compresión. De todas formas el estudio de la distensión no puede disociarse del de la compresión, ya que a escala global los dos fenómenos deben en líneas generales compensarse y no corresponden a dos aspectos de una misma deformación del manto. La distensión generalmente produce las grandes depresiones que accidentan los continentes, todas las depresiones correspondientes a los océanos y las dorsales mesocéanicas. En todos los casos, casi siempre está asociada al volcanismo. 7.1 LA DISTENSION A ESCALA DEL GLOBO Como la distensión es un fenómeno que se produce a escala del globo, provoca la formación de estructuras que inmediatamente aparecen en esta escala. Las más espectaculares corresponden a las zonas oceánicas y a las dorsales mesoceánicas, que pueden seguirse sobre decenas de miles de Km. También los continentes están afectados por la distensión; sin embargo, las estructuras resultantes son mucho menos importantes; no obstante no dejan de presentar un gran interés, ya que permiten estudiar las primeras etapas de la distensión, por eso completan los datos suministrados por las zonas oceánicas que muestran generalmente una etapa de la distensión mucho más evolucionada. 7.1.1 La distensión en las placas continentales Para este estudio consideraremos primero algunos ejemplos tomados en la evolución de la Tierra (en el curso del Cenozoico, es decir hace menos de 70 millones de años) y que son fáciles de estudiar. a)

La distensión reciente en la placa Africana Los "Rifts" africanos: Se trata de una serie de depresiones alargadas o "Rifts valley" que atraviesan todo el Africa oriental y en las que se encuentran los grandes lagos africanos. Estas depresiones están limitadas, por casi todas las partes por relieves rectilíneos que son escarpes de falla. Estas son siempre, y muy claramente, fallas normales. Los rifts valleys corresponden entonces a una distensión que afecta a toda una parte del continente africano. La placa africana ha estado sometida entonces a una tracción de dirección en líneas generales este-oeste y se ha agrietado, lo que va acompañado de un ligero alargamiento. Es preciso hacer notar que esta fracturación del continente africano ha provocado una intensa actividad volcánica. En efecto se comprueba que el volcanismo cenozoico y reciente de África occidental aparece precisamente sólo donde se encuentran estructuras de distensión. Existe entonces una relación neta entre volcanismo y distensión. El hecho es fácilmente comprensible; el magma volcánico puede ascender con más facilidad hasta la superficie cuando

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la corteza está sometida a una tracción, se fracture y fisura; por el contrario cuando la corteza está sometida a una compresión todas las fisuras tienen tendencia a cerrarse y el magma no podrá ascender a través de la corteza.

Fig. 7.1 Rifts continentales en Africa y Europa. Punteado: Zonas continentales; Punteado apretado: zona de relieves importantes; Rayado Horizontal: dorsales oceánicas; Trazado discontinuo: cadena Alpina.

b)

El desgarre del Mar Rojo Al Norte de la zona de los rifts Africanos, el mar rojo presenta todas las características morfológicas de un Rifts, a primera vista no difiere más que por sus grandes dimensiones y su importante hundimiento que ha permitido su invasión por el mar. En realidad la transformación de este rift en mar es un índice de una diferencia importante, en efecto se sabe que la depresión axial del mar rojo posee una corteza de carácter oceánico, esto gracias a estudios geofísicos. Mientras que en la zona de los rifts Africanos la corteza continental existía en todos partes estando simplemente un poco adelgazadas, aquí desaparece totalmente el eje de la depresión. En conclusión el mar rojo es una depresión que después de pasar por la etapa de rift valley, ha continuado sometida a una distensión por separación de bloques

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que la en cuadraban; a partir de un cierto grado de separación, el rift se ha fragmentado totalmente. En suma basta suponer que el valor de alargamiento , que es pequeño en el caso de rift valley se hace aquí mucho mas importante, alcanzando magnitudes del orden de la centena de km. y provoca un verdadero desgarre de la corteza que se rellena de magma de origen profundo a medida que se forma y se alarga. El mar Rojo nos proporciona entonces una etapa más evolucionada de la distensión y nos muestra como una placa puede fragmentarse y sub dividirse en dos placas.

Fig. 7.2 Dos cortes generales a través del mar Rojo Arriba: según Knott, Bunce y Chase (1966). Como la escala de alturas está muy exagerada el buzamiento original de las fallas no se ha respetado.

c)

La Distensión Reciente en Europa Occidental La placa europea esta surcada desde el mediterráneo hasta el mar del Norte, por fosas de hundimiento análogo a los de rifts valley del continente Africano. La fosa de RENCINA y la de Linague son las más célebres de ellas, se menciona que en Europa y Africa se ha asociado un intenso vulcanismo a estas estructuras de distensión (particularmente en el macizo central) donde por ejemplo: (la célebre cadena de los Puys se alinea sobre fracturas) y que para la fosa Renana la corteza y manto superior se encuentran perturbados por las estructuras. Ejemplos de Distensiones antiguas Los fenómenos de distensión que hemos visto afectan a las placas continentales en el Cenozoico, se encuentran con todos sus caracteres en épocas más antiguas. De esta forma, al final de la época hercínica (de 250 a 280 m.a) en la placa Europea se produjo una distensión en Francia, de manera que el Carbonífero superior y el Pérmico a menudo aparecen en fosas de hundimiento. 

Cuenca pérmica de Lodéve (Francia) 250 - 280 m.a.

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Más tarde. En el Trias (de 225 a 180 m.a) se produjo una distensión, a veces bastante espectacular, en la parte oriental de la placa Norteamericana.   d)

Sill de Palissade (placa norteamericana) 225 - 180 m.a Fosa de Oslo (pérmico) etc.

Distensión en Placas Oceánicas. Las estructuras de distensión del dominio oceánico son de gran importancia y mucho mas espectaculares que las del dominio continental; en efecto estas distensiones producen las dorsales mesoceánicas que como se sabe son zonas de relieve extremadamente por su ancho (1000 Km), su desnivel (4000 m) y por su longitud cerca de 40 000 km. Morfología, Naturaleza y Estructura de las dorsales Mesoceánicas. La mayoría de las dorsales tienen una topografía semejante, caracterizada por una estrecha depresión central, enmarcadas por relieves que disminuyen progresivamente a medida de que nos alejamos de ella. En ciertos casos la depresión central corresponde a zonas de hundimiento (zonas hundidas, limitada por fallas normales). Las dorsales generalmente son de composición basáltica recubiertas en la parte central por sedimentos los cuales progresivamente forman potentes depósitos horizontales de llanuras abisales; a menudo, en el borde de la dorsal los sedimentos recubren paleo - relieves. Podemos decir entonces que la actividad volcánica origina el relieve de las dorsales, en tanto este mas alejado su eje, entonces existe una evolución en el funcionamiento de las dorsales.

Fig. 7.3 Edad y espesor de los sedimentos del Atlántico meridional en la proximidad de la dorsal mesoceánica. Según Maxel y otros (1970).

Fig. 7.4 Perfil topográfico de la dorsal oceánica del pacífico meridional y anomalías magnéticas correspondientes

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7.2 Distensión en las Cordilleras. Frecuentemente las cordilleras están afectadas, en el curso de su fase de reajuste isostático y antes de su peneplanización final, por la distensión, es por eso que pueden formarse en el seno de la cordillera fosas de hundimiento y a veces afectarla de forma lo bastante como para desfigurarla totalmente. En suma se ha supuesto que la distensión final correspondía a una evolución normal, en parte esta afirmación no es cierta, ya que simplemente cuando sucede o se produce una distensión general en una región esta puede afectar tanto a las zonas tabulares como a las zonas que acaban de plegarse. Un ejemplo típico y claro se presenta en Francia en la cordillera de los Pirineos donde fosas cortan la cordillera y provocan hundimiento en su parte oriental. 7.2.1 La Distensión a Escala Regional. Estudiar la distensión a escala regional equivale a estudiar los sistemas de fallas normales que le corresponden y sus modificaciones. a)

Tipos de Estructuras de Distensión Se llama graben o fosa de hundimiento a los compartimentos limitados por fallas que están hundidos con relación a los compartimentos vecinos. El término rift queda reservado para los graben de una cierta dimensión (anchura del orden de la decena de kilómetros, longitud del orden de la centena). Se denomina horts a los compartimentos que por el contrario aparecen como levantados. A ambas partes de los grabens o de los horts, las fallas presentan buzamientos opuestos. Puede suceder que todas las fallas, entonces se tienen los semigrabens o semihorts según que predomine el hundimiento o la elevación. Finalmente, en lugar de tener fallas de salto importante, se puede tener una multitud de fallas de pequeño salto; entonces se tiene una sucesión de grabens y de horts de pequeñas dimensiones. Cuando se trata de estructuras recientes, los horts y grabens aparecen bien en la morfología. Los grabens corresponden a depresiones alargadas, generalmente rellenas de depósitos recientes y a veces ocupadas por lagos y limitadas por relieves. Estos generalmente no alcanzan su máximo en el borde de la depresión; su límite con la llanura generalmente es brusco y rectilíneo; es un escarpe de falla más o menos disecado por la erosión. Al contrario que los grabens, los horts corresponden a relieves, limitados también por escarpes de fallas.

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Fig. 7.5 Principales tipos de estructuras de distensión. 1) Graben; 2) Horts; 3) Semigraben; 4) campo de fallas; 5) distensión localizada

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CAPITULO VIII LA COMPRESION A LA ESCALA DEL GLOBO En las zonas comprimidas de la corteza es donde están las cordilleras en las que las deformaciones de los materiales de la corteza pueden estudiarse más fácilmente; es allí donde se originó la tectónica. La variedad de las deformaciones que allí se observan es infinita y el estudio de las cadenas no está todavía acabado, sobre todo si se investigan todas las cadenas que se han producido en la superficie de la Tierra, es decir, teniendo en cuenta las cadenas precámbricas, son aproximadamente una decena de cadenas con extensión mundial. 8.1 CADENAS RECIENTES O "ALPINAS" Llamamos de este modo a las cadenas que tienen menos de 200 millones de años y generalmente menos de 100 millones de años; estas cadenas corresponden a zonas alargadas, situadas entre algunas de las ocho grandes placas. Examinemos los hechos con un poco más de detalle. 8.1.1

A la escala de las grandes placas Se comprueba inmediatamente que incluso a esta escala hay dos tipos de cadenas. Primeramente tenemos las cadenas peripacíficas que se encuentran, en líneas generales, en el límite de una placa continental y de una placa oceánica, cuyo fondo se renueva y que están situadas por detrás de la cicatriz en donde la corteza oceánica se hunde bajo la placa continental como una cinta transportadora. Fig. 8.1

Fig. 8.1 Disposición actual de las cadenas alpinas. En Puntedo: cadenas mesozoicas; En blanco: zonas oceánicas; A trazos: eje de las dorsales; En cruzado: zonas continentales.. Una gran parte de estas cadenas se formó con una posición muy diferente de los continentes. _________________________________________________________________________________________________ TECTÓNICA – Ingº D. Samuel Barriales Gamarra – Facultad de Ingeniería Geológica – U.N.A. - Puno

Luego tenemos las cadenas mesógenas; aparecen entre dos placas continentales que se aproximaron y comprimieron con una gran variedad de formas, desde el hundimiento de una placa continental bajo la otra (Himalaya) hasta un aplastamiento más o menos simétrico de los dos bordes de las placas. Se tienen entonces dos tipos de cadenas muy distintas que se podrían llamar de una manera más general: perioceánicas y bicontinentales. Esta subdivisión no es evidentemente válida más que a la escala del globo, es decir si se razona a escala de la decena de millares de kilómetros cuando se examinan las estructuras con más detalle, es decir si se cambia de escala de observación, los hechos se complican 8.1.2

A la escala del millar de kilómetros Cadenas Peripacificas (Fig. 8.2) Se resuelven a menudo en una serie de cadenas sucesivas y algunas pueden todavía encontrarse en pleno dominio oceánico, se tienen entonces cadenas intraocéanicas. Esta disposición es frecuente en la parte occidental del Pacífico, en donde estas cadenas intraocéanicas corresponden a las guirnaldas insulares que se extienden desde el Japón a Mueva Zelanda. En todos estos casos el hundimiento de la corteza oceánica no se hace de una forma regular en una única zona, sino que se produce en varias zonas y a veces en sentidos opuestos; en una palabra, los movimientos del manto que provocan el descenso de la corteza oceánica se complican tanto en corte como en planta. Por ejemplo, en el Arco Indonésico en donde se observan torsiones muy complejas, los movimientos del manto debían ser muy complicados; además, esto es comprensible puesto que se encuentra en una zona en la que se producía un doble hundimiento de la corteza oceánica, el uno proveniente del Océano Pacífico y el otro del Océano Indico; como además estos hundimientos se efectuaban en direcciones diferentes se concibe que resulten estas complicaciones. Uno de los caracteres particulares de las cadenas peripacíficas corresponde a las fosas oceánicas profundas que las bordean; citemos las Fosa del Perú (8 050 m), la fosa de la Tonga (10850 m), la fosa del Japón (10 500 m), la Fosa de las Filipinas (10 500 m), la Fosa de las Marianas (11 000 m) y la Fosa de las Aleutianas 7 800 m). SE admite actualmente que estas fosas se forman cuando la corteza oceánica se hunde en el manto (subducción). Corresponderían entonces a cicatrices activas de la corteza terrestre. La Fosa de las Antillas, la del Arco de Scotia y la del Arco Indonésico se interpretan de la misma manera; la disposición de la Fosa de Scotia muestra que es la Corteza Atlántica la que se hunde bajo el Arco. Sin embargo, es preciso señalar que este tipo de génesis de las fosas suscita todavía problemas. En efecto, estas fosas están con frecuencia rellenas con sedimentos recientes, cuya disposición puede ser conocida por prospección Geofísica; se esperaba que estos sedimentos estuvieran plegados, pero, en muchos casos, por ejemplo en la fosa del Perú, estos sedimentos han permanecido subhorizontales; únicamente están afectados por una distensión y esto en la proximidad de la zona de subducción, que corresponde por tanto a

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una gigantesca falla inversa. Aquí hay entonces una objeción; se la puede soslayar imaginando mecanismos de absorción de la corteza oceánica bastante complejos. Sin embargo, es necesario señalar que se han descubierto en la Fosa de las Aleutianas sedimentos afectados por pliegues y fallas inversas.

Fig. 8.2 Esquema mostrando la disposición de las cadenasperipacíficas y la posición de algunas fosas que están ligadas a las mismas.

Cadenas bicontinentales La zona comprimida se resuelve a menudo en una serie de cadenas entre las cuales se pueden encontrar zonas plegadas o sin plegar; se puede de este modo tener cadenas que aparecen en pleno dominio continental; se tendrán entonces cadenas intracontinentales, por ejemplo los Pirineos y el Tien Shan. En otras partes, como por ejemplo en el Mediterráneo, pueden aparecer zonas oceánicas de pequeñas dimensiones en el seno de la cadena. Finalmente, la cadena muestra en algunos casos curvaturas importantes, a veces de casi 180° (Rift y Cadenas Béticas, Cárpatos, enlace Himalaya-Cadena Birmana) que muestran que no se puede considerar que la cadena Alpina se deba al simple choque de dos placas continentales. En efecto, entre estas dos placas se pueden distinguir toda una serie de placas secundarias que se desplazaron unas con respecto a las otras en diferentes direcciones; finalmente entre los movimientos que se produjeron hubo con frecuencia movimientos de colisión a lo largo de grandes fallas de dirección. 8.2 DIFERENTES ETAPAS DE LA EVOLUCION DE LA CADENA ALPINA Cualquiera que sean las partes de cadenas consideradas se comprueba que han sufrido siempre un tipo de evolución comparable en ciertos grados, o que tienen al menos puntos comunes. En efecto, se observa que toda parte de la corteza que ha sido transformada en cadena ha pasado generalmente por las etapas sucesivas siguientes:

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8.2.1

Fase de Sedimentación Se produce durante un tiempo generalmente largo (a veces de 100 M.A), en el curso del cual se han depositado series sedimentarias, que por lo general son más potentes que en los bordes de las placas y que corrientemente pueden sobrepasar los 10 Km de potencia. Generalmente es posible demostrar que esta fase de sedimentación corresponde a una fase de distensión que afecta a una placa continental y que puede llegar hasta la formación de una zona oceánica. Como la cuenca sedimentaria que precede a la cadena es de gran dimensión y se presenta como un gran sinclinal de sedimentos, se la califica de geosinclinal. La forma y las dimensiones del geosinclinal son a menudo difíciles de reconstruir; para hacerlo es preciso conocer exactamente las modalidades del acortamiento y saber si existen zonas de subducción y poder apreciar su importancia. Tales reconstrucciones no pueden prácticamente hacerse más que en cadenas simples, de tipo intracontinental, en las que el acortamiento es débil y en donde no existen zonas de subducción.

8.2.2

Varias Fases de Compresión Provocan cada una el plegamiento de una parte más o menos grande de la cuenca sedimentaria y acaban por originar una zona de relieves en el emplazamiento del geosinclinal. Estas fases de plegamiento son generalmente de corta duración (por lo general menos de 10 millones de años). Como cada una no afecta generalmente a toda la cadena, la sedimentación puede producirse en una parte mientras que la otra se pliega. Estas fases de plegamiento provocan la formación de relieves y van acompañadas por lo general de metamorfismo; entre las diferentes fases, inmediatamente después de ellas, o más raramente a la vez que ellas, aparece con frecuencia una actividad magmática que provoca las intrusiones. A menudo se puede tener una idea del valor del acortamiento correspondiente a cada fase de plegamiento; el acortamiento total mensurable puede alcanzar varias centenas de kilómetros. Se puede mencionar que la raíz de las cadenas, es decir el engrosamiento de la corteza hacia abajo, es una consecuencia del acortamiento del conjunto de la corteza. Añadamos que, en ciertos casos, es posible demostrar con la ayuda de consideraciones generales, obtenidas por ejemplo en los océanos, que el valor del acortamiento es muy inferior al desplazamiento relativo de las placas que bordean la cadena. El acortamiento mensurable será por ejemplo de 100 Km, mientras que las dos placas se aproximan 1000 Km. Hay que admitir en este caso la desaparición de 900 Km de corteza, que necesariamente se hundió en el manto por subducción. Esta desaparición puede ser casi total y no manifestarse más que por grandes fracturas, generalmente cabalgamientos, que corresponden de alguna manera a las cicatrices.

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8.2.3

Fase de Destrucción Los relieves debidos al plegamiento son atacados por la erosión, de manera que se acaba teniendo en superficie rocas que se han deformado a mayor profundidad (hasta más de 40 Km). La destrucción de la cadena es a veces muy avanzada, pero nunca total, ya que la parte profunda de las raíces no pude ser erosionada. A veces una distensión con Horts y grabens, afecta a la cadena recientemente formada, que de esta forma se desorganiza totalmente. Es probable que muchas partes de la cadena Alpina no han llegado todavía a la etapa de destrucción, sino que aún las afectan fases tectónicas o incluso las afectarán. Se deduce entonces que las cadenas se forman generalmente allá donde ha habido anteriormente distensión, es decir una corteza delgada. También se deduce que la compresión es un fenómeno relativamente rápido. Si intentamos comparar la evolución de las diferentes partes de la cadena Alpina, se comprueba que varía tanto la edad de la fase de sedimentación como la edad de las diferentes fases tectónicas; las distintas cadenas no se originan por lo tanto al mismo tiempo. Aunque está todavía lejos de ser establecido un inventario general de las cadenas Alpinas, ciertas fases tectónicas parecen tener una extensión mundial; dicho de otro modo, parece que en ciertas épocas se ha producido plegamientos sobre vastos territorios y en regiones muy alejadas.

8.3 ESTILO DE LA DEFORMACION ALPINA Como la Tectónica tuvo su origen esencialmente en los Alpes europeos y como esta parte de la cadena alpina está caracterizada por mantos de corrimientos muy importantes, se ha considerado durante mucho tiempo que los mantos eran una característica de la cadena alpina. En efecto, existen numerosas cadenas alpinas, tales como los Andes, desprovistas de corrimientos, mientras que muchas cadenas prealpinas muestran una tectónica tangencial muy importante. No se puede por lo tanto hablar de estilo "alpino", salvo si se limita el término de alpino a las estructuras del arco alpino de Europa occidental. 8.4 CADENAS ANTIGUAS Llamamos así a las cadenas que se han formado antes de que se individualizaran en Océano Atlántico y el Océano Indico, es decir antes de 200 - 250 millones de años. Se comprueba que durante este largo periodo de la tierra que va desde 250 a más de 3000 millones de años, los plegamientos no se produjeron de forma continua; la compresión tuvo lugar cuando se produjeron un determinado número de crisis que se extendieron mundialmente; de esta forma se tiene una serie de cadenas de edad cada vez más antigua. Estas cadenas son evidentemente tanto mejor conocidas cuanto más recientes son y esto por varias razones. En efecto, ha sido demostrado que solo aquellas que son posteriores a 550 millones de años muestran terrenos fosilíferos; todas las cadenas más antiguas, es decir precámbricas, no pueden ser datadas más que por geocronología, que no da todavía resultados muy precisos y que, por otra parte, no puede ser el momento datar más que ciertos tipos de rocas. Además, cuanto más antiguas son las cadenas, más cambios han sufrido por la reactivación de las cadenas más recientes y por consiguiente han sido desorganizadas; finalmente, en las cadenas antiguas no se observa generalmente más que las partes profundas, es decir las de _________________________________________________________________________________________________ TECTÓNICA – Ingº D. Samuel Barriales Gamarra – Facultad de Ingeniería Geológica – U.N.A. - Puno

interpretación más difícil. En razón de estas dificultades, el estudio de estas cadenas precámbricas ha sido olvidado durante mucho tiempo; sin embargo, basta observar la fig. 6.3 para darse perfecta cuenta de que las leyes de la evolución de la tierra solamente pueden definirse contando con la ayuda de estas cadenas antiguas.

Fig. 8.3 Distribución de las cadenas en el tiempo. El valor de la intensidad de las cadenas es muy conjetural. Nótese la muy corta duración de las cadenas recientes.

8.4.1

Cadena Hercínica (Época esencial de formación de 300 a 270 millones de años, es decir del Viseense al Pérmico) Su extensión actual viene indicada en la fig. 8.4. Es necesario para tener su disposición original, situar las placas en la posición que antes de la apertura de los océanos Atlántico e Indico; se observa entonces que la mayor parte de la cadena es de tipo bicontinental. Solo la cadena de la Patagonia, la Cadena del Cabo y Australia pueden corresponder a una cadena de tipo perioceánico. Se encuentra en la cadena hercínica el tipo de evolución puesto en evidencia en la cadena Alpina . La única diferencia importante se debe al hecho de que la cadena hercínica ha sido totalmente destruida, peneplanizada e incorporada a las nuevas placas continentales. De este modo se puede estudiar bien aquí el fin de la evolución de una cadena, lo que no era generalmente el caso de la cadena alpina, que con frecuencia funciona todavía. Como la cadena hercínica ha sido totalmente arrasada por la erosión, aparecen terrenos que se han deformado a una profundidad mayor que en la cadena alpina; las zonas metamorfizadas y granitizadas son por consiguiente más abundantes. Se puede indicar que la cadena hercínica a veces ha sido intensamente reactivada por la cadena alpina (en particular en la parte europea de la cadena alpina), de manera que en estas regiones su forma original es imposible de reconstruir.

8.4.2

Cadena Caledónica (Epoca esencialmente de formación 480 a 400 millones de años, es decir desde el Ordovísico medio al Devónico)

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Esta bien representada en Escocia, Escandinavia y Groenlandia; generalmente en otras áreas ha sido reactivada por la cadena hercínica. Parece que se trata en todas partes de una cadena de tipo bicontinental.

Fig. 8.4 Disposición actual de las cadenas Hercínicas. Esta Fig. no da evidentemente la disposición original de esta cadena; para reconstruirla es preciso situar los continentes en la posición que tenían a finales del Paleozoico

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Fig. 8.5 Disposición actual de las cadenas Caledónicas. Para reconstruir su forma original es necesario primeramente situar los continentes en la posición que tenían a finales del Paleozoico y luego tener en cuenta los movimientos que se produjeron durante el Paleozoico.

8.4.3

Cadenas precámbricas Actualmente se distinguen: 

Una cadena finiprecámbrica (de 550 a 650 millones de años), denominada también baikálica, o cadómica (definida en Bretaña) o panafricana.



Una cadena llamada de "Grenville (Canadá)" (de 950 a 1100 millones de años) bien representada en el escudo canadiense.

Existe toda una serie de cadenas, cuyas edades medias son: 1400, 1700, 2000, 2500, 2700 y 3100 millones de años. Son todavía necesarios muchos estudios para conocer bien estas deferentes cadenas; en particular, serian necesarias numerosas medidas de edades absolutas que, salvo en algunas regiones limitadas, son todavía muy insuficientes. Sin embargo, se puede indicar que gracias a estas cadenas precámbricas se tiene la posibilidad de observar partes muy profundas de la corteza y por consiguiente estudiar los mecanismos de la tectónica profunda. Finalmente el estudio de estas cadenas precámbricas es muy importante, ya que no es del todo evidente que se hayan formado de la misma manera que las cadenas más recientes.

Fig. 8.6 Disposición esquemática de la cadena Panafricana de 600 millones de años, con indicaciones de la edad (en miles de millones de años) de las zonas continentales de la época. En razón de la importancia de los movimientos debidos a las cadenas m{as recientes, la disposición actual de la cadena panafricana no tiene evidentemente ninguna relación con su disposición original.

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CONCLUSIÓN Parece que las cadenas son siempre zonas acortadas de extensión mundial y su forma general es simple. A la escala del globo se deduce que la forma de sus movimientos del manto que las originan es relativamente simple y debe ser analizada. A primera vista no hay ninguna unión evidente entre las deferentes cadenas, cada una parece corresponder a un modelo diferente de movimientos del manto y no se observa actualmente porqué ni como de pasa de un sistema a otro. Finalmente es preciso señalar que no ha sido conservada ninguna zona oceánica que existiera antes de que se formaran las cadenas antiguas. Estas son, de este modo, las únicas zonas de la corteza que permiten reconstruir las modificaciones importantes sufridas por el planeta antes de 250 millones de años, es decir más de 9/10 de su duración. Se comprueba entonces que si el estudio de las zonas oceánicas, actualmente en curso, es extremadamente importante, no podrá nunca enseñarnos más que una etapa muy reciente de la historia de la tierra. El estudio de las cadenas es por lo tanto el único medio de reconstruir la evolución del globo.

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CAPITULO IX EVOLUCION Y DESARROLLO DE CORDILLERAS 7.1 ESTUDIO DE ALGUNOS CARACTERES ESTRUCTURALES DE LAS CORDILLERAS Cuando se investiga para reconstruir la evolución de la Tierra, el estudio de las cadenas es indispensable, ya que permite analizar los mecanismos de la deformación antes de 200 millones de años. A causa de la gran diversidad de las cadenas y de la ausencia de estudios bastante generales, no es posible todavía proponer una clasificación tectónica válida. Por el momento no podemos hacer más que estudios de tectónica comparada entre los diferentes tipos o partes de cadenas. Para emprender tales estudios es importante estudiar los caracteres más sobresalientes de estas cadenas. 7.2 DIMENSION Y FORMA GENERAL DE UNA CADENA Las dimensiones de lo que frecuentemente se llama una cadena pueden variar en proporciones considerables; de este modo, la Cadena Pirenaica tiene una anchura de 200 Km como máximo, mientras que la Cadena Hercínica de Europa occidental sobrepasa los 2000 Km de anchura. Las longitudes respectivas pueden variar en las mismas proporciones. Como además los caracteres de la deformación varían considerablemente en el interior de una cadena, pensamos que es preciso para caracterizarla mejor efectuar subdivisiones. En estas condiciones, creemos que es necesario sucesivamente: 1)

Delimitar las zonas que corresponden a un acortamiento, o a una perturbación, que se produce a la escala de toda la corteza, es decir las zonas cuyas estructuras de compresión se han formado al mismo tiempo que una raíz netamente individualizada; en una palabra delimitar la cadena propiamente dicha.

2)

Delimitar las zonas en las que solo esta plegada una cobertera sedimentaria epidérmica, sin que la corteza infrayacente haya sido afectada de formación significativa. Tales plataformas sedimentarias plegadas pueden encontrarse incluso a varias decenas de Km de la cadena propiamente dicha.

3)

Reconstruir la disposición de los diferentes niveles estructurales de la cadena y sus relaciones. Es decir, tratar de dibujar los límites de los diferentes niveles estructurales (superior, medio e inferior). Esta cartografía de los niveles estructurales tiene una significación diferente según que se trate de cadenas peneplanizadas o de cadenas todavía en actividad. En el caso de cadenas estrechas, la extensión del nivel estructural inferior da inmediatamente una idea de la repartición de las zonas comprimidas a escala de la corteza.

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En el caso de las cadenas muy anchas, en las que no se puede estudiar más que las partes de las cadenas, la cartografía de los niveles estructurales y la distinción en el interior del nivel inferior de diferentes subzonas (con esquistosidad de flujo, con foliación, con metamorfismos de diferentes tipos) permite poner en evidencia diferentes tipos de comportamiento de la corteza, es decir individualizar diferentes "segmentos orogénicos" de la cadena. 4)

Aislar los efectos de las diferentes fases tectónicas u en particular de las tectónicas posteriores a la formación de la cadena, con el fin de reconstruir la disposición real de la misma. Son frecuentes tales trastornos que desfiguran las cadenas, bien porque una cadena esté reactivada en otra más reciente, o bien porque una distención la haya desorganizado y permitido que la recubran cuencas sedimentarias.

Cadena Alpina En sus partes continentales, los límites y la disposición general de la cadena pueden determinarse con bastante precisión; las zonas con esquistocidad delimitan bastante bien las zonas de raíces y la mayoría de las veces estas corresponden a zonas de relieves importantes; en una palabra, la disposición de los relieves da inmediatamente una idea de la intensidad del plegamiento. En las partes mediterráneas de la cadena alpina, los hechos son mucho menos claros y por lo general no es posible conocer los límites o las formas de la cadena. En efecto, se observa inmediatamente que no hay por lo general ninguna relación entre los relieves actuales y la cadena. Esto demuestra que después de su formación la cadena ha sido totalmente desorganizada. En el Mediterráneo occidental se sabe que la causa esencial de esta desorganización se remonta al Mioceno superior y corresponde esencialmente a movimientos verticales, a veces positivos pero sobre todo negativos, que han creado cuencas, que se han instalado sobre la cadena, siendo generalmente oblicuas a la misma. En el Golfo de León esta desorganización ha comenzado desde el Oligoceno medio. Para reconstruir la forma de la cadena alpina es preciso por lo tanto, en estas regiones, poner en manifiesto primeramente las características de esta tectónica reciente, luego anular sus efectos para quedarnos con lo esencial. Se comprende entonces que para entender la cadena alpina es necesario un estudio detallado de los movimientos recientes y sobre todo una investigación de los sedimentos del Mediterráneo y de su sustrato; en una palabra, la cadena alpina no podrá ser comprendida antes de que hayan sido acometidos numerosos trabajos de geología y de geofísica, pero estos no han hecho más que comenzar. Sabemos ya que allí se ha formado grandes zonas oceánicas. Entretanto no se puede más que proponer hipótesis sobre la disposición exacta de la cadena alpina en el Mediterráneo. Cadena Hercínica Actualmente es imposible reconstruir la disposición general de la cadena por las razones siguiente: 

Los materiales hercínicos no aparecen más que en una serie de macizos separados por cuencas mesozoicas o cenozoicas; así pues, no se conoce

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generalmente la tectónica hercínica bajo estas cuencas; más de la mitad de la cadena permanece por lo tanto desconocida. 

La cadena Hercínica no ha conservado su forma original; en efecto, en primer lugar ha sido afectada por importantes fallas en dirección tardihercínicas; luego ha sido enérgicamente reactivada por los movimientos alpinos, que sería necesario conocer con detalle para remontarnos a la tectónica hercínica.

En estas condiciones no se pueden proponer más que esquemas generales, que son totalmente hipotéticos en las zonas de plegamientos alpinos intensos y de oceanizaciones recientes. Si se examinan las áreas que aparecen bajo la penillanura hercínica, se comprueba que la cadena se subdivide en una serie de ramas caracterizadas cada una por un engrosamiento de las raíces, es decir por la aparición de rocas muy metamórficas y profundamente deformadas. Pero las relaciones entre estas diversas ramas son todavía hipotéticas, ya que no sabemos enlazar por un lado, Francia y España y por otra España y Africa del Norte. Finalmente las relaciones con América del Norte permanecen todavía imprecisas, a causa de la gran achura de las plataformas continentales, recubiertos por depósitos posthercínicos. En definitiva se observa por lo tanto que la disposición, incluso general, de la Cadena Hercínica de Europa está lejos de ser conocida. 7.3 DIRECCION Y VERGENCIA DE UNA CADENA Desde el momento en que una cadena esté delimitada y sus diferentes niveles estructurales situados, es preciso determinar primeramente la dirección y luego la vergencia de las estructuras. La dirección de las estructuras da inmediatamente una idea sobre el grado de complejidad de la cadena; por una parte, se tienen cadenas rectilíneas (tipo: Cáucaso o Pirineos); por otra, cadenas curvas que tienen virgaciones (tipo: Cadenas Alpinas de Europa o cadenas de Indonesia), existiendo evidentemente todos los tipos intermedios. Para indicar la dirección de las estructuras basta con dibujar los ejes anticlinales y las fallas inversas o cabalgamientos ligados o no, a estas estructuras. En las zonas profundas, en las que los pliegues pueden no ser muy visibles, podemos contentarnos con representar la dirección de la esquistosidad o de la lineación correspondiente. Esta operación es de fácil de efectuar cuando hay una fase principal clara, poco afectada por otras fases. Pero por lo general se tienen varias fases importantes y es necesario entonces precisar a qué fase pertenecen las estructuras representadas, o bien hacer tantos mapas tectónicos como fases existan. La vergencia de las estructuras es un carácter fundamental que siempre es necesario indicar. En efecto, la observación muestra que una cadena la vergencia nunca es anárquica; siempre se mantiene con los mismos caracteres sobre grandes distancias; de este modo, es un reflejo directo de los mecanismos de plegamiento de la corteza. La vergencia general de las estructuras permite por lo tanto diferenciar desde el primer momento, las cadenas asimétricas (tipo: Alpes Occidentales o Himalaya) de las cadenas simétricas (tipo: Pirineos); es decir, las cadenas que corresponden o no con un par importante a nivel de la corteza.

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Si además se tiene en cuenta la importancia de la vergencia, es decir la magnitud de los cabalgamientos, se puede también oponer a las cadenas sin mantos de corrimiento (tipo: Andes), mostrando plegamientos con planos axiales subverticales acompañados de fallas de gran buzamiento, las cadenas con mantos de corrimiento (tipo: Himalaya) que muestran plegamientos con planos axiales y contactos anormales subhorizontales. Cuando las cadenas muestran que una vergencia general se puede convenir que, por definición, la vergencia se realiza del interior hacia el exterior de la cadena; podemos por lo tanto definir zonas externas e internas; en el caso de las cadenas simétricas, las partes internas, con frecuencia denominadas "zona axial", son vergentes eb dos direcciones opuestas sobre las dos zonas externas.

Fig. 7.1 Esquema ilustrando las nociones de zonas internas y externas

A menudo, las zonas internas así definidas son también zonas en las que aparecen las estructuras del nivel estructural inferior con esquistosidad y metamorfismo y se oponen a las estructuras "externas" que pertenecen al nivel estructural medio o superior. Esta es la razón por la que los términos de externo y de interno han sido a veces definidos, no con la ayuda de la vergencia, sino basándose únicamente en el estilo de intensidad del plegamiento. 7.3.1

Vergencia y fases tectónicas superpuestas Las estructuras de una cadena no se originan generalmente de una sola vez, sino por medio de varias fases tectónicas superpuestas, caracterizadas cada una por un estilo de deformación, una dirección y una vergencia. Cuando las fases sucesivas son importantes y tienen caracteres muy diferentes, sucede que las reglas precedentes son difíciles de aplicar y es preciso hacer tantas reconstrucciones como fases tectónicas importantes existan. Pero por lo general el esquema es relativamente simple y podemos aislar una fase principal mucho más importante que las otras; esta fase paroxismal es generalmente la más antigua y las fases que le suceden son tanto menos importantes cuanto más recientes son. Podemos en este caso ocuparnos únicamente de esta fase principal, pero indicando que se trata de una simplificación y que todo estudio estructural completo debe tener en cuenta todas las fases. Aunque con frecuencia sucede que la vergencia de las fases tectónicas sucesivas es la misma, puede también ocurrir que sea inversa, generalmente se califica a la última vergencia, que se efectúa en sentido opuesto de la precedente, de retrovergencia; se habla de retroescamas o de retrocorrimientos. Un magnífico ejemplo se encuentra en la parte interna de los Alpes franceses.

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Fig. 7.2 Ejemplo de retrocorrimiento hacia el Este, sucediendo a corrimientos hacia el Oeste. La segunda fase ha provocado la formación de una estructura en abanico. Alpes Franceses.

En conclusión, vemos que siempre es necesario esforzarse en relacionar la vergencia con una fase tectónica determinada, es decir, en una palabra, datarla. Finalmente parece que la vergencia es tanto más difícil de poner de manifiesto cuanto más profundos sean los niveles estructurales; en el caso extremo, en el dominio de los pliegues de flujo, la noción de vergencia se difumina; es precisamente en estas partes profundas de la cadena donde las estructuras todavía se conocen peor. 7.4 ESTILO TECTONICO Es fácil darse cuenta que en el caso que en el seno de una cadena la geometría de las estructuras varía enormemente y si se comparan dos cadenas no se encuentran nunca estructuras idénticas. Sin embargo, a pesar de esta gran diversidad se comprueba que: 

En una misma cadena pueden encontrarse estructuras del mismo tipo sobre grandes áreas.



En dos cadenas diferentes podemos encontrar tipos de estructuras muy comparables.

Al intentar definir los tipos de estructuras que aparecen con más frecuencia, introducimos poco a poco la definición de estilo tectónico de una cadena o de una parte de la misma. Como este término de estilo tectónico se utiliza para dar una idea global de las formas de las estructuras de una región, es necesario con el fin de intentar definirlo rigurosamente, tener en cuenta la manera como se forman las estructuras; es preciso por lo tanto tener en cuenta a la vez las condiciones de presión y de temperatura de la deformación y las propiedades físicas del material sometido a esta deformación. El estilo tectónico dependerá por lo tanto: a) b) c)

Del nivel estructural. De la naturaleza del material. De la intensidad del apretamiento.

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Estos parámetros deberán siempre precisarse con anterioridad a todo estudio del estilo tectónico. Cuando se está en presencia de dos cadenas con intensidad tectónica comparable, es decir con niveles estructurales equivalentes, el estilo tectónico depende ante todo del material, es decir de la litología. 7.4.1

Estilo tectónico y nivel estructural En las cadenas se tienen con frecuencia dos estilos tectónicos opuestos: el de la infraestructura y el de la supraestructura. Como estos términos han sido utilizados en sentidos muy diversos es importante definirlos. Designaremos aquí bajo el nombre de infraestructura el dominio en el que la deformación se efectúa a una temperatura lo suficientemente elevada como para que las rocas cristalinas normales se deformen de manera plástica. Esta temperatura, que varía evidentemente en función de la naturaleza exacta de las rocas, de su contenido de agua, de la velocidad de deformación, de la importancia de los esfuerzos tectónicos, etc., sobrepasará entonces por término medio los 500°; corresponde por lo tanto a la mesozona y a la catazona; cuando se alcanza la temperatura de fusión, a partir de 600 - 650°, se tienen estructuras de flujo, de las que algunas pueden incluso deberse a diferencias de densidad de las rocas. Llamaremos supraestructura a todo dominio que recubre la infraestructura. Si se admite esta definición es lógico que no se encuentre infraestructura en todas las cadenas y que está caracteriza sobre todo a las cadenas antiguas profundamente erosionadas. Como ya hemos señalado, los estudios tectónicos se han consagrado durante mucho tiempo sobre todo a la supraestructura, en la que la estratificación y los fósiles facilitan los estudios tectónicos. El estudio de la infraestructura es no obstante más importante, ya que concierne a volúmenes infinitamente más grandes y permite estudiar las partes profundas de la corteza.

7.4.2

Estilo tectónico y litología Como la litología controla directamente la deformación, el estilo tectónico de una región depende estrechamente de esta litología. A igualdad de intensidad tectónica, no hay por lo tanto ninguna relación entre el estilo tectónico de una zona formada por rocas plutónicas o volcánicas, material rígido muy difícil de plegar, y una zona formada por series margosas; en el primer caso tendremos por ejemplo, únicamente fallas inversas; en el segundo, podemos tener mantos de deslizamiento. Es preciso señalar que los contrastes litológicos alcanzan su valor máximo en condiciones superficiales y disminuyen con la profundidad; en la zona de pliegues de flujo profundos pueden llegar hasta anularse. Es por estas razones, puramente mecánicas, por las que a veces tenemos la costumbre de distinguir un cierto número de tectónicas, caracterizadas cada una por un estilo propio. Fig. 7.3.

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Fig. 7.3 Corte teórico mostrando las relaciones entre una tectónica de basamento, que se manifiesta por escamas, una tectónica de cobertera, indicada por pliegues isópacos, y una tectónica epidérmica correspondiente a mantos de deslizamiento. En la parte derecha, basamento y cobertera sedimentaria están afectados por un plegamiento sinesquistoso.

a)

Tectónica de cobertera Caracteriza las coberteras sedimentarias que son lo suficientemente plásticas como para poder plegarse fácilmente y en las que el plegamiento predomina sobre la fracturación. Son generalmente o series muy incompetentes (por ejemplo margosas o salinas), o series en las que alternan niveles de competencias diferentes (por ejemplo calizas y margas, areniscas y esquistos, etc.). La tectónica de cobertera es, por consiguiente, el dominio de pliegues acompañados de desarmonías y de despegues. El plegamiento puede ser simple (Atlas Sahariano) o mucho más complicado (Cadenas Subalpinas). Podemos señalar que, tal como ha sido definido el término de tectónica de cobertera, podría muy bien aplicarse a series sedimentarias plegadas bajo el frente de esquistosidad; pensamos sin embargo, que es preferible limitar este término a las series plegadas por encima del frente de esquistosidad y no emplearlo más que cuando una cobertera plástica reposa sobre un basamento rígido, es decir únicamente cuando hay un contraste litológico neto entre una cobertera y su sustrato, cuando existe un nivel de despegue.

b)

Tectónica de basamento El estilo tectónico de basamento, es inverso que el de la tectónica de cobertera; lo que era plástico y correspondía a pliegues suaves se hace aquí frágil; no se forman más que fallas sin plegamiento individualizado. Para que un material reaccione de esta manera, es necesario que tenga propiedades mecánicas tales como las que posee un basamento cristalino tectonizado en condiciones relativamente superficiales. Aquí las rocas cristalinas, como el granito o el neiss tienen en efecto un límite de plasticidad reducido; por lo tanto no pueden plegarse sino únicamente fracturarse. Pero es preciso

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señalar que las rocas cristalinas no son las únicas que tienen tales propiedades y que reaccionan de esta forma. En este caso están igualmente las rocas volcánicas masivas e incluso algunas rocas sedimentarias. Basta que éstas sean masivas, es decir que no contengan intercalaciones plásticas (margas, arcillas) y suficientemente rígidas, como por ejemplo conglomerados, cuarcitas y dolomías. Por lo tanto, el término tectónico de basamento debe tomarse en un sentido mecánico y en ningún caso, como a menudo se hace, en un sentido estratigráfico. Así, no se puede por ejemplo llamar sistemáticamente basamento, al sustrato hercínico de la cobertera mesozoica; no podemos hablar de basamento más que si el material hercínico está formado por rocas cristalinas o por otras rocas de propiedades mecánicas comparables; cuando este sustrato hercínico esté constituido por series esquistosas relativamente plásticas, éste no será un "basamento" en sentido mecánico, aunque continúe constituyendo el sustrato de la serie secundaria, es decir en cierto sentido su basamento. 7.5 NOCION DE FASE TECTONICA O FASE DE COMPRESION Se deduce rápidamente, como consecuencia del estudio de las cadenas, que si las facies de distensión se producían con frecuencia durante un largo periodo no eran generalmente fases de compresión; en efecto, éstas aparecen por lo general como muy rápidas e incluso instantáneas a escala geológica. Generalizando estas observaciones, a menudo se considera que el plegamiento de las cadenas se produjo en el curso de episodios de corta duración, denominados generalmente "fases tectónicas", pero que nosotros llamaremos fases de compresión, con el fin de evitar toda ambigüedad con otras fases de actividad tectónica. Algunos llegaron mucho más lejos, admitiendo a la vez que las fases tectónicas correspondían a episodios geológicamente instantáneos y que eran sincrónicas en toda la superficie de la tierra. Esta hipótesis presentaba la ventaja de suministrar un cronómetro tectónico extremadamente apreciable, al que se recurriría cuando los criterios estratigráficos habituales no podían utilizarse. De este modo se originó, esencialmente bajo el impulso de H. Stille, una nomenclatura muy detallada de fases tectónicas; éstas eran definidas, como los pisos estratigráficos, en una región tipo y correspondían a un intervalo de tiempo determinado. 7.5.1

Definición Habiendo definido la compresión a escala de la corteza, no llamaremos fases de compresión más que a las que son responsables de pliegues y de fallas inversas, produciéndose a escala de toda la región. No tomaremos entonces en consideración la compresión muy localizada, ni por supuesto los efectos de la tectónica de distensión o los movimientos verticales. La noción de "fase tectónica" ha originado con frecuencia razonamientos erróneos, ya que no se había tomado la precaución de definir precisamente el tipo de tectónica de la que se ocupaba; poco a poco se llegó a considerar de la misma manera a las fallas normales o levantamientos y a los pliegues.

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Es precisamente para evitar estos errores por lo que pensamos que es necesario hablar de fase de compresión, más bien que de fase tectónica, término que con todo rigor debería aplicarse a toso periodo de actividad tectónica, cualquiera que sea el tipo del mismo. Es preciso indicar que aunque se adopte nuestra definición, a veces es difícil distinguir entre una fase de compresión poco importante y un periodo de movimientos verticales importantes. En la mayor parte de las cadenas en las que se ha podido datar las fases de compresión, se comprueba que son poco numerosas y generalmente bien individualizadas, al menos si se consideran territorios que no sean demasiado grandes. 7.5.2

Las fases de compresión en los niveles estructurales medio y superior. Se ponen en evidencia por discordancias angulares que permiten determinar la edad de la fase tectónica o, más exactamente, el intervalo de tiempo durante el que se produjo. Esta determinación cronológica depende evidentemente de la precisión con la que podamos datar el último nivel plegado y el nivel más antiguo discordante. Generalmente se obtienen, al menos en la cadena alpina, intervalos del orden de 10 millones de años; pero en algunos casos excepcionales el orden de magnitud es de 1 a 5 millones de años; en tales caso podemos hablar verdaderamente de "fase", puesto que es preciso, que en 5 millones de años y después de una fase de sedimentación que por lo general ha tenido una duración de varias decenas de millones de años, haya habido sucesivamente: plegamiento, erosión, peneplanización y una nueva sedimentación; se tiene entonces, en este caso, una fase de compresión verdaderamente rápida a escala geológica. Pero cuando se estudia una fase tectónica no basta con datarla en un punto, es preciso intentar hacer esta datación en un gran número de puntos diferentes, alejados unos de otros, con el fin de ver si la fase se ha producido en todas partes en el mismo momento, o si su edad es variable según las regiones. Este tipo de inventario desgraciadamente es difícil de efectuar, bien porque las series no pueden datarse con gran precisión o bien porque las series discordantes han sido erosionadas. No se ha realizado todavía más que muy raramente.

7.5.3

Las fases de compresión en el nivel estructural inferior Los métodos de estudio de las fases tectónicas son aquí muy diferentes; en efecto, se sabe que a partir de una determinada intensidad de la deformación o de la recristalización metamórfica, los fósiles son al principio muy raros, luego desaparecen totalmente. A partir de una cierta profundidad no se puede por lo tanto, datar con precisión las fases tectónicas e igualmente no podemos emprender los estudios indicados anteriormente. Estas discordancias se hacen cada vez más difíciles de poner en manifiesto, de tal modo que a partir de una determinada profundidad no son visibles más que casos excepcionales. Primeramente es la esquistosidad la que complica los hechos; en efecto, a medida que se hace más intensa, la estratificación y

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por consiguiente las discordancias, son más difíciles de observar; además, la esquistosidad va acompañada siempre de un aplanamiento y resulta una disminución del ángulo de discordancia. Fig.

Fig. 7.4 Esquema mostrando como un plegamiento sinesquistoso intenso puede hacer difícil la observación de una discordancia. Abajo, antes del plegamiento y arriba después del mismo.

En tales casos sólo un estudio microtectónico detallado puede todavía permitir descubrir las discordancias (por ejemplo con la ayuda de medidas de lineaciones. 7.6 CONCLUSIONES A LOS SUPRAESTRUCTURA

ESTUDIOS

REALIZADOS

EN

LA

INFRA

Y

LA

Deducimos que ciertos plegamientos se han formado en el curso de periodos muy largos (varias decenas de millones de años), lo que indica que en general la compresión no se produce, en una región determinada, más que durante un tiempo relativamente corto. Si se consideran territorios limitados existen entonces fases tectónicas de compresión. La duración de éstas no ha podido todavía ser bien determinada; en algunos casos es del orden de un pequeño número de millones de años. El plegamiento de una cadena se efectúa casi siempre por medio de varias fases tectónicas, separadas por fases de reposo; la edad de estas fases puede variar cuando nos desplazamos sobre grandes distancias paralela o perpendicularmente a la cadena; parece por lo tanto que las fases tectónicas puedan sufrir una migración. Es frecuente encontrar cadenas en las que las fases más importantes sean a la vez las más antiguas y las más internas; las zonas externas de las cadenas no están habitualmente afectadas más que por las fases recientes. Todo esto sucede, por lo general, como si el plegamiento comenzara por afectar a las partes internas de la cadena y no alcanzara sus partes externas más que en una última etapa. El inventario de las fases tectónicas, es decir de las modalidades del plegamiento de una cadena, está lejos de ser realizado; únicamente cuando haya sido hecho, con la _________________________________________________________________________________________________ TECTÓNICA – Ingº D. Samuel Barriales Gamarra – Facultad de Ingeniería Geológica – U.N.A. - Puno

ayuda de la geocronología en las zonas profundas, se podrá verdaderamente reconstruir los mecanismos de formación de las cadenas. 7.7 METAMORFISMO GENERAL DE LAS CADENAS Este metamorfismo general es un fenómeno que no se encuentra más que en las cordilleras y se produce a escalas de las cadenas; va por lo tanto unido a su formación. Intentemos determinar cuales son las relaciones entre tectónica y metamorfismo 7.7.1

Algunos caracteres del metamorfismo general Sabemos que se habla de metamorfismo cuando las rocas sufren transformaciones mineralógicas, bajo el efecto de temperaturas elevadas (más de 300°); se habla de metamorfismo de contacto para los efectos térmicos locales (por ejemplo, en el contacto de las intrusiones) y de metamorfismo general para los que se producen a escala de toda la corteza. Como el metamorfismo general es un fenómeno a escala de la corteza, es necesario, con el fin de abordar su estudio, examinar la repartición del calor en el seno de la corteza, es decir, entre otras, las leyes de variación de temperatura en función de la profundidad y la disposición de la isogeotermas. Se sabe que la forma de la curva temperatura - profundidad puede variar muy considerablemente. Se admite que se tiene un grado isotérmico normal cuando la temperatura aumenta 3° cada 100 metros, es decir 30° por km; pero puede separarse considerablemente de este promedio; por ejemplo, podemos tener hasta un aumento de 1° cada 100 m. y otro de 1° cada pocos metros en zonas anormalmente calientes. Estas variaciones pueden producirse cuando se pasa de una región a otra, pero también cuando se profundiza en la corteza. Las relaciones temperatura - profundidad no están siempre representadas por una recta sino por una curva cuya variación de pendiente define el gradiente geotérmico en función de la profundidad. Si se analizan las series metamórficas antiguas, se puede, basándose en datos experimentales de génesis de minerales, reconstruir la forma de la curva presión - temperatura correspondiente Fig. 7.5

Fig. 7.5 Disposición posible de las isogeotermas en una cordillera en formación. A y B: perfiles con facies metamórficas diferentes; estos perfiles se han situado sobre un diagrama Presión Temperatura. AT: perfil de alta temperatura; AP: perfil de alta presión.

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Así pues tales reconstrucciones muestran que en la mayoría de los casos el metamorfismo se ha formado en partes anormalmente calientes de la corteza. Esto equivale a decir que las partes metamórficas de las cadenas corresponden, en el momento del metamorfismo, a una zona de abombamiento de las isogeotermas y a una zona en la que las isogeotermas están más próximas entre sí Fig. 7.5. Igualmente existen terrenos que han sido metamorfizados en zonas profundas de la corteza que estaban a menor temperatura que las zonas colindantes; corresponden por lo tanto, no a un abombamiento, sino a una depresión de las isotermas. Se supone que ésta se produce en las zonas de subducción, como consecuencia del hundimiento de una placa litosférica fría. Se puede entonces decir, de manera muy general, que el metamorfismo va unido a anomalías térmicas fundamentalmente positivas pero también negativas, que afectan a la corteza. Se ha tomado la costumbre de distinguir en las series metamórficas diferentes tipos de metamorfismo, que reflejan las diferentes formas de variación de la temperatura con respecto a la presión. La disposición de las isogeotermas permite comprender fácilmente el tipo de clasificación de estos tipos de metamorfismo (Fig. 7.5). No hemos reflejado más que dos tipos extremos: metamorfismo de baja presión y metamorfismo de alta presión, pero se observa fácilmente que entre estos dos extremos se pueden distinguir muchos otros tipos. Sin embargo, señalaremos que nuestra forma de representación no tiene en cuenta el factor tiempo y por consiguiente, la velocidad a la que se desplazan las isogeotermas; para ser representativo, debería por lo tanto completarse en este sentido. Además, para ser riguroso sería preciso tener en cuenta muchos otros factores, por ejemplo la presión de agua y de CO2. 7.7.2

Relación entre la tectónica y las anomalías térmicas responsables del metamorfismo Aunque estas relaciones no hayan sido estudiadas con detalle hasta la actualidad más que en muy pocos casos, podemos indicar algunas leyes generales. a)

El metamorfismo no afecta nunca a toda una cadena, sino únicamente a la parte de la misma en donde la presión tectónica es grande y sobrepasa un cierto límite; por lo tanto el metamorfismo afecta normalmente a las zonas de mantos. Esta parte metamórfica puede ser más o menos importante; a veces, cuando se está en presencia de una cadena con estrechamiento moderado, las zonas con metamorfismo son muy reducidas o incluso no existen; generalmente las zonas metamórficas se encuentran en las partes internas de la cadena. Como el metamorfismo afecta a las zonas más tectonizadas de una cadena, tanto en el espacio como en el tiempo, podemos deducir que el plegamiento y el metamorfismo, es decir el abombamiento de las isobaras y de las isogeotermas, resultan de una misma causa

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profunda. Para explicarla se puede, por ejemplo, suponer que la anomalía calorífica responsable del metamorfismo es consecuencia del plegamiento, es decir, que una parte de la energía responsable de la formación de la cadena se transforma en calor; sin embargo, parece que los órdenes de magnitud sean muy diferentes y que sólo una décima parte del calor puede explicarse de este modo. Es por lo tanto más lógico acudir a fenómenos que se sitúan en el manto. b)

El metamorfismo comienza a la vez que el plegamiento, pero la duración del metamorfismo es siempre más grande que la del plegamiento. Al contrario que la tectónica, es generalmente discontinua y tanto más intensa cuanto más antigua son las fases, el metamorfismo es relativamente continuo y tanto más importante cuanto más tardío es. Resulta que a escala de la cadena el metamorfismo es esencialmente sintectónico y postectónico; prácticamente no es nunca pretectónico. Fig. 7.6.

Fig. 7.6 Esquema mostrando las relaciones entre tectónica y metamorfismo en una cadena. F1, F2, y F3: fases tectónicas de compresión.

Puede suceder que exista un metamorfismo pretectónico con respecto a una fase tectónica determinada, pero generalmente no lo en con relación a la primera fase tectónica; el metamorfismo pretectónico con respecto a una fase es, por lo tanto, a la vez un metamorfismo postectónico con relación a otra. Se deduce de este principio que el metamorfismo general nunca es contemporáneo de un enterramiento sin plegamiento, como a veces se ha supuesto. c)

Una gran parte del metamorfismo es sintectónico, Es decir se produce al mismo tiempo que el plegamiento. Es de este modo como se origina la foliación de las rocas cristalofílicas, que como hemos visto no es más que una forma de alta temperatura de la esquistosidad. Por lo tanto no hay metamorfismo general sin foliación, es decir sin minerales orientados; cuando existe un metamorfismo postectónico intenso, esta foliación puede difuminarse o desaparecer como

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consecuencia de las nuevas recristalizaciones; parece que tengamos un metamorfismo general con minerales no orientados, pero un examen detallado muestra siempre que este metamorfismo postectónico ha sido precedido por una etapa sintectónica. d)

El metamorfismo es generalmente polifásico. Se observan casi siempre en las series metamórficas varias fases de cristalización superpuestas; esta seroies se denominan "polifásicas". De este modo es frecuente encontrar una, dos o incluso tres fases de metamorfismo sintectónico, correspondientes a otras tantas fases tectónicas, seguidas cada una por un metamorfismo postectónico. Las paragénesis de todas estas fases pueden ser diferentes unas de otras. Cuando se estudian las series metamórficas, la principal tarea es reconstruir las diferentes fases de metamorfismo con sus paragénesis y tratar de enmarcarlas en las fases tectónicas. Tales estudios, todavía poco frecuentes, muestran que se producen a veces, en el curso del metamorfismo, incrementos brutales de calor, que corresponden a lo que se puede denominar, por analogía con las fases tectónicas, fases de metamorfismo, que están además desplazadas por lo general con relación a las fases tectónicas. Fig. 7.7.

Fig. 7.7 Forma posible de las curvas de intesidad de metamorfismo en diferentes regiones 1, 2, 3 y 4 de una misma cadena

Evidentemente las últimas fases de metamorfismo son las más visibles; como, por otra parte, son generalmente las más importantes, sucede muy frecuentemente que las primeras fases sean difíciles de poner de manifiesto, ya que a veces los minerales de la primera fase han desaparecido totalmente. Los estudios petrográficos que se limitan, como es frecuente, a estas últimas fases de metamorfismo, no pueden evidentemente pretender reconstruir la evolución térmica de una zona metamórfica. e)

Duración del metamorfismo y geocronología. La duración del metamorfismo es evidentemente diferente según que se considere el conjunto del metamorfismo, en la parte de la cadena en la que está mejor representado, o solamente una fase de este metamorfismo. Hemos visto que la duración del metamorfismo es comparable a la del plegamiento de la cadena; es por lo tanto del orden de varias decenas de millones de años.

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Si por el contrario se considera una fase determinada de metamorfismo, ésta podrá tener una duración del orden de algunos millones de años. Estas consideraciones bastan para explicar que las edades absolutas obtenidas sobre el metamorfismo de una cadena, son generalmente de varias decenas de millones de años; cuando se estudia una fase de metamorfismo bien definida, podemos esperar encontrar una edad más localizada. 7.7.3

Relaciones entre las isogradas de metamorfismo y las estructuras tectónicas Caso de metamorfismo sintectónico Las rocas metamórficas están caracterizadas por una foliación y se considera generalmente que las isogradas de metamorfismo son paralelas a esta foliación. En realidad, no hay ninguna razón para que exista paralelismo entre un plano de anisotropía de origen tectónico y un frente térmico y se conocen, efectivamente, numerosos ejemplos en donde las isogradas son oblicuas. Esta oblicuidad es tanto más débil cuanto más próxima a la horizontal está la foliación y tanto mayor cuando más vertical esté; las relaciones isogradafoliación son, en suma, comparables a las relaciones frente de esquistosidadesquistosidad. Caso de metamorfismo postectónicos Las isogradas son entonces netamente oblicuas a las estructuras. Este metamorfismo es el que generalmente se estudia.

7.7.4

Conclusiones El estudio del metamorfismo de las cadenas es extremadamente importante porque permite reconstruir los sucesos térmicos que han tenido lugar; así pues, como la deformación depende estrechamente de la temperatura, tenemos un medio de darnos una idea sobre el comportamiento de conjunto de la corteza y del estilo general de la deformación. Además, como el calentamiento de la corteza se debe necesariamente a fenómenos que se producen en el manto, tenemos un medio de estudiar la evolución de este manto. Indiquemos que en las cadenas perioceánicas se supone generalmente que la fricción que se produce a lo largo de los planos de Benioff podría provocar un calentamiento suficiente para explicar las anomalías térmicas, que originarían las numerosas intrusiones que rodean el borde oceánico de las cadenas. A veces, también se imaginan fusiones parciales en el manto superior y más exactamente en la capa de baja velocidad, de donde podrían partir ascensiones de magmas que calentarían la base de la corteza. De cualquier forma, todo modelo de cadena deberá integrar los datos térmicos y por consiguiente tener en cuenta el tipo de metamorfismo que se encuentra.

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CAPITULO VIII ESTRUCTURAS SUPERFICIALES 8.1 EL PAPEL DE LA GRAVEDAD Y LOS MANTOS DE DESLIZAMIENTO La deformación que se produce en superficie, o a pequeña profundidad, tiene caracteres muy particulares. Como la carga litostática es nula o pequeña, la mayor parte de las rocas tienen un comportamiento muy frágil; están por lo tanto intensamente fracturadas y fisuradas; únicamente pueden plegarse rocas excepcionalmente plásticas. Como la deformación no se efectúa prácticamente bajo esfuerzos triaxiales, las estructuras no tienen elementos de simetría; se convierten en incoherentes y caóticas; su forma depende además en gran parte de la topografía superficial y de las condiciones que reinan en la superficie. Estamos entonces en presencia de una tectónica muy especial, cuyas reglas no se aplican más que a una delgada película de materiales. A primera vista, se podría pensar que el estudio de esta tectónica superficial no tiene gran interés, ya que no corresponde en volumen más que a una ínfima parte de las estructuras de una cadena. De hecho, se pueden obtener, gracias a esta tectónica y como consecuencia de deslizamientos sucesivos, edificios estructurales de más de 1000 m de potencia, cubriendo enormes superficies en el borde de las cadenas; tenemos entonces mantos de deslizamiento que, aunque peliculares, deben ser estudiados con detalle. El estudio de estas estructuras superficiales es además indispensable en goemorfología, que no podría analizar las formas del relieve sin considerar deformación que se produce. Finalmente es necesario no olvidar que el estudio de tectónica actual, o neotectónica, debe emplear necesariamente el análisis de deformación superficial.

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En resumen, todas las estructuras superficiales corresponden a un nivel estructural muy particular y muy poco potente, caracterizado por estructuras desordenadas. 8.2 CARACTERISTICAS DE LAS ESTRUCTURAS SUPERFICIALES Por lo general, es muy importante poder distinguir rápidamente las estructuras superficiales de las estructuras más profundas; en efecto, según que se adopte una u otra solución, nos conduce a realizar cortes profundos de manera muy diferente. De hecho existen toda una serie de detalles que permiten caracterizar la deformación superficial, pero serán diferentes según que se produzca al aire libre o bajo el agua. 8.2.1

Caso de superficies topográficas aéreas La deformación afecta a rocas que previamente han sufrido una alteración y fisuración de superficie y que continúan teniéndola en el curso de la deformación. Si se forman fallas, se instalan sobre fisuras o grietas preexistentes; se pueden entonces obtener brechas de falla, que se forman a expensas de un relleno de fisuras, y en el límite, una brecha de hundimiento sedimentaria anterior; en este caso se tienen todos los intermedios entre brechas tectónicas y sedimentarias, cuyos elementos están más o menos intensamente estriados; finalmente, estas brechas no jalonan planos netos;

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corresponden a volúmenes que pueden ser importantes y que tienen por lo general límites redondeados. Desde el punto de vista geométrico las fallas tienen orientaciones muy variables; como la carga es pequeña o nula, es frecuente encontrar todavía, por ejemplo en las rocas trituradas, cavidades vacías, lo que evidentemente no es posible a partir de una cierta profundidad. En el límite están tectonizadas las cavidades kársticas y las formas estalagmíticas, fáciles de reconocer. Cuando la topografía está accidentada por relieves importantes, pueden formarse "éboulis" a su pie y ser cabalgados por relieves por efecto de fallas inversas. Tenemos entonces un contacto cabalgante jalonado por brechas de "éboulis" Fig. 8.1.

Fig. 8.1 Ejemplo de estructura muy superficial en la que los éboulis de pie de escarpe son recubiertos por un cabalgamiento

Cuando un manto o un área cabalgante avanza sobre una superficie topográfica, que puede ser una superficie de erosión, se pueden encontrar a lo largo del contacto anormal de base huellas de esta superficie; éstas serán por ejemplo aluviones o incluso antiguos suelos. Los relieves de esta superficie pueden haber subsistido y constituido en el sustrato salientes, que a veces son parcialmente pulidos por el paso del manto, al igual que lo es un "verrou" glaciar por un glaciar. En otros puntos, estos relieves pueden haber sido completamente empujados y transportados en forma de "lambeaux de pousseé" en la base de la unidad cabalgante Fig. 8.2; en otros sitios estos relieves todavía pueden ser hasta tal punto importantes que hayan impedido la progresión del manto. Por el contrario, si un valle o una depresión accidentan la superficie sobre la que avanza un manto, éste puede aprovechar esta zona deprimida para llegar más lejos. Se observa en definitiva que se está en presencia de detalles tectónicos que dependen mucho de la morfología de superficie; el estudio de los accidentes tectónicos no puede ser disociado del de la morfología; estamos en el dominio de la "morfotectónica". Puede ser útil reconstruir no solamente las formas de relieve, sino también el clima que les correspondía. En efecto, los deslizamientos superficiales por gravedad se producen mucho más fácilmente en clima húmedo y muy pocos o ninguno en clima desértico; tendremos por lo tanto estructuras superficiales diferentes.

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Fig. 8.2 Ejemplo de corrimiento epiglíptico en el que los relieves han sido o empujados o arrastrados por la base del manto. Inspirado en el Manto de Corbières (parte oriental de los Pirineos).

El papel de la morfotectónica es por lo general muy claro cuando se tienen fases tectónicas superpuestas separadas por una importante fase de erosión. En este caso sucede que un sistema de pliegues, irregularmente erosionado, esté afectado por una segunda compresión; la forma de las estructuras de la segunda fase depende entonces por un lado, de la forma de los pliegues de la primera fase y por otro, de la manera que han sido erosionados. Si se tiene una zona anticlinal que está profundamente erosionada, el flanco de este anticlinal cabalgará y recubrirá la zona de charnela; por el contrario, si el anticlinal no está erosionado, el anticlinal cabalgará al sinclinal de forma diferente. Fig. 8.3.

Fig. 8.3 Esquema mostrando la influencia de la superficie topográfica sobre la disposición de los cabalgamientos superficiales

De este modo podemos explicar los cabalgamientos en direcciones opuestas y la formación de pliegues cabalgantes en abanico.

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8.2.2

Caso de superficies subacuaticas Cuando la deformación superficial se produce bajo el agua tendrá evidentemente un sello particular, esencialmente debido a la presencia de sedimentos que pueden registrar las diferentes etapas de la deformación. Estos sedimentos son por lo general lodos hidroplásticos, es decir rocas no afectadas por la diagénesis. Embebidas de agua, que se deforman muy fácilmente con el menor esfuerzo. Así pues, la deformación que se produce entonces posee un estilo muy característico, no encontrándose en otros sitios, ya que las rocas hidroplásticas están verdaderamente limitadas a la parte superior de los sedimentos subacuáticos que se acaban de depositar. En efecto, sólo se puede comparar este estilo de deformación con el que se encuentra en las zonas profundas de la corteza, en la que las rocas están fundidas o en estado viscoso, pero el contexto es evidentemente muy diferente. En estas condiciones para poner en evidencia el carácter superficial de una estructura basta con reconocer el estilo especial, Este puede ser estudiado fácilmente en el caso de deslizamientos submarinos o "slumping", que son frecuentes en ciertas series sedimentarias compresivas que perturban niveles muy localizados. La Fig. 8.4 muestra la forma de una de estas estructuras, se observa que se trata ciertamente de un plegamiento desordenado, afectando a los estratos no perturbados suprayacentes recubren los pliegues discordantes. Como se encuentran en el seno de series muy tranquilas, se supone que se deben a deslizamientos por gravedad.

Fig. 8.4 Vista general y de detalle de deslizamientos por gravedad intraformacionales

8.3 ESTRUCTURAS DEBIDAS A LA GRAVEDAD _________________________________________________________________________________________________ TECTÓNICA – Ingº D. Samuel Barriales Gamarra – Facultad de Ingeniería Geológica – U.N.A. - Puno

8.3.1

Mantos de deslizamiento Generalidades Cuando existen desniveles suficientes, las rocas superficiales pueden deformarse bajo el simple efecto de la gravedad y fuera de toda intervención tectónica de origen profundo. Como estas deformaciones superficiales pueden ser importantes y afectar a volúmenes notables de rocas, importa estudiar con detalle los mecanismos de esta tectónica superficial de gravedad. Un modelo simple de este tipo de deformación nos suministra los deslizamientos de terrenos que afectan de manera habitual a los relieves formados por materiales arcillosos. En este caso, el mecanismo es muy claro Fig. 8.5, podemos considerar que el peso P de una capa arcillosa, que reposa sobre un nivel más competente, arenoso por ejemplo, se descompone, en el contacto entre los dos niveles, en una componente perpendicular  y una componente de cizalla ; si el límite de ruptura del nivel arcilloso es particularmente pequeño,  puede llegar a provocar un deslizamiento de toda la masa arcillosa hacia la base , que no se detiene más que cuando se alcanza un nuevo equilibrio. Por lo general  no alcanza el límite de ruptura más que de manera excepcional; por ejemplo, cuando las infiltraciones debidas a lluvias importantes han modificado la composición de las arcillas y las han vuelto más plásticas, o cuando un temblor de tierra desencadena el fenómeno gracias a una sacudida suficiente.

Fig. 8.5 Esquema de un deslizamiento de terreno

Tales deslizamientos muestran siempre, por detrás de la masa deslizada, fallas normales que pueden a veces tener estrías por fricción entre los diferentes compartimentos, mientras que en su frente se forman, según la naturaleza del material fallas inversas o pliegues, o más frecuentemente los dos; a veces se tiene un verdadero cabalgamiento de la masa deslizada sobre la "superficie topográfica", que puede derribar obstáculos, tales como casas y arrastrarlos hasta su base. La masa deslizada está por lo general recortada por un sistema de fallas que delimitan horsts y grabens Figs 8.6. Y que han podido reproducirse experimentalmente. Fig. 8.7.

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Fig. 8.6 Corte del deslizamiento de terreno de Turnagain (Alaska) debido a un sismo.

Fig. 8.7 Estructuras de deslizamiento por gravedad obtenidas experimentalmente. Obsérvese: la disposición de las fallas normales, el desplazamiento del bloque trapezoidal y la inyección hacia arriba del nivel plástico basal.

Los efectos de la gravedad pueden ser muy diferentes. El deslizamiento puede limitarse a una torsión superficial de los estratos; se habla entonces de "arrastre" de las capas. Estos arrastres se producen muy corrientemente a escala métrica. Pero sucede que en regiones de relieves muy importantes los fenómenos pasan a escala decamétrica e incluso a veces hectométrica. Se tienen entonces verdaderos pliegues debidos a la gravedad y muestran un codo de vergencia que corresponde a la pendiente topográfica. Tales estructuras han sido denominadas "collapse structures" en Irán, donde se producen sobre el flanco de grandes anticlinales Fig. 8.8 y donde ha sido adoptado el término. La distinción entre las collapse structures y las disarmonías no siempre es fácil y por lo general se las confunde. Cuando se tiene una litología muy contrastada, por ejemplo calizas masivas reposando sobre arcillas, pueden producirse deslizamientos de bloques o de laderas escarpadas enteras Fig. 8.9, que se realizan sin deformación de este bloque, únicamente con _________________________________________________________________________________________________ TECTÓNICA – Ingº D. Samuel Barriales Gamarra – Facultad de Ingeniería Geológica – U.N.A. - Puno

un basculamiento más o menos importante del mismo. Se tiene generalmente una combinación de estos diferentes fenómenos.

Fig. 8.8 Dos tipos de "collapse structure" que se produce sobre los flancos del anticlinal

Fig. 8.9 Ejemplo de deslizamiento por gravedad resultante de la destrucción de un escarpe calizo reposando sobre margas.

Los deslizamientos por gravedad no están evidentemente localizados en territorios emergidos, sino que se producen en todas las zonas submarinas que tienen relieves importantes. Es incluso muy probable que allí sean mucho más importante en razón de la naturaleza lodosa, bastante general, de los fondos; en este caso basta en efecto una pendiente muy pequeña (de 1° a 5°) para desencadenar los deslizamientos. Es así como la mayor parte de los taludes continentales submarinos, que corresponden a desniveles de 3000 a 5000 m, son el lugar de deslizamientos importantes; igual sucede en el borde de las fosas, tales como las del Pacífico, o en todos los flancos de relieves submarinos de origen tectónico, formados por sedimentos suficientemente plásticos. Todos estos deslizamientos aparecen muy claramente en los registros de sísmica continua y pueden estudiarse en condiciones muy superiores a los de las zonas emergidas, ya que se obtienen de este modo cortes que permiten conocer la potencia, extensión y estilo de las masas deslizadas; finalmente gracias a los sedimentos podemos llegar a datar las diferentes etapas de deslizamiento. En estas zonas submarinas se comprueba con frecuencia que los deslizamientos repetidos acaban por perturbar volúmenes considerables, de varios Km3 y que los desplazamientos horizontales alcanzan varios kilómetros. Se llega por lo tanto a obtener verdaderos mantos de _________________________________________________________________________________________________ TECTÓNICA – Ingº D. Samuel Barriales Gamarra – Facultad de Ingeniería Geológica – U.N.A. - Puno

deslizamiento comparables por sus dimensiones a los originados por compresión. En el Golfo de México se encuentran excelentes ejemplos. 8.3.2

Estudio de los mantos de deslizamiento Llamamos así a los mantos que se emplazan bajo el simple efecto de la gravedad. Pueden ser submarinos o aéreos; en este último caso se les califica por lo general de epiglípticos. Son siempre mantos cuya potencia es muy débil con respecto a sus dimensiones horizontales; se presentan en suma como mantos peliculares. Los desplazamientos sufridos por las masas deslizadas pueden alcanzar 100 km, para una potencia inferior a 1000 metros. Su localización en las cadenas En el momento de su formación las cadenas son zonas de relieves importantes; entonces pueden producirse deslizamientos por gravedad. Basta tener a la vez una pendiente bastante fuerte y un material muy plástico; por otra parte estas dos condiciones se realizan muy frecuentemente; los deslizamientos se producen entonces fácilmente que, por lo general los mantos de deslizamiento se encuentran únicamente en los bordes de las cadenas y que su desplazamiento se efectúa hacia el exterior de la cadena. Fig. 8.10. Pero evidentemente, como los relieves provocados por las cadenas pueden ser irregulares y accidentados por depresiones, la disposición de los mantos de deslizamiento puede ser más compleja. En el límite los mantos pueden formarse fuera de las cadenas, como consecuencia de los movimientos únicamente verticales.

Fig. 8.10 Disposición de los mantos de deslizamiento del Mediterráneo occidental con indicación del sentido y de la importancia del deslizamiento. Flechas finas: mantos del surco externo; Flechas gruesas: mantos del surco interno.

Condiciones litológicas del deslizamiento Mientras no existan niveles plásticos no se producen deslizamientos importantes y esta simple condición litológica explica la ausencia de mantos de deslizamiento en muchas cadenas. Cuando hay niveles plásticos pueden producirse dos casos:

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

Se está en presencia de una potente serie (varios millares de metros) arcillosa o margosa, totalmente plástica, cuyo límite de ruptura es pequeño. Basta entonces que existan relieves bastante importantes para que se desencadenen deslizamientos sucesivos que, al adicionarse, pueden perturbar volúmenes importantes y corresponder a desplazamientos notables. Si el fenómeno tiene lugar bajo el agua y si existe una pendiente favorable, estos desplazamientos acumulados pueden corrientemente alcanzar varias decenas de kilómetros. Una gran parte de los mantos de Africa del Norte se originan de este modo; en efecto, derivan de una serie margosa de varios kilómetros de potencia (que va desde el cretáceo al Mioceno medio y avanzaron en el fondo del mar mioceno; muestran una estructura interna, debida a la sucesión de deslizamientos extremadamente compleja .



Se tienen rocas de cualquier composición, que pueden ser muy rígidas, como por ejem. Calizas masivas, pero teniendo en su base un nivel muy plástico. Si este adquiere una pendiente suficiente, toda la masa que le recubre puede resbalar y deslizar sobre este nivel de despegue. En la base de los terrenos secundarios de una gran parte de Europa, se encuentra un nivel muy plástico formado por arcillas, sal y yeso del Trías, que origina muchos deslizamientos por gravedad; esto se comprende fácilmente ya que el límite de ruptura de estas rocas es muy pequeño.



Igualmente en Africa del Norte, potentes series arenosas de edad cretácea u Oligocena han deslizado en masa, gracias a la existencia de un nivel arcilloso muy plástico que se encontraba inicialmente en su base.

En todos estos casos, las masas deslizadas son desplazadas por lo general en bloque sin sufrir deformación; de este modo podemos tener series arenosas horizontales sobre decenas de km2, que sin embargo se han desplazado varias decenas de km. Estos mantos de deslizamiento de disposición simple son por lo tanto, desde el punto de vista tectónico, muy diferentes de los que derivan de potentes series margosas y que están, por el contrario, jalonadas por contactos anormales. El problema de la pendiente El valor mínimo de la pendiente necesaria para el deslizamiento depende evidentemente, ante todo, de la naturaleza exacta de los niveles en los que se produce la ruptura. Cuando los deslizamientos se producen bajo el mar, en niveles no afectados por la diagénesis, esta pendiente puede ser extremadamente pequeña, simplemente del orden de 1°. Evidentemente este valor que el caso de sedimentos normales afectados por la diagénesis, pero parece que en el caso de niveles muy plásticos pueden ser suficientes pendientes de algunos grados; se citan ejemplos en los que la pendiente no sobrepasaría de 3° o 4°. Evidentemente es preciso indicar que el valor de la pendiente no es el único que interviene en el desencadenamiento de un deslizamiento; estamos en el dominio de la Morfotectónica e interviene la forma de los relieves; para una misma pendiente un deslizamiento podrá producirse o no según que el nivel de despegue esté en superficie o en profundidad.

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Para que existan mantos de una cierta dimensión, es preciso evidentemente que la pendiente se mantenga sobre grandes distancias, lo que precisa generalmente relieves importantes. Desgraciadamente, en la mayor parte de los casos, estos relieves han desaparecido totalmente y no es posible saber cual era exactamente su importancia ni por consiguiente reconstruir la pendiente. A primera vista, cuando los mantos se han desplazado 100 km., como sucede en Africa del Norte, es necesario admitir que ha habido desniveles muy importantes (5° en 100 Km. provoca un desnivel de más de 8 Km.) no obstante, se pueden admitir relieves mucho menos importantes si se supone que las zonas de relieve se desplazan (Fig. 8.11) o se agrandan, lo que es un fenómeno muy frecuente. Evidentemente se pueden también relieves sucesivos, separados por fases de calma; podemos por lo tanto tener mantos de deslizamiento reactivados por deslizamientos nuevos y de este modo obtener, en definitiva estructuras muy complejas.

Fig. 8.11 Esquema mostrando como un manto de deslizamiento puede desplazarse sobre grandes distancias a consecuencia de un desplazamiento de un abombamiento

Relaciones entre los mantos de deslizamiento y la tectónica de compresión Los mantos de deslizamiento se forman cuando se producen desniveles importantes; así pues, en la evolución de una cadena, tales desniveles se forman tanto antes de la fase de compresión, como durante y después de ella. De este modo, se puede teóricamente tener mantos anteriores, sincrónicos o posteriores al plegamiento; podemos decir ante, sin o postectónicos. Los mantos de deslizamiento postectónicos Fig. 8.12 Son mucho más frecuentes, lo que es comprensible ya que los relieves posteriores a la compresión son siempre importantes y activos durante un largo periodo, lo que permite a los deslizamientos actuar durante mucho tiempo y por lo tanto acumular sus efectos; finalmente son estos mantos de deslizamiento los que tienen más posibilidades de conservarse después de la destrucción de la cadena. El carácter postectónico de los mantos de deslizamiento aparece claramente cuando se estudia con detalle su tectónica de detalle; en efecto se comprueba que el material que deslizó estaba ya plegado y a veces bajo el frente superior de esquistosidad; tenemos de este modo mantos en los que el material está plegado y en los que los pliegues y eventualmente su esquistosidad son truncados y cizallados de cualquier manera Fig. 8.13; se _________________________________________________________________________________________________ TECTÓNICA – Ingº D. Samuel Barriales Gamarra – Facultad de Ingeniería Geológica – U.N.A. - Puno

tiene entonces un contraste total entre el sustrato de los mantos, formado por rocas poco o nada deformadas y los mantos intensamente plegados; es frecuente encontrar rocas deformadas en el nivel estructural medio o inferior reposando sobre un autóctono no tectonizado.

Fig. 8.12 Ejemplo de matos de deslizamiento postectónicos

Fig. 8.13 Disposición de detalle del frente de un manto de deslizamiento postectónico. El Mioceno autóctono no está deformado; los materiales transportados están muy tectonizados y afectados por una esquistocidad

Durante mucho tiempo se ha supuesto que los pliegues de estos mantos formaron a la vez que se producía el deslizamiento y eran consecuencia del mismo. En efecto, parece que si el material no es muy plástico, el plegamiento no acompaña más que raramente al deslizamiento y no se produce más que en sus regiones frontales, la mayor parte del tiempo el deslizamiento no va acompañado más que por fenómenos de distensión, que se manifiestan por fallas normales subhorizontales; pero es cierto que la importancia de estos fenómenos de compresión y distensión, que afectan los mantos de deslizamiento dependen en gran parte de las modalidades del deslizamiento. Por ejemplo, si el relieve frena el avance del manto, éste podrá plegarse en la proximidad de este relieve, mientras que en otro sitio estará sometido a un alargamiento. En definitiva, por lo general es difícil separar las estructuras anteriores al deslizamiento de las que se superponen y que se deben al deslizamiento mismo. El estudio tectónico detallado de estos mantos de deslizamiento es por lo tanto delicado. Indiquemos que cuando se forman pliegues en un material muy plástico durante el deslizamiento, tienen un estilo incoherente y orientaciones muy variables; se puede por lo general, gracias a estos caracteres, separar estos pliegues de los que son anteriores al deslizamiento.

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Es frecuente encontrar deslizamientos contemporáneos de la fase geosinclinal, pero es relativamente raro encontrar verdaderos mantos de deslizamiento, que son por lo tanto pretectónicos. Tales mantos no son fáciles de poner en evidencia puesto que están intensamente tectonizados; entonces podemos siempre preguntarnos si estos mantos se deben a una primera fase de plegamiento o si son anteriores al plegamiento; por lo general, no puede hacerse esta distinción más que con la ayuda del estilo de deformación; pero cuando las fases tectónicas posteriores han sido muy intensas, o han sido acompañadas por un mecanismo importante, el análisis de este estilo no es posible. Hay motivo para pensar que los deslizamientos se producen al mismo tiempo que se efectúa el plegamiento y se conocen efectivamente numerosos ejemplos Fig. 8.14. Pero es fácil comprender que generalmente es difícil probar que son contemporáneos los dos fenómenos. Finalmente es preciso indicar que los mantos no subsisten más que si la zona en curso de plegamiento está bordeada por un surco marino, en el cual la series deslizadas pueden conservarse, mientras que los relieves originados en el plegamiento son atacados por la erosión. Los Pirineos nos suministran un ejemplo de este tipo.

Fig. 8.14 Ejemplo de deslizamiento por gravedad contemporánea de la compresión, en el que es difícil separar los dos fenómenos.

Estructura de los mantos de deslizamiento olistolitos y olistostromas Ya hemos dicho que al estudiar las relaciones entre los mantos de deslizamiento y la tectónica de compresión, que la tectónica de los mantos era compleja, puesto que se pueden encontrar pliegues anteriores al deslizamiento y estructuras (pliegues o fallas normales) originadas durante el deslizamiento mismo. En lo sucesivo nos preocuparemos de la estructura de conjunto de estos mantos, sustrayéndonos de las estructuras anteriores al deslizamiento. Se comprueba siempre que esta estructura depende estrechamente de la litología. Ya hemos señalado que cuando se tienen series muy competentes, tales como calizas masivas o series arenosas, la forma de los mantos de deslizamiento puede ser extremadamente simple; por ejemplo series de 1000 _________________________________________________________________________________________________ TECTÓNICA – Ingº D. Samuel Barriales Gamarra – Facultad de Ingeniería Geológica – U.N.A. - Puno

m de potencia pueden permanecer horizontales sobre decenas de Kilómetros, hasta tal punto que a veces podemos confundir mantos de deslizamiento con depósitos postectónicos. Los hechos son siempre mucho más complicados cuando las series deslizadas son muy plásticas (arcillas, margas). En este caso se comprueba con frecuencia que los mantos están jalonados por numerosos contactos anormales planos, que los recortan en unidades de forma lenticular, poco potentes que se unen unas con otras. Se admite que estas diferentes unidades corresponden a otros tantos paquetes deslizados; esta interpretación ha sido adoptada cuando se ha comprobado que los mantos de deslizamiento submarinos podían estar literalmente interestratificados en los sedimentos contemporáneos con su emplazamiento, (Fig. 8.15 y 8.16) y que por lo general tienen todos los intermedios entre paquetes deslizados aislados y la masa del manto Fig. 8.18 Los Lambeaux deslizados aislados se denominaron Olistolitos (del griego olisteino: deslizar) por los autores italianos o incluso Klippes sedimentarios; este último término recuerda que si los Lambeaux son aislados por la erosión se presentan como "klippes" normales; el calificativo de sedimentarios recuerda que estos klippes no perturban para nada la serie sedimentaria en la que están intercalados Fig. 8.17; se presentan en suma, a otra escala, como cantos exóticos intercalados en una serie sedimentaria y en efecto, se encuentran todos los intermedios entre simples cantos de dimensiones reducidas (del orden del decímetro cúbico) y olistolitos de gran tamaño (del orden del hectómetro o de kilómetro cúbico). Tales olistolitos son generalmente considerados como laderas escarpadas separadas de una zona de relieve y que han deslizado sobre una pendiente submarina Fig. 8.18 Frecuentemente se pude demostrar que los olistolitos se han desplazado varias decenas de kilómetros. Fig. 8.19.

Fig. 8.15 Disposición general de los mantos de deslizamiento en la Fosa Bradámica (Italia meridional). Obsérvese la importancia del cabalgamiento (30 km.) y la terminación en punta del manto.

Fig. 8.16 Disposición de detalle del frente de los mantos de deslizamiento en Italia Meridional. _________________________________________________________________________________________________ TECTÓNICA – Ingº D. Samuel Barriales Gamarra – Facultad de Ingeniería Geológica – U.N.A. - Puno

Fig. 8.17 Corte de un olistolito calizo intercalado en una serie margosa. Obsérvese la presencia de cantos en la prolongación de los olistolitos y los repliegues en el subtrato mioceno, undicando que el deslizamiento se produjo hacia la izquierda.

Fig. 8.18 Esquema ilustrando la génesis posible de olistolitos intercalados en una serie marina y mostrando como un manto de deslizamiento puede ir precedido por un olistostroma.

Fig. 8.19 Disposición general de los olistolitos en el Mioceno superior de la fosa de Sicilia con indicación de su procedencia.

Cuando los olistolitos se emplazan con mucha frecuencia, sin dejar tiempo a la sedimentación para recubrirlos, se acaba por tener un apilamiento de oilistolitos, es decir un manto de deslizamiento formado por gran cantidad de olistolitos; se habla entonces, a veces, de olistostromas. En este caso, el manto está evidentemente surcado por una gran cantidad de contactos anormales que separan los diferentes olistolitos. _________________________________________________________________________________________________ TECTÓNICA – Ingº D. Samuel Barriales Gamarra – Facultad de Ingeniería Geológica – U.N.A. - Puno

Como los contactos anormales son subhorizontales y corresponden por lo general a superposiciones anormales, con frecuencia se está tentando de decir que se trata de fallas inversas planas. En efecto, estas fallas planas corresponden a fallas normales, equivalentes a las fallas que se producen por detrás de los deslizamientos de terreno; en suma, la dirección de acortamiento es vertical y la dirección de alargamiento horizontal. Es sólo en las regiones frontales donde estas mismas fallas, al enderezarse, se transforman a veces en fallas inversas. Se observa por lo tanto que los contactos anormales que jalonan los mantos de deslizamiento pueden en definitiva no ser más que una forma particular de distensión localizada en los mantos.

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CAPITULO IX MICROTECTONICA 9.1 DEFINICIONES La microtectónica se propone estudiar la deformación a escala del afloramiento, de la muestra y de la lámina delgada, es decir en líneas generales desde escala del milímetro hasta la del metro. Los objetivos de la microtectónica son los siguientes:  Comprender los mecanismos íntimos de la deformación, lo que necesita de observaciones muy detalladas.  Conocer mejor la geometría de las estructuras.  Poner de manifiesto las relaciones que existen entre las microestructuras y las macreoestructuras, es decir llegar a determinar con la única ayuda de las microestructuras, la forma de las macroestructuras. Se trata por tanto de un método complementario de la geología estructural general que, al analizar las estructuras superiores a la escala hectométrica o kilométrica, no se ocupa de los detalles ni de los mecanismos de la deformación. 9.2 LOS METODOS DE LA MICROTECTONICA Necesariamente son particulares debido al cambio de la escala de observación. Como lleva consigo el efectuar numerosas observaciones sobre una superficie muy reducida, no es posible "cartografiar" las estructuras. Las observaciones se utilizan de manera estadística; se emplean para ello diagramas de todo tipo; la plantilla de Schmidt que utiliza la proyección estereográfica. Como se utilizan métodos estadísticos es necesario realizar numerosas y sistemáticas medidas. Se efectúa por tanto un trabajo analítico largo y por lo general tedioso. De este modo se pasa a veces varias horas sobre un único afloramiento. La interpretación de los datos necesita la utilización de métodos matemáticos rigurosos y una referencia constante a los datos de la mecánica de rocas. En una palabra, la microtectónica introduce un aspecto cuantitativo en la tectónica y por este simple hecho es una disciplina extremadamente importante. Los aspectos rigurosos del análisis microtectónico no deben sin embargo hacernos olvidar que, por lo general, el estudio de las microestructuras no se concibe ciertamente más que con relación a las macroestructuras, que deben por tanto ser conocidas con anterioridad. La microtectónica no puede entonces concebirse como una disciplina autónoma; supone que todos los datos de la tectónica tradicional son conocidos previamente. Cuando falta esta unión, los estudios microtectónicos no corresponden por lo general más que a un trabajo analítico, por supuesto de aspecto riguroso, pero totalmente alejado de la realidad.

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9.3 ANALISIS MICROTECTONICO DE LAS FRACTURAS Cuando los materiales están afectados por fallas, siempre es indispensable completar el estudio cartográfico y geométrico de estas fallas con un estudio microtectónico. En efecto, la observación muestra que la fracturación se produce siempre a todas las escalas. Así, por ejemplo, si existe una falla de salto kilométrico, las hay también de todos los saltos y en particular centimétricos o decimétricos, que son respectivas de la deformación de conjunto. Además se puede observar sobre cada fractura toda una serie de detalles, que frecuentemente es indispensable conocer para saber de qué tipo de falla se trata. 9.3.1

Determinación del sentido de desplazamiento Evidentemente el estudio de una falla necesita ante todo la observación de las estrías; pero si estas dan la dirección de movimiento no siempre proporcionan el sentido, que es sin embargo indispensable conocer. Veamos cuales son los detalles microtectónicos que permiten determinar con certeza este sentido del desplazamiento. a) Caso de fracturas planas Primeramente podemos señalar que una microtectónica plana de pequeño salto puede funcionar de tres formas diferentes. Los compartimentos existentes pueden desplazarse uno con respecto a otro sin aproximarse ni separarse; también pueden hacerlo separándose o aproximándose Fig. 9.1 En el primer caso, no se tiene ningún indicio de movimiento, salvo si el plano de fractura tiene irregularidades o si los elementos se encuentran bloqueados; estos socaban ranuras paralelas, análogas a las que se encuentran en los sustrato de los glaciares. Algunas de estas acanaladuras acaban bruscamente; esta disposición solo puede explicarse suponiendo que esta extremidad corresponde al final del recorrido del elemento estriador Fig. 9.2Tenemos aquí entonces un medio de determinar el sentido de desplazamiento En el segundo caso, el plano de falla contiene productos de recristalización, siendo los más frecuentes la calcita o el cuarzo, pero pueden ser, por ejemplo, asbesto. Todos estos minerales tienen generalmente una estructura fibrosa oblicua al plano de fractura e indicadora de la dirección del movimiento Fig. 9.1 Con frecuencia las placas de calcita o de cuarzo muestran además una estructura lineal, indicada por recristalizaciones sucesivas, que es paralela a las estrías de fricción. Tenemos entonces estrías de recristalización. En el tercer caso y con rocas calizas, los dos labios de falla se interpenetran por medio de una disolución bajo esfuerzo. Resultan estructuras de disolución o estilolitos, cuya geometría depende de la oblicuidad del movimiento sobre el plano de discontinuidad. Cuando la roca no es soluble son posibles dos casos. Si el esfuerzo cizallante es inferior a un cierto límite, no se produce ningún movimiento; el sistema está bloqueado. Si se sobrepasa este límite se produce un

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desplazamiento con fricción y se forman las estrías; generalmente el sistema se bloquea después de un cierto desplazamiento.

Fig. 9.1 Esquema mostrando 3 tipos de microfracturas.

Fig. 9.2 Tres aspectos posibles de una fractura con: 1) Estrias formadas por un elemento estriador que produce ranuras en la rosa; 2) Placas de calcita; 3) Juntas estilolíticas. Se trata sucesivamente de una falla inversa con: (1) deslizamiento y fricción, (2) Separación, (3) aproximación y dilución.

b) Caso de fracturas no planas Si la superficie de discontinuidad está accidentada por irregularidades, éstas provocan la deformación de microestructuras de recristalización o de disolución Fig.9.3. Se observa entonces que si las fallas están accidentadas por pequeños escarpes, siempre con la misma disposición, el sentido de desplazamiento puede ser tanto hacia un lado como a otro. Si no se dispone de estructuras de disolución, el mejor criterio para determinar el sentido de desplazamiento reside en la observación de los relieves que limitan las placas de calcita fibrosa. Además con frecuencia se forman geodas con cristales automorfos que dan inmediatamente el sentido del desplazamiento (Fig. 9.3). Se pueden encontrar a la vez figuras de recristalización y de disolución (Fig. 9.4) Incluso si las variaciones de buzamiento de una falla son pequeñas y progresivas, pueden sin embargo ser utilizadas Fig. para la determinación del sentido del salto.

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Fig. 9.3 Ejemplo de fallas no planas funcionando como falla normal o inversa. En el primer caso se forman cavidades que pueden estar rellenas de calcita. En el segundo se forman estilolitos.

Fig. 9.4 Microfractura mostrando a ambos lados figuras de recristalización y de disolución bajo esfuerzo y forma de recristalización en las fallas no planas. En los dos casos el sentido del salto se deduce inmediatamente.

c) Casos complejos Frecuentemente sucede que se encuentran en una misma falla varias generaciones de estrías de orientaciones diferentes. Estas diferentes direcciones aparecen a menudo sobre placas de calcita o de cuarzo sucesivas (Fig. 9.5) Las estrías pueden finalmente ser curvas; son por lo tanto indicadoras de rotaciones. La cronología relativa de los movimientos puede determinarse observando cuales son las estrías que cortan a las otras.

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Fig. 9.5 Ejemplos de estrías de direcciones diferentes en una misma fractura y de estrías curvas

9.3.2

Determinación de la dirección de acortamiento y los estilolitos Cuando se ha determinado con precisión la dirección y el sentido del desplazamiento de una falla, no por eso se tiene la dirección de acortamiento que origina esta falla. Sin embargo, se trata de un parámetro muy importante, puesto que permanece constante sobre grandes superficies, aunque las fallas pueden ofrecer una gran cantidad de direcciones, de buzamientos y de pitchs de las estrías. Así pues, los estilolitos permiten dar rápidamente una idea de esta dirección de acortamiento. Se sabe que los estilolitos corresponden a superficies de disolución, de forma irregular (Fig. 9.6). Así pues se comprueba que el eje de los estilolitos, es decir de las columnas, o más precisamente de las estrías que les acompañan, guardan estadísticamente una relación casi constante, independiente de las fracturas.

Fig. 9.6 Esquema explicando la génesis de las juntas estilolìticas y mostrando como se puede, si se dispone de objetos afectados por los estilolitos, calcular el volumen disuelto.

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Fig. 9.7 Esquemas de estilolitos. A, B, C: Esquemas mostrando las relaciones de los estilolitos con las fallas y las grietas de tracción. A) Estillolitos ligados a una falla inversa. B) Estilolitos contemporáneos de grietas de tracción en escalón. C) Relaciones entre grietas de tracción y estilolitos a lo largo de una falla en dirección. D) Esquema mostrando la disposición de los diferentes tipos de estilolitos y sus relaciones con las microestructuras.

9.3.3

Determinación de la dirección de alargamiento y las grietas Cuando hay fracturación, siempre se puede definir una dirección de alargamiento acompañada o no por una dirección de acortamiento perpendicular a ella. A escala microtectónica, la extensión se manifiesta por la abertura de las grietas, que están generalmente rellenas por productos de recristalización, tal como calcita y cuarzo, pero que también pueden no estar rellenas más que parcialmente y corresponder a geodas. A veces estas grietas son paralelas entre sí y perpendiculares a la dirección de alargamiento. La estructura fibrosa de los minerales es por lo tanto perpendicular a los bordes de las grietas. Pero no se trata más que de un caso particular; las grietas pueden abrirse oblicuamente a la dirección de extensión y tener, por consiguiente, una estructura fibrosa igualmente oblicua. Fig 9.8. Finalmente las grietas pueden ser curvas o angulosas y cortarse Fig. 9.9 En estos casos se puede determinar la dirección de alargamiento, incluso en ausencia de fibras, enlazando los límites angulosos de una y otra parte de las grietas, es decir reconstruyendo el estado inicial. Esta reconstrucción es tanto más fácil cuantos más límites angulosos tengamos y cuanto más variable sea la dirección de las grietas. Las grietas mencionadas, pueden producirse a escalas muy variables; su anchura es por lo general del orden del centímetro, pero en el caso, por

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ejemplo, de un volcanismo contemporáneo de la distensión pueden ir acompañadas de potentes filones volcánicos de varios metros e incluso de varias decenas de metros. Frecuentemente sucede que los filones metalíferos corresponden a grietas; su estudio desemboca entonces directamente sobre aplicaciones prácticas.

Fig. 9.8 Grietas en escalón rellenas de cuarzo con fibras oblicuas a las grietas. Pérmico de la zona axial de los Pirineos.

Fig. 9.9 Diferentes tipos de grietas perpendiculares u oblicuas a la dirección de alargamiento. Casos particulares de dos e incluso tres direcciones de alargamiento.

Fig. 9 10 Ejemplo de grietas de disposición compleja. A la izquierda: observese que se puede reconstruir el estado inicial aproximando todos los elementos. A la derecha: una generación de grietas es posterior a la otra

9.4 MICROTECTONICA DE LAS ZONAS CON ESQUISTOSIDAD 9.4.1

Esquistosidad Se dice que una roca está afectada por una esquistosidad cuando se dispone en hojas paralelas de origen tectónico, que puede corresponder:

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 Bien al plano de aplanamiento de la materia; se tiene entonces una esquistosidad de flujo y, si las recristalizaciones son importantes, una esquistosidad cristalofílica o foliación.  Bien a una gran cantidad de microfallas o de micropliegues-fallas muy próximos que se superponen a una deformación continua apreciable; tenemos entonces una esquistosidad de fractura o de pliegue-fractura;  Bien a deformaciones intermedias entre estos dos tipos extremos. La esquistosidad se forma siempre al mismo tiempo que los pliegues y tiene relaciones simples con ellos. Se dispone paralelamente a su plano axial o dibuja un abanico simétrico a ambas partes de este plano axial. 9.4.2

Esquistosidad de Flujo Cuando una roca sufre un aplanamiento y si éste sobrepasa un cierto límite, es decir a partir de determinados valores de e1, e2, e3, se produce un reajuste importante de la materia. Varios mecanismos dan lugar a modificaciones en las rocas. Se produce primera y necesariamente una recristalización de los minerales en la roca, o al menos de algunos; estas recristalizaciones que se realizan bajo esfuerzo están orientadas. Al mismo tiempo que las recristalizaciones se producen disoluciones orientadas, sobre todo en las rocas carbonatadas. Finalmente, si la roca contiene objetos planos, estos giran y tienden a aproximarse al plano de aplanamiento. En definitiva, se obtiene una roca anisótropa dividida en placas según el plano de aplanamiento X-Y y tanto mejor dividida cuanto más importante sea el aplanamiento, pero sin que aparezca ninguna discontinuidad. Para denominar a este reajuste, que aparece como continuo a las escalas de observación normales, se habla de esquistosidad de flujo. El aplanamiento no puede visualizarse más que si la roca contiene objetos de forma definida, tales como fósiles, cantos o nódulos. Únicamente el estudio de tales objetos permite calcular los valores del elipsoide de deformación, utilizando ciertamente métodos bastante complicados.

Fig. 9.11 Esquema mostrando la disposición de la génesis de los diferentes tipos de esquistocidad , van siempre acompañados de una deformación continua notable. Cuando no se produce deformación continua se esta en presencia de falsas esquistocidades (Fig. inferiores.

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9.4.3

Foliación La foliación es una esquistosidad de flujo, debido al aumento de la temperatura, se forma al mismo tiempo que cristalizan los minerales metamórficos; estos nacen orientados y la mayor parte se disponen aplanados según la esquistosidad. La roca está por tanto formada por una sucesión de hojas minarales; se tiene una roca cristalofílica. El aspecto de la foliación depende a la vez de la intensidad del metamorfismo y de la naturaleza inicial de la roca; el tamaño de los minerales puede variar en líneas generales del centímetro, en los niesses, al milímetro en los micaesquistos finos. Evidentemente, la foliación es totalmente independiente de la estratificación; el ángulo entre estas dos superficies puede variar de 0 a 90°, pero en general es pequeño o nulo. Cuando el metamorfismo es importante y el contraste litológico pequeño, la estratificación puede difuminarse y acabar por desaparecer totalmente. A veces la foliación va acompañada de migración de materia paralelamente a ella; se forma entonces un bandeado distinto de la estratificación, que se puede denominar bandeado tectónico. Es preciso indicar que se pueden obtener rocas "cristalofílicas" por medio de cristalizaciones originadas en un campo de esfuerzo isótropo; en efecto, en determinadas condiciones litológicas, los minerales nacen aplanados con respecto a la estratificación; imitan entonces una foliación de origen tectónico; pero los minerales no son por tanto sintectónicos, lo que permite separar fácilmente estos dos tipos de laminados. Igualmente se pueden obtener rocas acintadas por fusión parcial cuando esta fusión afecta a lechos paralelos; pero aquí la cristalización todavía es isótropa.

Fig. 9.12 Ejemplo de bandeado tectónico. Este bandeado es vertical mientras que la estratificación es horizontal.

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9.4.4

Esquistosidad de fractura La disposición en hojas paralelas corresponde a microfallas cuyo espaciado y salto son del orden del milímetro. Estas microfracturas delimitan los "microlitos"; estos están siempre afectados por una deformación continua que puede ser débil o poco perceptible, pero que también puede corresponder a un aplanamiento importante, más o menos paralelo a las microfallas; la esquistosidad de fractura se presenta entonces por lo general como una esquistosidad de flujo afectada por microfallas paralelas a ella. Es difícil situar un límite entre la esquistosidad de pliegue-fractura y la de fractura; puede convenir denominar esquistosidad de fractura cuando el estilo netamente dominante es el de fractura.

9.4.5

Esquistosidad de pliegue-fractura y de crenulación En este caso las microfallas están asociadas a un microplegamiento; las fracturas son dúctiles y afectan a los flancos de los micropliegues, que son pliegues similares. Se tienen todos los intermedios entre pliegues-falla y de pliegues similares del tipo Knick que provocan una crenulación de las superficies microplegadas, de aquí que se pueda aplicar el término de esquistosidad de crenulación. La esquistosidad corresponde entonces a los planos axiales de los microkink-bands; estos son generalmente disimétricos; cuando son muy disimétricos, los flancos que han sufrido una rotación importante pueden ser una zona de recristalización; se forma entonces un bandeado tectónico paralelo a los kink-bands.

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