DEFORMACIONES DE LA CORTEZA TERRESTRE

PARTE I: DEFORMACIÓN DE LA CORTEZA TERRESTRE

            Cualquier cuerpo de roca, con independencia de su dureza, tiene un punto en el que se fracturará o fluirá. La deformación (de = fuera; forma = forma) es un término general que se refiere a todos los cambios de tamaño, forma, orientación o posición de una masa rocosa. La mayor parte de la deformación de la corteza tiene lugar a lo largo de los márgenes de las placas. Los movimientos de las placas y las interacciones a lo largo de los límites de placas generan las fuerzas tectónicas que provocan la deformación de las unidades de roca.

1.      Fuerza y esfuerzo

La fuerza es lo que tiende a poner en movimiento los objetos estacionarios o a modificar los movimientos de los cuerpos que se mueven. De la experiencia cotidiana sabemos que si una puerta está atascada (estacionaria), aplicamos fuerza para abrirla (ponerla en movimiento).

Para describir las fuerzas que deforman las rocas, los geólogos estructurales utilizan el término esfuerzo, que es la cantidad de fuerza aplicada sobre un área determinada. La magnitud del esfuerzo no es simplemente una función de la cantidad de fuerza aplicada, sino que también está relacionada con el área sobre la que la fuerza actúa. Por ejemplo, si una persona anda descalza sobre una superficie dura, la fuerza (peso) de su cuerpo se distribuye por todo el pie, de modo que el esfuerzo que actúa en cualquier punto de su pie es pequeño. Sin embargo, si esa persona pisa una pequeña roca puntiaguda, la concentración de esfuerzos en un punto de su pie será elevada. Por tanto, puede pensarse en el esfuerzo como una medida de cuán concentrada está la fuerza, el esfuerzo puede aplicarse de manera uniforme en todas las direcciones (presión de confinamiento) o de manera no uniforme (esfuerzo diferencial).

2.      Tipos de esfuerzo

2.1 Esfuerzo diferencial

Cuando se aplica un esfuerzo en direcciones diferentes, se denomina esfuerzo diferencial. El esfuerzo diferencial que acorta un cuerpo rocoso se conoce como esfuerzo compresivo (com = junto; premere = presionar).

      2.2 Esfuerzo compresional

 Los esfuerzos compresivos asociados con las colisiones de las placas tienden a acortar engrosar la corteza terrestre, plegándose, fluyendo o fracturándose (Figura GEST-01B).

El esfuerzo compresivo se concentra más en los puntos en los que los granos minerales están en contacto, provocando la migración de la materia mineral de las zonas de esfuerzo elevado a las zonas de esfuerzo bajo (véase la Figura MET-05). Como consecuencia, los granos minerales (y la unidad de roca) tienden a acortarse en dirección paralela al plano del máximo esfuerzo y a alargarse en dirección perpendicular a la de mayor esfuerzo.

Figura GEOEST-01 Deformación de la corteza terrestre provocada por las fuerzas tectónicas y los esfuerzos asociados

Resultante del movimiento de las placas litosféricas.

A. Estratos antes de la deformación.

B. Los esfuerzos compresionales asociados con las colisiones de las placas tienden a acortar y engrosar la corteza terrestre mediante pliegues y fallas

C. Los esfuerzos tensionales en los bordes de placa divergentes tienden a alargar los cuerpos rocosos mediante el deslizamiento a lo largo de las fallas en Ia corteza superior y el flujo dúctil en profundidad.

D. Los esfuerzos de cizalla en los bordes de placa pasivos tienden a producir desplazamientos a lo largo de las zonas de falla. el lado derecho del diagrama ilustra la deformación de un cubo de roca en respuesta a los esfuerzos diferenciales que se ilustran en los diagramas correspondientes de la izquierda Cuando el esfuerzo tiende a alargar o a separar una unidad rocosa, se conoce como esfuerzo. Donde las placas se están separando (límites de placa divergentes), los esfuerzos tensionales tienden a alargar Ios cuerpos rocosos situados en la corteza superior mediante el desplazamiento a lo largo de las fallas. Por otro lado, en profundidad el desplazamiento es consecuencia de un tipo de flujo plástico.

                        2.3 Esfuerzo de cizallamiento 

El esfuerzo diferencial también puede hacer que la roca se cizalle (Figura GEOEST-01D). Un tipo de cizallamiento es similar al deslizamiento que se produce entre los naipes de una baraja cuando la parte superior se desplaza en relación a la inferior (Figura GEOEST-02). En los entornos próximos a la superficie, el cizallamiento suele producirse en superficies de debilidad paralela y estrechamente espaciada, como los planos de estratificación, foliación y las microfallas. Además, en los bordes de falla transformante, los esfuerzos  de cizallamiento producen desplazamientos a gran escala a lo largo de las principales zonas de falla. Por el contrario, a grandes profundidades, donde las temperaturas, las presiones de confinamiento son elevadas, un flujo en estado sólido es el responsable del cizallamiento.

Figura GEOEST-02 ilustraciones del cizallamiento y la deformación resultante.

A. Baraja de naipes ordinaria con un círculo estampado en el lateral.

B. Deslizando la parte superior de la baraja en relación con la parte inferior, podemos ilustrar el tipo de cizallamiento que suele tener lugar a lo largo de los planos de fragilidad poco separados de las rocas. Obsérvese que el círculo se convierte en una elipse, la cual puede utilizarse para medir la cantidad y el tipo de deformación. Un desplazamiento añadido (cizallamiento) de los naipes tendría como consecuencia una mayor deformación y quedaría indicado por un cambio de la forma de la elipse.

1.      Deformación

Quizá el tipo de deformación más fácil de imaginar ocurre a lo largo de las superficies de las fallas pequeñas, donde el esfuerzo diferencial hace que las rocas se muevan unas en relación con otras, de tal manera que su tamaño y su forma originales ser conservan. El esfuerzo también puede provocar un cambio irreversible en la forma y el tamaño del cuerpo rocoso, denominado deformación.

Como en el círculo que aparece en la figura (GEOEST-02B), los cuerpos deformados no mantienen su configuración original durante la deformación. Al estudiar las unidades de rocas deformadas por el esfuerzo, los geólogos se preguntan ¿Qué nos dicen esas estructuras sobre la disposición original de esas rocas y cómo se han deformado?

2.      ¿Cómo se deforman las Rocas?

Cuando las rocas son sometidas a esfuerzos que su propia resistencia, empiezan a deformarse, normalmente plegándose, fluyendo o fracturándose (Figura GEOEST-01). Es fácil hacerse una idea de cómo se quiebran las rocas porque normalmente pensamos en ellas como algo quebradizo. Pero ¿cómo pueden doblarse las grandes unidades rocosas en pliegues complicados sin romperse durante el proceso? Para responder a esta pregunta, los geólogos estructurales realizaron experimentos de laboratorio en los que las rocas fueron sometidas a esfuerzos diferenciales bajo condiciones que simulaban las existentes a diversas profundidades debajo de la corteza.

Aunque cada tipo de roca se deforma de una manera algo diferente, a partir de esos experimentos se determinaron las características generales de la deformación de las rocas. Los geólogos descubrieron que cuando se aplica gradualmente ''n esfuerzo, las rocas responden primero deformándose elásticamente. Los cambios resultantes de la deformación elástica son recuperables: es decir, igual que ocurre con una cinta de goma la roca volverá prácticamente a su tamaño y forma originales cuando cese el esfuerzo.

Una vez sobrepasado el límite elástico (resistencia) de una roca, ésta fluye (deformación dúctil) o se fractura (deformación frágil). Los factores que influyen en la resistencia de una roca y, por tanto, en cómo esta se va a deformar son la temperatura, la presión de confinamiento, el tipo de roca, la disponibilidad de fluidos y el tiempo.

Figura GEOEST-03 Estratos sedimentarios deformados que afloraron al hacer la carretera de Palmdale, California. Además del plegamiento obvio, los estratos claros están desplazados a lo largo de una falla localizada en el lado derecho de la fotografía. (Foto de E. J. Tarbuck.)

1.      Tipos de deformaciones

1.1  Deformación elástica

El material se deforma, pero cuando cesa el esfuerzo, la deformación desaparece (por ejemplo una goma elástica). Es, por tanto, una deformación reversible.

5.2 Deformaciones plásticas

La deformación plástica o dúctil es un tipo de flujo en estado sólido que produce un cambio en el tamaño y la forma de un objeto sin fracturarlo. La deformación se mantiene aunque el esfuerzo desaparezca (como ocurre con la
plastilina). La deformación es irreversible. Los objetos normales que muestran un comportamiento dúctil son la arcilla de modelar, la cera de las abejas, el caramelo y la mayoría de los metales. Por ejemplo, una moneda de cobre colocada en el rail de una vía se aplanará y deformará (sin romperse) debido a la fuerza aplicada por un tren que pase por encima. La deformación dúctil de una roca -fuertemente ayudada por una temperatura y una presión de confinamiento elevada es algo parecida a la deformación de una moneda aplanada por un tren. Una manera mediante la cual se produce este tipo de flujo en estado sólido en el interior de una roca es mediante el deslizamiento gradual y la recristalización a lo largo de planos de fragilidad en el interior de la red cristalina de los granos minerales (véase Figura MET-05B). Esta forma microscópica de flujo gradual en estado sólido implica el deslizamiento que altera la red cristalina y la inmediata recristalización que repara la estructura. Las rocas que muestran signos de flujo dúctil normalmente se deformaron a una gran profundidad y exhiben pliegues que dan la impresión de que la resistencia de la roca era parecida a la de la masilla blanda.

5.3 Deformaciones Frágil

            Temperatura y presión da confinamiento. Las rocas próximas a la superficie, donde las temperaturas y las presiones de confinamiento son bajas, tienden a comportarse como un sólido frágil y se fracturan cuando se supera su resistencia. Este tipo de deformación se llama deformación Frágil.

Es importante destacar que los procesos por los que las rocas se deforman ocurren a lo largo de un continuo que se extiende entre la fractura frágil pura en un extremo al flujo dúctil (viscoso) en el otro. No hay límites marcados entre los diferentes tipos de deformación. También necesitamos recordar que, en general, los elegantes pliegues y los modelos de flujo que observamos en las rocas deformadas se alcanzan en general por el efecto combinado de la distorsión, el deslizamiento y la rotación de los granos individuales que componen una roca, Además, esta distorsión y la reorganización de los granos minerales tienen lugar en la roca que es esencialmente sólida.

PARTE II: Cartografía de las estructuras Geológicas

            Los procesos de deformación generan estructuras a muchas escalas diferentes. En un extremo se encuentran los principales sistemas montañosos de la Tierra. En el otro, los esfuerzos muy localizados crean fracturas menores en las rocas. Todos estos fenómenos, desde los pliegues más grandes de los Alpes hasta las fracturas más pequeñas de una lámina de roca, se conocen como estructuras tectónicas.

Cuando estudia una región, el geólogo identifica y describe las estructuras principales. A menudo, una estructura es tan grande que desde una zona concreta sólo puede verse una pequeña porción. En muchas situaciones, la mayor parte de las capas está cubierta por vegetación o por sedimentos recientes. Por consiguiente, debe hacerse utilizando los datos recogidos de un número limitado de afloramientos, que son lugares donde el sustrato de roca aflora en la superficie. Pese a esas dificultades, una serie de técnicas cartográficas permiten a los geólogos reconstruir la orientación y la forma de las estructuras existentes. En los últimos años, los avances acaecidos en la fotografía aérea, en la obtención de imágenes a través de los satélites y en el desarrollo del sistema de posicionamiento global (GPS) han ayudado en este trabajo. Además, los perfiles de reflexión sísmica y las perforaciones proporcionan datos sobre la composición y la estructura de las rocas que se encuentran en profundidad.

1.      La cartografía geológica

Se realiza con mucha más facilidad cuando los estratos afloran en la superficie. Esto se debe a que los sedimentos suelen depositarse en capas horizontales. Si los estratos de rocas sedimentarias siguen estando horizontales, esto les dice a los geólogos que probablemente el área no ha experimentado modificaciones estructurales. Pero si los estratos están inclinados, doblados o rotos, esto indica que se produjo un período de deformación después de la deposición.

2.      Rumbo y buzamiento

Los geólogos utilizan dos medidas denominadas dirección (rumbo) y buzamiento (inclinación) para ayudar a determinar la orientación de un estrato rocoso o de una superficie de falla (Figura GEOEST-04). Conociendo la dirección y el buzamiento de las rocas en la superficie, los geólogos pueden predecir la naturaleza y la estructura de unidades rocosas y las fallas que están ocultas debajo la superficie fuera del alcance de nuestra vista.

Figura GEOEST-04 Dirección y buzamiento de un estrato rocoso.

La dirección o rumbo es el ángulo entre el norte magnético y una línea obtenida mediante la intersección de un estrato inclinado, o falla, con un plano horizontal (Figura GEOEST-05). La dirección o rumbo, se suele expresar como un valor de un ángulo en relación con el norte. Por (N 10º E) significa que la línea de dirección se dirige al este desde el norte. La dirección del estrato ilustrada en la Figura GEOEST-04 es de aproximadamente norte 75º este. (N 75" E).

El buzamiento es el ángulo de inclinación de plano geológico, como por ejemplo una falla, medida desde un plano horizontal. El buzamiento incluye el valor del ángulo de inclinación como la dirección hacia la cual la roca está inclinada. En la Figura GEOEST-4, el ángulo de buzamiento del estrato rocoso es de 30º Una manera de visualizar el buzamiento es imaginar que el agua descenderá siempre por la superficie rocosa según una línea paralela al buzamiento. La dirección caída formará siempre un ángulo de 90º con la dirección.

En el campo, los geólogos miden la dirección (rumbo) y el buzamiento (inclinación) de las rocas sedimentaría en tantos afloramientos como sea conveniente. Esos se representan luego en un mapa topográfico o en fotografía aérea junto con una descripción codificada colores de la roca. A partir de la orientación de los estratos puede establecerse la orientación y la forma supuesta de la estructura, como se muestra en la Figura GEOEST-05. Utilizando esta información, el geólogo puede reconstruir las estructuras previas a la erosión y empezar a interpretar la historia geológica de la región.

Figura GEOEST-05 Estableciendo la dirección y el buzamiento de los etratos sedimentarios que afloran en un mapa A., los geólogos pueden deducir la orientación de la estructura en el subsuelo B.