Apuntes geotectonica

7/25/2019 Apuntes geotectonica

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Curso de GeotectnicaDepto. Ciencias Geolgicas, UCN

Gabriel Gonzlez

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INDICE

Unidad 1. Introduccin a la Geotectnica

-La Geotectnica y su relacin con otras disciplinas de las Ciencias de la Tierra.-Mtodos de la geotectnica y modelos geotectnicos.-El interior de la tierra.

-La Litosfera y su estructura interna.-Conceptos geotectnicos de importancia.

Unidad 2. Transferencia de calor, flujo calrico y gradiente geotrmico

-Mecanismos de transporte calrico (conduccin, conveccin y adveccin).

-Flujo calrico terrestre.-Gradiente geotrmico.

Unidad 3. Mecanismos de deformacin cortical

-Investigacin experimental de la deformacin de materiales

-Comportamiento ideal de los materiales (elstico, viscoso y plstico)-Experimentos a esfuerzo constante

-Experimentos a velocidad de strain constante-El rol de la temperatura, del agua y de la velocidad de strain en la deformacin de los

-Reologa de la Corteza-Modelo simplificado de una zona de falla

Unidad 4. Tectnica de placas

-Historia y definicin de la teora de la tectnica de placas-Lmites de placas y ambientes geotecnicos mayores

-Lmites de placas y ambientes geotectnicos mayores.-Conveccin mantlica y tectnica de placas.

Unidad 5. Los grandes sistemas extensionales del planeta: Rift intra-

continentales, Cordillera o Dorsales centro-ocenicas y Mrgenes pasivos(6-8-13-15 de Mayo)

-El modelo extensional desde el punto de vista dinmico

-Morfologa y estructura de rift intracontinentales.-Propiedades geofsicas de los sistemas de rift.

-Ejemplos: El rif de Rio Grande, El rift de Kenya, El rift del Mar Rojo.


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-Rift y modelos extensionales litsfericos.-Morfologa y estructura de las dorsales centro-ocenicas

-Propiedades geofsicas de las dorsales

-Ejemplos: La Dorsal del pacfico y la Dorsal del Atlntico.-Morfologa y estructura de los Mrgenes Pasivos-Ejemplos el Golfo de Mxico.-La relacin entre rift y las dorsales Centro-ocenicas .

Unidad 6. Zonas de subduccin

-Morfologa de las zonas de subduccin.

-Sismicidad.-Prismas de acrecin.

-El concepto de erosin tectnica-Arcos magmticos y sus procesos tectnicos.-Fallas transcurrentes asociadas a subduccin.

-Tipos de zonas de subduccin (tipo chileno v/s tipo marianas).-Nociones de neotectnica aplicada a zonas de subduccin.

Unidad 7. Zonas de colisin

-Colisin continente-continente.-Procesos tectnicos pre y post-colisionales.-Morfoestructura de zonas de colisin: Cinturones de corrimientos y cuencas de

flexurales.-Historia tectnica de la colisin de Asia e Indochina

-Colision, obduccin, ofiolitas y cadenas de obduccin.

Unidad 8. Los grandes sistemas orognicos del planeta

-Los orgenos de Norteamrica (Cordillera de la Costa, La Sierra Nevada, Montaas

Rocallosas, los Apalaches).-El sistema Alpino-Himalayas-Los Andes.

Bibliografa

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Unidad 1. Introduccin

1. Introduccin

La geotectnica estudia el movimiento y la deformacin de la corteza terrestre aescala plurikilomtrica. En su estudio se incluye la epirognesis, la orognesis, elmetamrfismo, plegamiento, fallamiento y tectnica de placas. La geotectnica intenta

reconstruir la estructura interna de cadenas montaosas, continentes, cuencasocenicas y trata de establecer la gnesis de estas estructuras.

2. Modelos tectnicos y mtodos de la geotectnica

La geotectnica tiene una funcin de conexin entre las distintas ramas de lasciencias geolgicas. Ello debido a que a travs de la geotectnica se persigue obtener

que son cuadros cuantitativos y dinmicos de los procesosgeolgicos que ocurren en la corteza terrestre. La geotectnica en si no tiene unmtodo propio sino que ella utiliza varios mtodos provenientes de las distintas ramas

de las ciencias geolgicas como son:

- La geologa estructural

- La cartografa geolgica- La geofsica

- La sedimentologa- La deformacin experimental de rocas- La petrologa

- La geoinformtica- La geodesia

La geotectnica suele tener fronteras no definidas con estas distintas ramas delas ciencias geolgicas y el lmite entre una y otra parece existir en la interdependencia

como elemento clave para entender la evolucin del planeta.

We are all trying to understand the evolution of a single planet, after all, and the piecesof the jigsaw puzzle must inevitably fit together.

La formulacin de modelos tectnicos sirve para prognosticar las relaciones

espaciales de unidades geolgicas y determinar los procesos geolgicos que ocurrenen reas de la corteza que no son accesibles en forma directa. Adems los modelostectnicos entregan valiosa informacin para predecir la disponibilidad de materiasprimas en distintitas regiones del planeta.

Los modelos tectnicos se formulan en base a tres tipos de modelos, estos son:


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-Modelos geomtricos: Se refieren a la relacin espacial existente entre unidadesgeolgicas y estructuras. Estos modelos se formulan en base a la sntesis de datos

-Modelos cinemticos: Intentan explicar las relaciones espaciales entre las unidadeslitolgicas y las estructuras geolgicas, en trminos de eventos de deformacin. Conestos modelos se persigue reconstruir los eventos de deformacin paso a paso. Para

ello se debe poner nfasis en el estudio estructural, a diferentes escalas de fallas ypliegues. Estas escalas pueden ir desde la microscpica hasta la megascpica.

-Modelos dinmicos: Intentan explicar el origen y la distribucin de los esfuerzos en lascorteza y las condiciones fsicas bajo las cuales las deformaciones ocurren.

Los modelos tectnicos de las distintas regiones del planeta son los elementos

bsicos para reconstruir la evolucin de las placas tectnicas tanto en el pasado comoen su forma actual.

Tarea 1

a) Significado epirognesis, orognesis, basamento, terrenos autoctonos, alctonos,

molasad) Leer las pginas 3, 4 ,5 del libro Tectonics de Moores y Twiss (1992).


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-El interior de la tierra y su estructura interna

1. El interior de la Tierra (fig. 1)

De acuerdo a los modelos clsicos el interior de la Tierra est constituido portres capas concntricas, las cuales desde la parte ms interna a la porcin externason: el ncleo, el manto y la corteza. El ncleo est formado por materiales muy

densos (Fe-Ni) que se distribuyen en un ncleo interno slido y un ncleo externolquido. La capa de mayor espesor, que rodea al ncleo, es el manto. Los

constituyentes qumicos dominantes en el manto son silicatos de Fe, Mg, Si y O, loscuales forman olivinos y piroxenos. La corteza es la capa ms externa de la tierra querodea al manto. La corteza desde el punto de vista de su composicin es muy

heterognea, contiene rocas volcnicas, intrusivas, sedimentarias y metamrficas.

Fig. 1 Estructura interna de la Tierra


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2. La litosfera y su estructura interna (fig. 2)

La litosfera es un horizonte que se ha definido segn criterios sismolgicos,

como la capa ms externa de la tierra que incluye tanto la parte superior del manto y lacorteza. Desde el punto de vista mecnico la litosfera es un horizonte fro y rgido cuyoespesor debajo de los ocanos es de 100 km y en las reas continentalesaproximadamente dos veces este valor. El lmite inferior de la litosfera es un horizonte

que se ubica entre un manto relativamente duro y una zonamecnicamente dbil conocida con el nombre de . En imgenes ssmicas

de la Tierra el lmite inferior de la litosfera se reconoce por una brusca disminucin dede las ondas p. Esta brusca disminucin de la velocidad

de las ondas p sugiere la existencia de material del manto superior en estado

parcialmente fundido. Bajo los ocanos la astensfera tiene un espesor del orden de200 km en tanto que bajo los continentes un espesor de aproximadamente 50 a 100

km, aunque puede estar ausente. La principal diferencia mecnica entre la litosfera y laastensfera esta en sus viscosidades relativas, la menor viscosidad de la astensfera(1021 1022 Poise) permite que la litosfera a modo de un placa ms rgida y fra se

movilice sobre un substrato plstico que puede fluir en estado slido bajo las leyes deflujo intracristalino.

Fig. 2. a) La estructura interna de la tierra en los primeros 700 km de profundidad, a la izquierda semuestra la velocidad de variacin de las ondas S con la profundidad. Zonas achuradas con puntitos


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representan cambios mayores de velocidad que se asocian a fases de transicin de alta presin. b) A laderecha, las capas mayores del interior de la tierra definidas segn la velocidad de propagacin de las

Debido a su rigidez la litosfera se encuentra fragmentada en un nmerodeterminado de placas que se mueven unas con respecto a las otras. Debido a estosmovimientos se generan fuerzas que se concentran principalmente en las superficiesde contacto de las placas. Estas fuerzas pueden eventualmente transmitirse al interior

de las placas y de este modo generar deformaciones en los bordes de ellas.

La constitucin general de la corteza continental (fig. 3)

En general, desde el punto de vista de su composicin, se puede asumir que la

corteza continental est constituida por dos horizontes mayores (Carter y Tsenn 1987;Eisbacher 1991).

1) Una corteza superior compuesta principalmente por complejos granticos yrocas metamrficas de bajo y medio grado (facies esquistos verdes y facies

anfibolita) con densidades del orden de 2.7 x 103kg/m3. Estos complejos puedenestar sobreyacidos por secuencias volcnicas y sedimentarias cuyos espesores

mximos son del orden de 20 km.

2) Una corteza inferior integrada por rocas metamrficas de la facie granulita y

complejos plutnicos mficos metamorfizados. La densidad de la corteza inferiores en promedio cercana a 2.9 x 103kg/m3.

Estos dos horizontes alcanzan un espesor, sumado, en promedio de 35 a 40km. La corteza superior se ubica en los primeros 20 km de profundidad y el resto,

hasta la discontinuidad de Mohorovic, es ocupado por la corteza inferior. Esta ltimadescansa sobre el manto litsferic 3 kg/m3). El manto litsferico

se extiende hacia abajo hasta la astensfera, que constituye el lmite inferior de la

La constitucin general de la corteza ocenica (fig. 4)

De acuerdo a perforaciones del fondo ocenico, al estudio de complejosofiolticos y a imgenes ssmica la corteza ocenica se demostrado que la corteza

ocenica se encuentra constituida por tres horizontes mayores:

-Horizonte 1: Comprende una delgada capa de sedimentos marinos de

aproximadamente 0.5 km de espesor.

-Horizonte 2: Est compuesto de basaltos y puede subdividirse en dos subhorizontes.

El subhorizonte ms superficial est formado por lavas con estructura tipo


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almohadilladas de alta porosidad. El subhorizonte inferior est formado por diquesbasalticos.

-Horizonte 3: Est compuesto de gabros y rocas ultramficas del tipo cumuladas. Elhorizonte tres descansa sobre material del manto astensfrico.

Fig. 3. Constitucin general de la corteza continental, escala de temperatura para un gradientegeotermal de 25C/km.


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Fig. 4. Constitucin general de la corteza ocenica.


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Unidad 2 Transferencia de calor, flujo calrico y gradiente geotrmico

Calor

El calor es una forma de energa en trnsito que se transmite por medio de laexistencia de un gradiente geotrmico. Existen tres formas de transporte calrico:conduccin, conveccin y radiacin.

La conduccin es la transferencia de calor que se produce por medio de

colisiones moleculares. Es el principal mecanismo por el cual las rocas transmiten elcalor. Las molculas, ubicadas en una regin de ms alta temperatura, transmiten sumayor energa cintica, de una regin de alta temperatura, aquellas ubicadas en la

regin de ms baja temperatura. La ecuacin bsica que gobierna este proceso es lasiguiente:

q= -kdT/dz (Ley de Fourier) (1)

dT/dz= gradiente geotrmicok= conductividad termal (Wm-1 C-1)q= flujo calrico (mWm-2)

La conductividad termal (K) es una propiedad de los materiales y expresa la

capacidad de una sustancia de transmitir calor. Kse define como la cantidad de calor

transmitida a lo largo de un rea unidad en una unidad de tiempo como resultado de laaplicacin de un gradiente geotrmico.

Debido a que el calor fluye desde el punto de ms alta temperatura hacia el

punto de ms baja temperatura la ecuacin 1 tiene un signo negativo, que permite queel falor del flujo calrico sea posistivo.

La conveccin es un mecanismo de transferencia de calor que est asociado

con el movimiento de un medio fluido gaseoso. Un fluido al calentarse tiende a

expandirse y elevarse, debido a su menor densidad el movimiento del fluido se verificadesde la regin de ms alta temperatura a la regin de ms baja temperatura. Esteproceso es importante en el manto y el ncleo terrestre,

materiales pueden comportarse, en intervalos de tiempo largos, en forma similar a

fluidos viscosos.

La radiacin es la forma de transmisin de calor en la tierra menos importante.

Esta forma de transmisin de calor tiene que ver con aquellos elementos radiactivos

que cambian su condicin desde un estado excitado de mayor energa a uno de menorenerga. La perdida de energa correspondiente a ambos estados es una perturbacin

electromagntica (onda) llamada radiacin. Si en un cuerpo se da que varios


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elementos estn experimentado estos cambios energticos el cuerpo emite unaespectro de radiaciones que le es caracterstico. Estas radiaciones pueden transmitirse

en el medio material o en el vacio. La radiacin puede ser absorbida, calentando un

cuerpo, o bien reflejada.

Flujo Calrico terrestre

El flujo calrico terrestre es una medida de la prdida de calor proveniente

desde el interior de la tierra. Fsicamente se define como la cantidad de calor que fluyena superficie de 1 m2. El flujo calrico terrestre se calcula por

medio de la ley de Fourier (ecuacin 1). En este caso el gradiente geotrmico se mide

con la ayuda de sondas especiales que se insertan en pozos profundos. Laconductividad termal de las rocas se mide en laboratorio; el valor de la conductividad

termal (k), para rocas cercanas a la superficie vara entre 2-3 Wm-1

K-1

(0.005 a 0.007Calcm-1s-1C-1).

Fig. 5. Variaciones del flujo calrico terrestre y su relacin con las placas tectnicas


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El valor medio del flujo calrico terrestre es extremadamente pequeo y seexpresa en miliwatt por metro cuadrado (mWm-2). El flujo calrico terreste tambin es

expresado en unidades de flujo calrico (HFU, 1 HFU= 10-6calcm-2sec-1= 41,9 mWm-2)

Sobre la base de una gran cantidad de medidas de flujo calrico terrestre,hechas en los continentes y en los ocanos se ha llegado a demostrar que existenimportantes variaciones dentro de los continentes y tambin en las regiones

ocenicas, el valor promedio para los continentes es de 56, 5 mWm-2(1.35 HFU). Lasregiones de alto flujo calrico se ubican en las reas de volcanismo activo y en las

En reas continentales estables el flujo calrico superficial tiene una fuerte

a concentracin superficial de elementos radiactivos.Aproximadamente la mitad del flujo calrico superficial puede atribuirse a la produccin

de calor debida a la desintegracin de elementos radiactivos como U, Th, K. En reascontinentales estables, el flujo calrico disminuye sistemticamente con la edad de lasrocas superficiales. Esto se debe a que la concentracin de los elementos radioactivos

tambin disminuye con el aumento de la edad. Escudos cratnicos, que contienenrocas arqueanas tienen un flujo calrico de 40 mWm-2, en cambio cinturones de rocasmesozoicas tiene un flujo calrico de 79 mWm-2.

El flujo calrico medio para los ocanos es de 78,2 mWm -2, este valor es mayor

que el de las reas continentales. Si se considera que los basaltos tienen unaproduccin de calor, por medio de desintegracin radiactiva, mucho menor que la deun granito se puede concluir que la contribucin del proceso de desintegracin

radiactiva al flujo calrico de los ocanos es prcticamente despreciable. La conclusinde esto es que en los ocanos, donde el flujo calrico superficial es mayor que en

otras regiones del planeta, otros procesos, no directamente relacionados condesintegracin radiactiva contribuyen al elevado flujo calrico.


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Flujo CalricoRegin

(mWm-2

HFU

A. Escudos

Provincia Superior 34+8 0.85

Oeste de Australia 39+8 0.98

Oeste de Africa 20+8 0.50

India Meridional 49+8 1.23

Arqueano medio y ms antiguo 41+8 1.03

B. Intermedio

USA Oriental 57+17 1.43

Inglaterra 59+23 1.48

Macizo deEuropa Central 73+18 1.83

China Septentrional 75+15 1.89

Proterozoico Medio 50+5 1.25

Paleozoico Medio 62+20 1.55

C. Termalmente Activo

Rift del Rhin 107+35 2.68

Rift del Baikal 97+22 2.43

Rift Africano Oriental 105+51 2.63

Flanco del rift africano oriental (52+17) (1.30)

Provincia del Basin and Range 92+33 2.30

Flanco este de Plateau de Colorado (60) (1.50)

Tabla 1. Flujo calrico superficial en los distintos ambientes geotectnicos

Flujo Calrico Superficial MedioRegin(mWm

-2) (hfu)

Africa 49.8 1.19Sud Amrica 52.7 1.26

Norte Amrica 54.4 1.30

Australia 63.6 1.52

Europa y Asia 60.2 1.44

Antrtica 54.4 1.30Continentales 56.5 1.35

Pacfico Norte 95.4 2.28

Pacfico Sur 77.4 1.85

Ocano Indico 83.3 1.99

Atlntico Norte 67.4 1.61

Atlntico Sur 59.0 1.41Cuencas Marginales 71.1 1.70

Ocanos 78.2 1.87

Tierra 69.9 1.67

Tabla 2. Variaciones del flujo calrico superficial en la Tierra.


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Fig. 7. Esquema que muestra la

distribucin de isotermas en una zona desubduccin y una regin de tras-arco. Elgrfico superior muestra los valores del

flujo calrico calculados para la fosa

japonesa (modificada de Lowrie, 1997)

Fig. 6. Esquema que muestra lavariaciones del flujo calrico en la

litosfera ocenica y continental(modificado de Lowrie, 1997).


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Gradiente geotrmico

En base a modelos tericos y empricos se ha logrado demostrar que el

gradiente geotermal (variacin de la temperatura con la profundidad) disminuye con laprofundidad. Esto significa que, aunque las rocas situadas a mayor profundidad seencuentran a temperaturas ms elevadas, en la parte superior de la corteza, la raznde cambio de la temperatura con la profundidad es mayor que en su parte inferior.

Esto se debe a que en niveles corticales menos profundos predominan las rocasgranticas, cuya produccin de calor (2 a 6 x 10-3 mWm-3 ) es mayor que las rocas

mficas (0.3 x 10-3mWm-3 ) que dominan en la corteza inferior.

Tipo de Roca Uranio

(ppm)

Torio

(ppm)

Potasio

(ppm)

Cantidad de Calor producido

(ergs/gram/ao)Granito 4 13 4 300

Basalto 0.5 2 1.5 50

Riolita 0.03 0.06 0.02 1

1 calora (cal)=4.18x107ergs

Tabla 3. Produccin de calor debida a desintegracin radiactiva de elementos en rocas gneas.

En una corteza "normal" el gradiente geotermal alcanza valores de entre 20-30

C/km. Esto significa que en la base de la corteza la temperatura es del orden de

800C. Por el contrario en zonas tectnica y magmticamente activas el gradientegeotermal puede alcanzar valores ms altos de entre 50-60 C/km; como es el caso

del arco magmtico del Jursico-Cretcico inferior de la Cordillera de la Costa delnorte de Chile. En base al estudio petrolgico de las rocas de este arco, se ha logrado

demostrar que el gradiente geotermal se aleja en forma importante del normalmenteasumido para la corteza continental. En este arco temperaturas del orden de 700 a800C se verificaron a profundidades del orden 12-15 km (Lucassen 1991; Scheuber

1994; Gonzlez 1996).

Aplicaciones prcticas de los conceptos flujo calrico y gradiente geotrmico

Si se asume que todo el calor generado en una capa de corteza (componentedel flujo calrico debida a desintegracin radiactiva) de espesor D (metros) escapaverticalmente, la cantidad de este flujo que cruza un metro cuadrado de superficie (A)

por segundo es igual a DA. Una corteza de rocas granticas contribuye conaproximadamente 3mWm-2al flujo calrico total de la corteza. Una regin en la cual seda que existe una relacin lineal entre el flujo calrico y el calor producido por

desintegracin radioactiva se denomina provincia de flujo


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se da que existe una relacin particular entre ambas variables (flujo calrico y calorproducido por desintegracin radiactiva). En estas provincias se verifica que la relacin

lineal queda determinada por la siguiente ecuacin:

q = qo+ DA (2)

q= flujo calrico superficialqo= flujo calrico proveniente del interior de la tierra (manto)D= Espesor capa radiognicaA= Calor producido en la capa radiognicaDA= Representa el calor producido en la corteza

Las variables qy Ason caractersticas de cada provincia de flujo calrico. qoestambin denominado flujo de calor reducido y representa la contribucin al flujocalrico total proveniente del manto o de la corteza ms profunda.

Figura 8. Grfico que muestra la relacin lineal entre el flujo calrico y el calor generado por

DA

q0= flujo calrico desdeel interior de la tierra

q= flujo calrico tot al en un lugardado

A (cal/cm3/s) produccin de calor por

desintegracin radiactiva)

Flujo calrico (/cm2/s)

q= q0+ DA


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Tarea 2: Resolver los siguientes ejercicios

1) Si el gradiente geotrmico en la superficie de la tierra es de 20 a 30 C km-1y laconductividad termal de las rocas vara en el rango 2 a 3 W m -1K-1(0.005 a 0.007 calcm-1 s-1C-1) cual es el flujo calrico sub-superficial.

2) En la tabla 1 se dan las temperatura prevalecientes en la interfases de diferentes

estratos que consituyen una secuencia sedimentaria. En la tabla tambin se dan lasmedidas

de conductividad termal. Determine el flujo de calor a travs de cada estrato y el valormedio de flujo calrico en la secuencia.

Profundidad (m) Temp C Tipo de Roca k (wm-1K-1)

380 18.362 Arenisca 3.2402 18.871 Lutita 1.7412 19.330 Arenisca 5.3

465 20.446 Sal 6.1475 20.580 Arenisca 3.4

510 21.331 lutita 1.9515 21.510

3) La tabla 2 da una serie de valores de flujo calrico subsuperficial y produccin de

calor medidos en la Sierra Nevada en California, USA. Determine el flujo de calorreducido (q0) y el espesor de la capa radiognica (d)

Tabla 2. Flujo calrico superficial y produccin de calor en la Sierra Nevada

q (mWm-2) A (Wm-3) mWm-2 A (Wm-3)

18 0.3 31 1.5

25 0.8 34 2.0

25 0.9 42 2.6

29 1.3 52 3.7

Tarea N 3: The internal heat of the Earth.Siever (1993). Earth.Captulo 14, pgs. 365-337


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Unidad 3. Mecanismos de deformacin cortical

La respuesta experimental de los materiales rocosos frente a los esfuerzos

La manera en que las rocas responden a los esfuerzos vara ampliamente deacuerdo a las condiciones fsicas bajo las cuales la deformacin toma lugar. Tambinexisten una fuerte dependencia debida a la composicin y propiedades mecnicas de

sus constituyentes mineralgicos. Existen tipos ideales de respuestas de losmateriales a los esfuerzos, estas respuestas reciben el nombre de comportamiento.

Los modelos experimentales ms simples consisten en un ensayo de cargatriaxial que consiste en someter un testigo de roca a un sistema de esfuerzos con tres

componentes 1, 2y 3.Actuando el esfuerzo mayor 1en forma paralela al eje delongitud mayor del testigo y los esfuerzos intermedio y menor en forma perpendicular

al eje de este cuerpo.

Los datos obtenidos experimentalmente se representan en grficos donde lasvariables que pueden ser ajustadas son: el esfuerzo diferencial aplicado, el strain, la

velocidad de strain, la temperatura o bin la presin de poro. Con estos grficos setrata obtener expresiones matemticas que expliquen el comportamiento de losmateriales. A travs del estudio experimental de la deformacin de materiales se

puede calcular la relacin entre esfuerzo y deformacin, que constituye el objetivofundamental de la reologa.

Figura 9. Grafico esfuerzo diferencial v/s strain

Strain

Esfuerzodiferencial


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3.1 Comportamiento ideal de materiales

Comportamiento elstico

Al realizar los ensayos de carga triaxial se ha podido demostrar que ladeformacin acumulada en los primeros incrementos del stress diferencial es de tipoelstica. Esto significa que una vez que se retiran los esfuerzos la roca recupera su

forma original. Este tipo de comportamiento, donde el strain toma lugarinstantaneamente al aplicar la carga y la forma original se recompone al retirarla, seconoce como comportamiento elstico. La relacin lineal entre stress y strain en el

comportamiento elstico viene dada por la siguiente relacin matemtica:

=e (3)

e= l1- l0/l0

donde es el stress aplicado, ees el strain extensional y E es una constante de cadamaterial, conocida como mdulo de Young. Debido a que ees adimensional, Etiene la

misma dimensin que (Ej Bars o Mpa). Para el caso de la convencin geolgica de

signos un stress compresivo uniaxial (positivo) disminuye la longitud de la muestra por

lo tanto produce una extensin negativa. En el caso contrario una tensin (negativa)produce una extensin positiva. De ello se deriva que el modulo de Young es negativo.

Para rocas E tiene valores entre 0.5 10

5

MPa a 1.5 10

5

MPa. Ntese que la variabletiempo no aparece en la ley de elsticidad, se asume entonces que la respuesta de losmateriales es instantnea. La ecuacin 3 tiene la misma forma que ley de Hook, la cual

describe el comportamiento de un resorte. La fuerza que se aplica es igual al productoentre una constante k y el desplazamiento X del resorte. Por esta razn algunas vecesse suele denominar a un slido dominado por el comportamiento elstico como slido

Hookeano.

La deformacin correspondiente al comportamiento elstico alcanza valores deentre 2 y 4 %. Es decir se trata de deformaciones muy pequeas. A nivel intracristalinola deformacin es acomodada por una suave distorsin del retculo cristalino de los

minerales. Es decir se produce un leve desplazamiento de tomos, sin ruptura deenlaces. Una vez que los esfuerzos son retirados el retculo cristalino adquiere su


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a) b)

Fig. 10 a) Curvas de comportamiento de esfuerzo-deformacin elstica para piroxenita, cuarzo y granito.

b) Modelo idealizado que muestra la distorsin elstica del retculo cristalino durante la aplicacin de unesfuerzo de cizalle.

Comportamiento viscoso

Este tipo de comportamiento es propio de fluidos y su expresin matemtica es

la siguiente:

= e (4)

donde es el coeficiente de viscosidad del material, e.es la velocidad de strain (o

velocidad de cambio de forma con el tiempo). En el sistema internacional de unidadesel coeficiente de viscosidad es expresado en Pas (1Pas= 10 Poise). En un

comportamiento perfectamente viscoso existe una relacin lineal entre el esfuerzo

aplicado y la velocidad de strain (Fluido Newtoniano). De este modo mientras msgrande es el esfuerzo que se aplica ms rpidamente se deforma el material. As se

puede concluir que la viscosidad es una variable dependiente del tiempo. Ejemplo demateriales que se comportan como fluidos newtonianos son algunas lavas de muy baja

viscosidad. En la mayora de los casos de flujos de lavas se utilizn modelos de flujoms complejos, como por ejemplo el de slidos de Bingham, donde el flujo comienzauna vez que se ha alcanzado un umbral de stress especfico (estrs crtico). Para


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rocas del manto, tiene un valor cercano a 1022 poise, ello significa una extrema

viscosidad que disminuye algunas veces con aumento de la temperatura. Es muy pocoprobable que rocas de la corteza inferior, o incluso del manto sean capaces de fluir de

acuerdo a las leyes de flujo de fluidos newtonianos o slidos de Bingham.

Fig. 11. Comportamiento viscoso, A) curva caracterstica del comportamiento viscoso, en la cual seobserva una relacin lineal entre esfuerzo diferencial y velocidad de strain.un comportamiento viscoso, dada por un cilindro que contiene un fluido que es mantenido en el cilindro

por un pistn poroso. C) representa la historia de esfuerzo v/s tiempo y D) Es la historia de deformacin.

Comportamiento plstico

Si la deformacin excede el lmite de deformacin elstica el material quedabajo deformacin permanente. En un grfico de stress v/s strain, el cambio desdedeformacin elstica a deformacin permanente queda marcado por un punto de

la curva de flujo elstico. Este punto de inflexin se conoce como yieldstrenght.


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Figura 12. A) Grafco que representa las caractersticas de un material perfectamente plstico. B)

Analoga mecnica con un bloque que se desliza sobesfuerzo y el tiempo. D) Historia de deformacin.

El comportamiento perfectamente plstico lo exhiben aquellos slidos que abajos valores de stress no se deforman, pero sobre un cierto valor crtico, sobre el

yield strength ellos fluyen a stress constante.

Comportamiento de materiales geolgicos

Existen dos tipos de comportamientos extremos de los materiales geolgicos, laexpresin ms palpable de la existencia de estos es el aspecto que exhiben las rocas

deformadas. El aspecto est dado por la textura y fbrica de las rocas deformadas. Acontinuacin examinaremos estos dos comportamientos extremos, el comportamiento

frgil y el comportamiento dctil.

Comportamiento frgil

Si la deformacin elstica conduce a la ruptura los materiales pierden sucohesin y se fracturan. A este tipo de comportamiento se le conoce como frgil o

rgido. La ruptura se produce por la aparicin de fracturas que evidencian la perdida de


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cohesin de los materiales geolgicos. Por lo general la perdida de cohesin no ocurreinmediatamente despus que se excede el lmite deformacin elstica, sino que ella se

verifica una vez que se acumula una cierta cantidad de strain plstico en la roca. En un

grafico stress v/s strain esto queda evidenciado por el desarrollo de una pendientepositiva cuando se supera el yield strength. El stress diferencial mximo que soporta laroca antes de la aparicin de la fractura se comoce como ultimate strength. A este

fenmeno de aumento del strain plstico con aumento del stress diferencial se leconoce como strain hardening. Ejemplo de materiales que han exhibido este tipo de

comportamiento durante su deformacin son las brechas de fallas, cataclasitas y la

salbanda. En tanto que estructuras producidas por comportamiento frgil son lasdiaclasas y las fallas.

Comportamiento dctil

Este tipo deformacin lo exhiben las rocas que se han deformado sin laaparicin de fracturas, sino que por variaciones suaves de su forma. En trminosgenerales se dice que las rocas que experimentan un comportamiento dctil durante

su formacin han fluido bajo la accin de los esfuerzos, a este proceso se le denomina

En un grfico esfuerzo diferencial v/s strain los materiales que experimentan uncomportamiento dctil exhiben deformacin sin rptura en el intervalo entre el yield

strength y el ultimate strength. A continuacin revisaremos la investigacin

3.2 Deformacin experimental en el campo del flujo dctil

La limitaciones principales de la deformacin experimental del flujo dctil demateriales geolgicos estn dadas por la variable tiempo y la variable temperatura. Eltiempo constituye una limitante de primer orden por el hecho que ella determina la

velocidad bajo la cual la deformacin procede (strain rate= strain /tiempo). Los estudiosexperimentales proceden a velocidades extremadamente rpidas en comparacin a

las velocidades de deformacin de la naturaleza. En condiciones experimentales lavelocidad ms lenta alcanzada es del orden de 1 x 10-7seg-1. Una velocidad de estamagnitud significa que un testigo de roca de 1 cm de largo se acorta 10-7cm por cada

segundo. Un acortamiento de un testigo de 10 mm a 9 mm (10%) demora en

condiciones experimentales 11,6 das. En la naturaleza las velocidades dedeformacin son del orden de 10-14seg-1.

Los experimentos de flujo dctil que se realizan son de dos tipos: a)

Experimentos a esfuerzo difrencial constante y b) experimentos a velocidad dedeformacin constante. Con este tipo de experimentos se alcanzan magnitudes de

strain, sin prdida de cohesin, mayor al 25 %.


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La limitante de la temperatura suele obviarse utilizando materiales de bajatemperatura de fusin. Para ello se trabaja con materiales como halita, hielo entre

otros. Un concepto muy til para comparar el flujo dctil de materiales de distinta

temperatura de fusin es la temperatura homologa. La (TH)se define de la siguiente manera:

TH= T/Tm (5)

donde T es la temperatura del material al momento de la deformacin y Tm la

temperatura de fusin del mismo material. Este tipo de temperatura permite compararel comportamiento de materiales de muy distinta naturaleza. Por ejemplo a unatemperatura homologa de 0.95 el hielo y el olivino tienen un comportamiento similar.

a)Experimentos a esfuerzo diferencial constante

Estos experimentos se realizan bajo dos condiciones, una a baja temperaturahomloga (TH< 0,5) y la otra a alta temperatura homloga (> 0,5). En condiciones de

baja temperatura homloga se observa una disminucin constante de la velocidad dedeformacin (Fig. 13a ), este estado se conoce como work hardening. La disminucin

en la velocidad de deformacin representa un endurecimiento del material, por lo tanto

significa que los incrementos de strain van siendo cada vez ms difcil de producirse.Bajo estas condiciones los materiales ceden por ruptura.

Fig. 13 Representacin grfica de experimentos a esfuerzo constante, a) situacin experimental a bajatemperatura homloga (Th0,5). I=

deformacin elstica; II= flujo secundario caracterizado por strain hardening en su parte final; III= flujoterciario en condiciones de esfuerzo constante y velocidad de deformacin constante; IV= flujo finalcaracterizado por aceleracin de la velocidad de deformacin.

En condiciones de alta temperatura homloga el desarrollo experimental puede

caracterizarse mediante cuatro fases (Fig. 13b). La primera fase corresponde a la

a) b)


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deformacin elstica instantnea. En la segunda fase, si el esfuerzo aplicado seencuentra sobre el yield stress el material fluye a esfuerzo constante. En esta etapa se

observa que inicialmente la deformacin es alta y ella declina constantemente a

medida que le experimento transcurre. Esta primera etapa se conoce como primarycreep. El proceso de disminucin de la velocidad de deformacin se conoce tambincomo work hardening. En esta fase el material llega a ser menos dctil. En la tercerafase se observa que la velocidad de deformacin se estabiliza, a esta fase se le

denomina steady state creep o secondary creep.Muchos experimentos suelen teneruna cuarta fase en la cual la velocidad de strain se acelera hasta que la muestra se

fractura.

b) Experimentos a velocidad de deformacin constante

Fig. 14. Representacin grfica de experimentos a velocidad de deformacin constante, a) situacinexperimental a baja temperatura homloga (Th0,5). I= fase primaria caracterizada por deformacin dctil con stran hardening en su

parte final; II= flujo secundario en condiciones de esfuerzo constante y velocidad de deformacinconstante; III= flujo final caracterizado por strain softening.

Al igual que los experimentos realizados a esfuerzo diferencial constante, estosexperimentos se realizan a baja y alta temperatura homloga. A baja temperatura

homloga se observa que se debe producir un aumento continuo del esfuerzodiferencial para producir deformacin (Fig. 14a). Este aumento se realiza hasta que la

muestra se fractura. El modo de dominante de la deformacin es el work hardening.

En condiciones de alta temperatura homloga se observan tres etapas en la

historia de deformacin. En primera etapa ocurre un primary creepdespus del puntode yield. En la parte final de esta etapa el la velocidad de cambio del esfuerzodiferencial disminuye, que demuestra que el material se hace ms blando frente a la

egunda etapa la deformacin ocurre a esfuerzo diferencial

a) b)


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constante. La tercera etapa se caracteriza por una disminucin progresiva del esfuerzodiferencial. En esta fase los materiales se ablandan considerablemente y la

deformacin procede a esfuerzos diferenciales cada vez ms bajos.

Tarea N 4El rol de la temperatura, del agua y de la velocidad de la deformacin en elcomportamiento de los materiales geolgicos

Zonas y mecanismos de deformacin de la corteza

En la corteza, la distribucin vertical de la temperatura cumple un rol importante

en el modo en que ella se deforma (Sibson 1977; Sibson 1983). A travs de estudiosexperimentales, como as tambin a travs de investigaciones petrolgicas de terrenos

deformados y por medio del registro de la profundidad de hipocentros de sismos, se halogrado demostrar que la isoterma de 300 + 50C constituye un lmite reolgico mayor.

A temperaturas corticales menores a 300C la corteza se deforma por ruptura frgil, es

decir mediante la aparicin de discontinuidades mecnicas en las rocas, ya seafracturas y/o fallas. Sobre los 300C la deformacin es acomodada de manera dctil,es decir mediante procesos deformativos intracristalinos (deslizamiento de defectos

cristalogrficos al interior del rticulo cristalino).

La zona sismognica y la zona assmica

Los registros de la profundidad de localizacin de los focos ssmicos indican que

el fracturamiento es un proceso que toma lugar a profundidades de entre 5 km y 15 km(Fig. 15). Esta zona de la corteza donde domina el fracturamiento es conocida como

zona sismognica (Sibson 1977; Scholz 1988). Por el contrario, la regin de la cortezalocalizada bajo los 20 km de profundidad est caracterizada por la ausencia dessmos, zona assmica (Sibson 1977). Es cierto que sismos generados a

profundidades mayores que 20 km han sido registrados, por ejemplo del orden de 100km e incluso 700 km. No obstante, se debe notar que el mecanismo por el cual estos

sismos se generan es distinto a aquellos generados en la zona sismognica. Estossismos profundos son el resultado de cambios de fases mineralgicas, como lo es elcaso de sismos generados en el manto superior.


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Fig. 15. Porcentaje de distribucin vertical de sismos. El grfico muestra la zona sismognica como unhorizonte concentrado en la corteza superior (Los nmeros entre parntesis representan el flujo calrico,

Modificado de Eisbacher 1993).

Deformacin rgida ssmica

La mayora de los modelos que intentan explicar la relacin entre esfuerzo yzona ssmica asumen que los desplazamientos ocurren a lo largo de

fracturas y fallas preexistentes. Por ejemplo la ley de Byerlee (Byerlee, 1978) indicaque la resistencia al deslizamiento a lo largo de una falla depende principalmente de la

magnitud del esfuerzo normal que acta sobre el plano de falla. Para rocas sin fluidosla ley emprica de Byerlee puede ser expresada segn las siguientes ecuaciones:

tcrit= 60( + 10) + 0.6 sn sn > 200 Mpa (6)

tcrit= 0.85 sn sn< 200 Mpa (7)

tcrit= es el stress de cizalle crtico para producir el deslizamiento.

sn= es el esfuerzo normal al plano de falla

Estas relaciones indican que para rocas secas, de cualquier composicin, elcoeficiente de friccin normal (m) vara entre 0.6 y 0.85.

Al considerar la presin de fluido en el fracturamiento de las rocas la ley de

Byerlee debe ser modificada, pues este tipo de presin reduce la magnitud delesfuerzo que acta en forma normal al plano de fractura. De este modo la ley deByerlee queda expresada de la siguiente forma.

tcrit= 60( + 10) + 0.6 se

10 20 30

5

15

10

20

Profundidad(km)

% Terremotos

Grecia (62 m Wm-2)

California central (>82 m Wm-2)


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tcrit= 0.85 se

donde se= sn+ Pf

Pf= Presin de fluido

Esto significa que los esfuerzos de cizalle necesarios para producir una fracturasern menores en magnitud. Por ejemplo para una falla transcurrente, sin considerar el

efecto de la presin de fluido, el esfuerzo de cizalla a una profundidad de 160 km serdel orden de 100 Mpa. En cambio para una presin de fluido de 0.9 veces la presinlitosttica, el esfuerzo de cizalla ser de apenas 16 MPa.

En conclusin de acuedo a la ley de Byerlee la deformacin en la zona

sismognica es fuertemente dependiente del esfuerzo normal que actua sobre lasuperficie deslizante. Esta dependencia ha sido tambien demostrada en base a ladeformacin experimental de halita (Shimamoto 1989).

La deformacin rgido-dctil

Este tipo de deformacin ocurre en un horizonte bin definido de la corteza. Eneste horizonte las rocas se deforman mediante mecanismos de deformacin rgidos y

Modelos experimentales han permitido demostrar que, atemperaturas mayores que 300C, la resistencia frente a la deformacin, de rocascristalinas que contienen cuarzo, es fuertemente dependiente de la temperatura. La

temperatura de 300 C es una temperatura crtica, que permite que en los cristales decuarzo se activen los procesos deformativos intracristalinos. Estos conducen an

cambio en la forma de los cristales sin la aparicin de superficies de ruptura. Estosprocesos consisten en la multiplicacin y la movilizacin de dislocacionescristalogrficas al interior del retculo cristalino (Fig 16. ). Para mayor detalle leer

Captulo 19 del libro Twiss y Moore). El proceso de multiplicacin de dislocacionescristalogrficas produce un aumento en la resistencia de las rocas frente a los

esfuerzos tectnicos. De este modo las rocas experimentan un endurecimientomecnico que dificulta la aparicin de discontinuidades, siendo necesario aumentardrsticamente el esfuerzo para producir ruptura. La propiedad de los cristales de

deformarse por medio de procesos intracristalinos se conoce con el nombre de

plsticidad intracristalina.


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Fig. 16. Dislocacin cristalogrfica compuesta de la mitad de un plano extra en unnea base de esta dislocacin constituye la lnea de

En la zona de transicin rgido-dctil la deformacin es aun dependiente del

esfuerzo normal que acta sobre el plano de fractura. Muchos minerales; como el casode los feldespatos muestran comportamiento rgido, es decir acomodan la deformacinmediante procesos de fracturamiento.

La deformacin plstica de alta temperatura

A altas temperaturas sobre los 500C la plagioclasa acomoda la deformacinmediante una combinacin de procesos intracristalinos, tal como el deslizamiento de

dislocaciones cristalogrficas (Fig 17a. dislocation creep) y salto de dislocaciones entreplanos de deslizamiento (Fig 17 b dislocation climb). Este ltimo proceso permite que

la densidad de dislocaciones disminuya o bien que las dislocaciones se ordenen enparedes de dislocaciones (Fig. 17 c), formndose lmites de nuevos granos(recristalizacin sintectnica). El resultado mecnico de este proceso, es que los

materiales rocosos se ablandan y su deformacin es conducida por esfuerzos de bajamagnitud (strain softening). Las rocas que acomodan la deformacin este modo se

dice que "fluyen"; es decir el transporte tectnico es acomodado principalmente poruna zona ancha de deformacin (zonas de cizalle dctil) sin

de ruptura. Debido a que la corteza se encuentra principalmente formada por rocasque contienen cuarzo y plagioclasa, son precisamente estos minerales los queabsorben la deformacin, controlando de este modo la reologa de la corteza a

profundidades mayores que 20 km.


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Figura 17. a) Movilizacin de dislocaciones (dislocation creep) en un retculo cristalino sometido adeformacin; b) Salto de dislocaciones cristalogrficas entre p

segmentadas; c) Ordenamiento de dislocaciones en paredes de dislocaciones.

a) b)

c)


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La ley de flujo que relaciona el stress aplicado con el strain producido por

deslizamiento de dislocaciones cristalogrficas es una relacin no lineal, obtenidaexperimentalmente, que se expresa matemticamente segn la siguiente ecuacin:

e= A snexp (-H/RT) (8)

s= esfuerzo diferencial (s1-s3)e= velocidad de deformacin

H= energa de activacinR= constante de los gases

A, n = constante de los materialesT= Temperatura absoluta

Las constantes A y n son caractersticas para cada roca y son determinadasexperimentalmente. Cuando n es igual a 1 la relacin no es exponencial sino que

lineal, material con este tipo de relacin se comportan como fluidos viscosos. Encambio si nadquiere valores de entre 3 y 5, la relacin entre esfuerzo y velocidad de

deformacin no es lineal (power law creep). Este es el comportamiento que exhiben lamayora de los materiales geolgicos a temperaturas cercanas a la mitad de latemperatura de fusin.

La deformacin plstica, desde el punto de vista mecnico es independiente de

la presin, pero si fuertemente dependiente de la temperatura y de la velocidad dedeformacin. La fuerte dependencia de la temperatura se ve reflejada por el hecho quela T se encuentra en el trmino exponencial de la ecuacin 8.

Utilizando la ecuacin 8 y datos experimentales se han construido curvas de

resistencia la flujo de distintos materiales geolgicos. En estas curvas se puedeobservar que los materiales se ablandan a distintas temperaturas y que esteablandamiento ocurre en forma drstica.


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Fig. 18. Curvas de resistencia al flujo de minerales y rocas calculada bajo condiciones de

aumento de la temperatura a una velocidad de deformacin de 10-15

s-1

(Kirby 1985).

3. Un modelo simplificado de la reologa de la corteza continental

La resistencia a la deformacin de la corteza continental puede ser

representada en un grfico esfuerzo diferencial v/s profundpuede ser reconstruido en base a mediciones de esfuerzos in-situ, modelosexperimentales y estudios geolgicos. A travs de estos estudios se han llegado a

formular las siguientes hiptesis:

1) En la corteza superior rgida la resistencia de los materiales geolgicos aumenta enforma ms o menos lineal con la profundidad.

2) Esta relacin lineal se mantiene hasta un horizonte donde los sismos alcanzan unamagnitud mxima (deformacin rgido-dctil).

3) Bajo la corteza rgida la resistencia disminuye drsticamente con el aumento de laprofundidad. Esta disminucin en la resistencia se verifica hasta alcanzar el lmite

corteza-manto, donde de nuevo la resistencia de los materiales aumentadrsticamente.

Este aumento en la resistencia se debe a que en la base de la corteza, mantosubcontinental (MOHO), dominan las rocas de composicin peridottica, las cuales

estn compuestas principalmente de olivino. De acuerdo a los modelos de flujo derocas peridotticas su resistencia, a temperaturas prevalecientes en la base de la

corteza (600-700C), es demasiado alta como para deformarse plsticamente.

halita

a

nhidrita

cuarcita

caliza

granito

diorita

decuarzo

basa

lto

pirox

enita

du

nita

100

80

60

40

20

0

200 400 600 800

TC

13

(MPa)


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Fig. 19. Curvas de variacin esquemtica de la resistencia al cizalle de la corteza

continental. Curva A representa la variacin de la resistencia al cizalle de una corteza congradiente geotermal normal. Curva B la misma variacin pero para una corteza con

gradiente geotermal anormal. Los segmentos rectos de ambas curvas sondescritos por laLey de Byerlee, en tanto que el segmento curvo por la ley depower law creep.

Este modelo constituye slo una aproximacin simplificada de la reologa de lalitosfera. En realidad, modelos ms complejos deberan considerar la naturalezacomposicionalmente heterognea que muestra la corteza. Otra a

del hecho que en el modelo se asume que la corteza no contiene fundidos

magmticos. Debido al aumento de la temperatura que produce la presencia demagmas en la corteza es dable esperar que este perfil idealizado se alteredrsticamente en el lapso que dura el proceso de enfriamiento magmtico.

MOHO

Transicin rgido-dctil

corteza congradiente geotermal elevado

Esfuerzo diferencial

Pro

fun

did

ad


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Un modelo sinptico de una zona de falla (Scholz 1989)

Fig. 20. Modelo idealizado de una zona de falla que corta toda la corteza segn Scholz (1989)

Este modelo asume que la corteza est compuesta principalmente de rocascuarzo-feldespticas y que la reologa de la corteza est controlada por los siguientes

aspectos: a) El comienzo del comportamiento dctil del cuarzo a los 300C, y b) Elcomienzo de la ductilidad de las plagioclasas a 450C. La escala vertical, es decir la

profundidad ha sido regulada para un gradiente geotermal calculado para la Falla deSan Andres (Lachenbruch y Sass, 1980).

La idea de este modelo es que una falla corta verticalmente toda la cortezaobservndose un cambio en el mecanismo de deformacin con la profundidad.

En las regiones ms someras, hasta la intercepcin de la isoterma de 300C(T1), la deformacin es acomodada por mecanismos de deformacin rgida. Los

productos generados son: salbanda en los niveles subsuperficiales y cataclasitas enlos niveles ms profundos. A estas bajas temperaturas la deformacin de las rocas

resulta del rompimiento y desgaste que se produce en las superficie de contacto entreminerales y fragmentos de roca aislados por redes de microfracturas. Este mecanismose conoce con el nombre de desgaste abrasivo (abrasive wear) y es el principal

responsable del aumento de volumen de los materiales deformados bajo condicionesrgidas (dilatancia). En esta parte del perfil de una zona de falla la deformacin que se

produce es no metamrfica, pero si se encuentra fuertemente conectada con fluidoshidrotermales y mesotermales, algunos relacionados con fenomenos mineralizantes.


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Entre los 300C y 450C la zona de falla pasa por la zona transicin rgido-

dctil; en esta regin comienza a deformarse ductilmente el cuarzo y la plagioclasa

mantiene su carcter rgido. En esta zona de transicin el desgaste de clastos noocurre mediante desgaste abrasivo, sino que por medio de desgaste adhesivo -elcizallamiento de asperezas es acomodado de manera dctil o bien por medio de

-. Las rocas de falla tpicas de estos ambientes son las milonitas

y las milonitas S-C. La dilatancia es suprimida debido a la escasa o nula contribucinde los procesos de desgaste abrasivo de minerales. La deformacin se encuentra

relacionada con metamorfismo. Es comn que rocas de falla formadas bajo estascondiciones contengan sericita, clorita, epidota como minerales neoformados,indicando con ello condiciones de metamorfismo equivalentes con la facies esquistos

verdes.

A una temperatura mayor que los 450C la zona de falla entra en un ambientede deformativo de alta temperatura (equivalente con la facies metamrficas deanfibolitas e incluso de ms alto grado metamrfico). Bajo estas condiciones termales

la plagioclasa se deforma mediante procesos intracristalinos, producindose flujoplstico. Rocas de falla tpicas de estas condiciones termales son esquistos y neises

aumento de la temperatura (800C) los procesos de deslizamiento de

dislocaciones cristalogrficas son acompaados de difusin de tomos tanto al interiordel cristal como en los bordes de los cristales (Nabarro-Herring creep y Cobble creep).

Estos mecanismos disminuyen drsticamente la resistencia de los materiales al flujoplstico, generndose milonitas superplsticas. Cuando un perfil de una falla haentrado en esta zona se ensancha notablemente, producindose un flujo plstico a

gran escala a lo largo de horizontes de despegue, principalmente subhorizontales.Estos horizontes acomodan el desacoplamiento mecnico de la corteza.

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