Estudios geol., 45: 225-231 (1989)

CUANTIFICACION DE LA DEFORMACION INTERNAEN ROCAS SAMITICAS

R. Tejero

RESUMEN

Se realiza la cuantificacin de la deformacin asociada a la esquistosidad en samitasprecmbricas y paleozoicas, aflorantes en la rona nororiental de la Cordillera Ibrica. Ladeformacin finita total calculada, pone de manifiesto una disminucin de la deformacin hacialos niveles ms altos de la sucesin estratigrfica. Las rocas con una alta proporcin en matriz,presentan elipsoides oblatos o uniaxiales. Las rocas con una baja proporcin en matriz, estncaracterizadas por elipsoides ligeramente prolatos o con relaciones prximas a l. Estas caractersticaspermiten establecer una secuencia evolutiva en el desarrollo de la esquistosidad, definidaprincipalmente por dos etapas: etapa de esquistosidad embrionaria, caracterizada por elipsoidesoblatos, cuyo eje x de deformacin se sita prximo a la horizontal, coexistiendo con rocascuarcticas caracterizadas por elipsoides prolatos, cuyo eje x se sita prximo a la vertical y, etapade esquistosidad desarrollada, definida por elipsoides oblatos, cuyo eje x de deformacin se sitaprximo a la vertical.

Palabras clave: Cuan"ficacin de la deformacin, esquistosidad.

ABSTRACf

Strain analysis is made of the primary cleavage fabric in Precambrian and Palaeozoicpsammites outcropping in a Northeastem area of the Iberian Range. The calculated total finitestrain shows a decrease in the strain towards the highest part of the stratigraphic sequence. Rockswith a high proportion of matrix show oblate o uniaxial ellipsoids. Rocks with a very lowproportion of matrix show slightly prolate ellipsoids or with an axial relation nearly l. Thesefeatures have allowed to state an evolutive sequence in the cleavage development, defined by twomain stages: Stage of embrionic cleavage, characterized by oblate ellipsoids whose x strain axis isnearly horizontal in rocks with a high proportion of matrix, coexisting with quarzitic rocks, withshow prolate ellipsoids, whose x strain axis is nearly vertical. Stage of well developed cleavage,showing oblate ellipsoids whose x strain axis is nearly vertical.

Key words: Strain analysis, cleavage.

Introduccin

La cuantificacin de la deformacin total de laroca, mediante aquellos elementos constituyentes quesirven de marcadores de la deformacin, es un aspectoimportante en el anlisis estructural. Las tcnicas dedeterminacin del elipsoide parten, o bien de lasformas finales de los marcadores, caracterizadas porla relacin entre sus ejes (Ramsay, 1967; Dunnet,1969; Elliot, 1970; Shimamoto e Ikeda, 1976; LisIe,1985), o bien de la distribucin de los centros de losmarcadores en la roca (Ramsay, 1967; Fry, 1969).Estas tcnicas parten de la base de que los marcadores

tienen propiedades fisicas semejantes a las del volumentotal de la roca y de que los lmites de los clastosson puramente geomtricos. Se basan en un tratamientogeomtrico y su objetivo no es el estudio de losprocesos implicados en la deformacin.

Cuando el elipsoide de deformacin calculado seestablece a partir de las variaciones morfolgicas delos elementos detrticos de la roca, hay que tener encuenta la posible existencia de un elipsoide caracters-tico de la fbrica predeformacional. Este aspecto hasido estudiado por numerosos autores (por ejemplo,Ramsay, 1967; Bums y Spry, 1969; Dunnet, 1969;Elliot, 1970; Boulter, 1976; Lisie, 1985) y el pro-

Departamento de Geodinmica. Facultad de Ciencias Geolgicas. Univ. Complutense de Madrid. Ciudad Universitaria. 28040 Madrid.

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blema ha sido en parte soslayado utilizando tcnicasque consideran que los elementos marcadores tienenformas inicialmente elpticas. Por otra parte, el contrastede ductilidades entre los c1astos y la matriz, determinaque la deformacin no sea homognea y que el valordel' elipsoide no se corresponda con el del total de laroca (De Paor, 1980). Algunas aproximaciones a esteproblema han sido realizadas por Gay (1969), Bilbyel al. (1977), LisIe (1985), Freeman 91987) y Freemany Lisie (1987) entre otros. Freeman y Lisie (1987),analizando la influencia de las formas de los cantosen conglomerados y el contraste de competencias conla matriz, indican que la magnitud de la deformaciny la relacin de carcter prolat%blato ser mayorcuando los marcadores constituyen volumtricamenteuna pequea fraccin de la roca.

A pesar de estas limitaciones, los mtodos deanlisis de la deformacin son instrumentos vlidospara comparar la deformacin interna en distintasrocas y para establecer variaciones entre zonas condistinta intensidad de deformacin. Aplicando estastcnicas en rocas samticas paleozoicas y precmbricas,hemos intentado realizar una aproximacin cuantitativade la deformacin interna en el rea estudiada einterpretar su relacin con el desarrollo de las estruc-turas.

Rocas estudiadas y metodologa

En los macizos paleozoicos situados en la zonanororiental de la Cordillera Ibrica aparecen diversosafloramientos de rocas precmbricas, el mayor de loscuales constituye el ncleo de una estructura antiformal,denominada antiforme de Paracuellos. El anlisis dela deformacin ha sido realizado en las rocas samticasaflorantes en un sector de estos macizos (fig. 1). Lasucesin estratigrfica del Precmbrico est formadapor alternancias de areniscas y pizarras; en la partesuperior se intercalan varios niveles de liditas. En lazona estudiada, los materiales paleozoicos ms antiguospartenecen al Cmbrico Inferior. Lotze (1929) distin-gui en ellos las siguientes formaciones, de muro atecho: Cuarcita de Bmbola (cuarcitas, conglomeradosy pizarrass), Capas de Embid (areniscas, cuarcitas ypizarras), Capas de Jaln (pizarras, areniscas, dolomas),Doloma de Ribota (dolomas y calizas), Pizarras deHurmeda (pizarras y areniscas) y Arenisca de Daroca(areniscas y cuarcitas). Estas rocas estn en contactocon los materiales ordovcicos mediante la Falla deDatos. La sucesin de edad Ordovcico Inferior estconstituido por las siguientes formaciones, de muro atecho: Fm. Borrachn (pizarras y areniscas), Fm.Der (cuarcitas, areniscas y pizarras) y Fm. Santed(pizarras y cuarcitas) (Wolf, 1970). El OrdovcicoMedio y Superior est representado por cuarcitas,areniscas, pizarras y un nivel calcreo.

R. TEJERO

La Almunia de DGodina

N

~20km.-~=

o . . Terciario Paleozoico Mesozoico 111 Precam bricoFig. l.-Situacin de la zona estudiada.

Estos materiales han sufrido una deformacin poli-fsica durante la orogenia hercnica. La primera fasede deformacin est caracterizada por pliegues dedireccin NW-SE. Los planos axiales de los plieguesson verticales o ligeramente vergentes al NE y llevanasociada una esquistosidad de plano axial. Al micros-copio, la esquistosidad est definida por la orientacinparalela de los elementos de la roca, aspecto msmarcado en las rocas precmbricas, y por la orientacinpreferente de los filosilicatos segn las superficies dela esquistosidad. En afloramiento, no es visible en losplanos de esquistosidad una lineacin de estiramiento.La estructura presenta en general, buzamientos altos(fig. 2). En esta fase tiene lugar el desarrollo delmetamorfismo de los materiales. En las rocas pre-cmbricas el metamorfismo es de grado bajo, caracte-rizado por la presencia de clorita en los niveles msbajos y de corrensita hacia el techo, indicando ungrado decreciente hacia los materiales cmbricos (Mar-tn Guilln, 1987). El metamorfismo se sita en laanquizona en los materiales cmbricos y en las rocaspertenecientes al Ordovcico, similares estas ltimas alas estudiadas por Fernndez Nieto el al. (1985) enuna zona prxima. En la segunda fase de deformacinse producen fallas inversas y cabalgamientos de direc-cin NW-SE, de techo hacia el NE. La tercera fasede deformacin est caracterizada por pliegues dedireccin WNW-ESE, acompaados de una esquisto-sidad de crenulacin. Estas estructuras solo afectanlocalmente a las anteriores.

El objetivo de este trabajo es cuantificar la defor-macin asociada a la esquistosidad de la primera fase,

CUANTlFlCACION DE LA DEFORMACION INTERNA EN ROCAS SAMITICAS 227

N Tabla l.-Edad, litologa y porcentaje de c1astos de las rocasestudiadas.

Mues-tra Edad Litologa

%clastos

..:.

I_.+.-

I

s

Fig. 2.-0rientacin de la esquistosidad. Proyeccin estereogrficade los polos de los planos de esquistosidad.

I Precmbrico2 Precmbrico3 Precmbrico4 Precmbrico5 Precmbrico6 Precmbrico7 Precmbrico8 Precmbrico9 Cmbrico Inf.

10 Cmbrico Inf.II Cmbrico Inf.12 Cmbrico Inf.13 Cmbrico Iof.14 Cmbrico Inf.15 Cmbrico Inf.16 Cmbrico Inf.17 Cmbrico Inf.18 Cmbrico Inf.19 Ordovcico l.20 Ordovcico l.

Arenisca de grano finoArenisca de grano finoArenisca de grano finoArenisca de grano finoArenisca de grano fino

Areni~ca de grano fmoArenisca de grano finoArenisca de grano finoArenisca de grano medioArenisca de grano medioArenisca de grano medioArenisca de grano finoArenisca de grano finoArenisca de grano finoCuarcitaArenisca de grano finoCuarcitaCuarcitaArenisca de grano finoCuarcita

3535303030303025506050304040803580803580

por lo cual las rocas estudiadas no presentan evidenciasde deformaciones posteriores. Las muestras se hantomado con los siguientes criterios:- Con objeto de estimar la tasa de deformacin

finita. t?tal en las rocas, se han recogido muestrasen .d~tmtos puntos y de distintas edades (fig. 3).

ASlI~J.Smo, se han tomado distinto porcentaje enmatnz. Las caractersticas de las rocas se hanresumido en la tabla 1.Para evitar las variaciones de la deformacindebidas a los estados de deformacin interna enel interior de las capas plegadas, las muestraspertenecen a las zonas de flanco, en donde elngulo entre la estratificacin y la esquistosidad esmenor de 20.

Fig. 3.-Situacin de las muestras objeto de cuantificacin.

- La orientacin de las secciones se ha realizado enfuncin de la lineacin de interseccin (L.), queforman la estratificacin (So) y la esquistosidad deprimera fase (SI)' El sistema de referencia elegidoest definido por tres ejes: a) perpendicular a lalineacin de interseccin y contenido en el planode esquistosidad; b) paralelo a L1 y contenido enel plano de esquistosidad; c) perpendicular a a yb. Por lo tanto, las secciones corresponden a losplanos ac y be, en las que se ha calculado elvalor de la elipse de deformacin y se ha inferidoeste valor en el plano abo

Como marcadores de la deformacin se han utili-zado los granos detrticos de cuarzo, mineral msabundante en estas rocas. De las tcnicas de cuantifi-cacin, hemos utilizado el mtodo de Fry (1979), enlas rocas cuyos granos se hallan en contacto, y elmtodo Rf/0 segn Lisie (1985) en las rocas conuna mayor proporcin de matriz. En este ltimomtodo, se han medido los granos que no interfean~n .grano~ adyacentes y aquellos con una morfologaelptica mas o menos acentuada, tal y como sugiereMukhopahyday (1973). En cada seccin se han medidoSO granos.

Valores obtenidos

. Del total d~ muestras obtenidas, una parte, pertene-ciente a los mveles ms modernos de la serie estrati-grfica han proporcionado valores de 1 en las distintassecciones, por lo que se han reflejado solo algunas de

228 R. TEJERO

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---

b) M - 12

a) M-7

Plano

Tabla 2.-Vector medio de orientacin y valor de la relacinaxial de la defonnacin en los planos ac y be, respectivamente

estas muestras. Adems, en algunos casos, la elipsesrepresentativas de las formas de los granos, presentabanuna amplia dispersin en sus orientaciones y en susrelaciones axiales, no siendo posible determinar conrigor la elipse de deformacin.

Los resultados se han resumido en la tabla 2. Engeneral, la deformacin es baja en toda la zona, convalores mximos de la relacin de los ejes de laelipse de deformacin de 2. Estos valores se encuentranen las samitas precmbricas y en el plano ac dereferencia. En las rocas paleozoicas la relacin esrelativamente menor, observndose que el vector mediode orientacin, 0, se aleja de la esquistosidad (fig. 4).

Los valores del parmetro K (Amn, 1965), reflejadosen la tabla 3, presentan una cierta diversidad en laforma del elipsoide de deformacin. Las areniscasestn caracterizadas por elipsoides oblatos o uniaxiales(l>k>O; k=O), mientras que en las cuarcitas sonelipsoides prolatos (k>1) (fig. 5). Tambin la orienta-cin del elipsoide de deformacin vara en las muestras.Los planos ac contienen las elipses de deformacincon mayores relaciones axiales en las areniscas de losniveles precmbricos, algunas areniscas paleozoicas yen las cuarcitas. En el resto de las muestras las elipsesde deformacin con mayores relaciones axiales seencuentran en el plano be. Adoptando como ejes dela deformacin x, y, z; donde: x, es el eje mximo deestiramiento y coincide con la orientacin del ejemayor de la elipse de deformacin con una relacinaxial mayor en las secciones de una muestra; z, es el

Muestra ac be

0 Rs 0 Rs

1 4,6 2,1 - 3,7 1,82 2,6 1,8 2,8 1,73 7,5 1,8 5,8 1,74 0,6 2,1 4,2 1,85 - 0,7 2 0,19 1,86 O 1,9 3 1,77 2 2 - 7,5 1,98 - 1,9 1,8 2,4 1,69 1,7 1,9

10 1,55 1,2211 9,9 1,8 14 1,712 6,7 1,4 4,24 1,413 11,4 1,3 1,7 1,514 2,66 1,5 -19,7 1,615 2,08 1,3316 15,4 1,3 3,99 1,417 1,15 1,0518 1 119 - 2,85 1,7 - 0,7 1,720 1 1

Fig. 4.-Diagramas Rf/0 de una arenisca precmbrica (a) y deuna arenisca paleozoica (b). Plano ac.

eje mximo de acortamiento; e y es el eje intermediode la deformacin; se observa un cambio en laorientacin del elipsoide de deformacin. El eje x esnormal a la lineacin de interseccin en las rocasms antiguas y es paralelo a la lineacin en losniveles ms altos.

Teniendo en cuenta las limitaciones de los mtodosde anlisis de la deformacin, ya comentadas en laintroduccin, los valores obtenidos van a ser tratadoscon una aproximacin a la deformacin finita totalde la roca y como datos de comparacin entre zonascon distinto estado de deformacin interna.

Relacin con la esquistosidad

Las samitas presentan una esquistosidad grosera(

CUANTIFICACION DE LA DEFORMACION INTERNA EN ROCAS SAMmCAS 229

a)

Fig. 6.-0rientacin del elipsoide de deformacin en las: a)areniscas precmbricas; b) areniscas paleowicas; e) cuarcitas.

variaciones en las microestructuras de la esquistosidadde primera fase y los datos obtenidos en la cuantifi-cacin de la deformacin, indican la existencia dediferentes estados de desarrollo de la estructura.

Ramsay y Huber (1983) han definido seis etapasen la formacin de la esquistosidad en sedimentosarcillosos. La etapa A representa el estado no defor-mado. La etapa B corresponde a un estado de defor-macin incipiente. En la etapa e se desarrolla unaestructura en lpiz, que pasa a una esquistosidadembrionaria en la etapa D. La etapa E marca laformacin de la esquistosidad, que lleva asociada unalineacin de estiramiento en la etapa F. El elipsoidede deformacin, de carcter prolato en las etapas B ye, evoluciona hacia formas oblatas en la etapa D. Elcambio de orientacin de los ejes del elipsoide dedeformacin se produce entre las etapas O y E.

Algunas de las etapas de este modelo evolutivo soncomparables con el grado de desarrollo alcanzadapor la esquistosidad en la rona estudiada.

Las areniscas de edas Precmbrico y algunas are-niscas pertenecientes a los niveles basales del CmbricoInferior presentan la mayor tasa de deformacin, ascomo una mayor penetratividad de la estructura enlas rocas. Los elipsoides son oblatos; su relacin axialvara entre 2.08:1.89:1 y 1.78:1.7:1. El eje x delelipsoide de deformacin se sita prximo a la vertical,normal a la lineacin de interseccin (fig. 6). Estosmateriales habran alcanzado la etapa E, con pleno

z:y:x

1.7:1.7:1

:208:1.8:11.78:1.7:11.78:1.7:11.99:1.9:11.99:1.8:11.88:1.7:11.99:1.9:11.8:1.6:11.7:1.7:1

1.54:1.22:11.78:1.7:11.4:1.4:11.49:1.3:11.59:1.5:1

2.07: 1.33:11.39:1.3:1

1.14:1.05:1

Ryz K

1,8 0,2081,7 0,071,7 0,0711,9 0,0581,8 0,1281,7 0,1581,9 0,0581,6 0,2081,7 O1,22 1,221,7 0,071,4 O1,3 0,511,5 0,121,33 1,691,3 0,251,05 1,911,7 O1

1 1,16 2,12 1,05 1,83 1,05 1,84 1,05 2S 1,1l 26 I,ll 1,97 1,05 28 1,12 1,89 1 1,7

10 1,25 1,55II 1,05 1,812 1 1,413 1,15 1,514 1,06 1,615 1,56 2,0816 1,07 1,417 1,09 1,1518 1 119 1 1,720 1 1

Muestra Rxy Rxz

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Fig. S.-Diagrama logartmico de la deformacin. En crculos lasmuestras precmbricas, caracterizadas por un elipsoide oblato,cuyo eje x est situado prximo a la vertical. En tringulos, lasmuestras del Paleozoico, caracterizadas por elipsoides oblatos,uniaxiales y ligeramente prolatos, con distinta orientacin en

cuarcitas y areniscas.

Tabla 3.-VaIor de las relaciones axiales de la elipse dedeformacin en los planos xy, IZ, yz; del parmetro K; y

de las relaciones axiales del elipsoide de deformacin.

delgada del grado de orientacin de los elementosconstituyentes de la roca refleja una disminucin desu valor hacia los niveles ms modernos. Por otraparte, el espaciado entre los planos de esquistosidadaumenta en el mismo sentido (Tejero, 1987). Estas

230 R. TEJERO

ConClusiones

Fig. 7.-Distribucin de las etapas de desarrollo de la esquistosidaden la rona. En rayado vertical, rea de la esquistosidad desarrolladaevolucionando a una esquistosidad con lineacin de estiramiento.En rayado horizontal, esquistosidad embrionaria coexistiendo conuna estructura en lpiz en los niveles ms modernos. Entre ambasexiste una zona de transicin entre la esquistosidad embrionaria y

la esquistosidad bien desarrollada.

Definiendo unos ejes tectnicos X, Y, Z, de formaque, el eje X, eje de extensin mxima, est situadoen la vertical, Z, eje de mximo acortamiento, normalal plano axial de los pliegues, e Y, perpendicular aambos, durante la primera fase de deformacin herc-nica existen variaciones en la tasa de deformacininterna en las rocas y un distinto grado de desarrollode la esquistosidad. El anlisis de la deformacin enlas rocas samticas pone de manifiesto que:- La tasa de deformacin es baja con una relacin

de ejes del elipsoide de deformacin que varaentre 2:1.8:1 y 1.14:1.05:1. Los valores disminuyenhacia los niveles y ms modernos de la sucesinestratigrfica.En las areniscas precmbricas y niveles basales delCmbrico Inferior, los elipsoides son oblatos, conel eje mximo de estiramiento prximo a lavertical. En las areniscas paleozoicas, los elipsoidesson uniaxiales u oblatos, estos ltimos tienen eleje mximo de estiramiento prximo a la horizon-tal. En las cuarcitas, los valores evolucionan desdeun estado no deformado a elipsoides de carcterprolato, cuyo eje mximo de estiramiento se sitaprximo a la vertical.Las diferencias observadas mediante la cuantifica-cin de la deformacin asociada a la esquistosidad,y mediante el estudio de las microestructuras,definen una secuencia evolutiva de la formacinde la esquistosidad. En las rocas precmbricas laesquistosidad habra alcanzado un pleno desarrollode sus caractersticas microestructurales, dentro deun estado de deformacin definido por elipsoidesoblatos, orientados de forma que el eje mximode estiramiento se encuentra cercano a la vertical

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O__Jk..

desarrollo de la esquistosidad. Espordicamente, enlas pizarras se observa la presencia de una lineacinde estiramiento orientada perpendicularmente a ladireccin de los planos de esquistosidad. En estasrocas, la esquistosidad se encontrara en el estado detransicin entre la atapa E y F.

Las samitas ms modernas presentan elipsoides dedeformacin oblatos o uniaxiales en las rocas conuna alta proporcin de matriz y, elipsoides prolatosen las rocas con un bajo porcentaje de matriz. Lasrelaciones axiales varan entre 1:1.3:1 y 1.14:1.05:1.Este rango de valores es muy prximo a las relacionesaxiales de los elipsoides correspondientes a rocas nodeformadas. Holst (1982) obtiene una relacin entrelos ejes de 1:25:1.25:1 en rocas no deformadas dedistintas litologas, observando adems, la existenciade una cierta orientacin preferente a lo largo de latraza de la estratificacin. Salvo en las rocas cuarcticas,el eje x del elipsoide de deformacin se sita prximoa la horizontal, paralelo a la lineacin de interseccin(fig. 6). El desarrollo de la esquistosidad se situaraen la etapa D, tratndose de una esquistosidad em-brionaria. De esta etapa no se habra alcanzado elumbral de deformacin suficiente para anular la fbricapredeformacional de la roca.

Los datos obtenidos en las cuarcitas no cumplenlas condiciones que caracterizan la etapa D. Compa-rando dos muestras adyacentes, de una capa de are-niscas (M-16) y de una capa de cuarcitas (M-17),pensamos que la variacin podra ser debida al meca-nismo de deformacin que predomina en las distintaslitologas. Las rocas ms competentes aparecen boudi-nadas en los flancos de los pliegues. Los cuellos delos boudines son paralelos a los ejes de los pliegues eindican un estiramiento de las capas normal al eje delpliegue. Esta deformacin podra ser la responsablede la existencia de elipsoides prolatos en las rocascuarcticas.

El lmite entre las etapas D y E no es neto en estazona. En las capas basales del Paleozoico coexistenambos estados de desarrollo de la esquistosidad. Ladistribucin espacial de las etapas se ha esquematizadoen la figura 7. En los lmites ms altos de la sucesinestratigrfica, donde las rocas cuarcticas presentan unestado no deformado (1:1:1), es posible que la etapaD, se solape con la etapa C, aunque hay que hacernotar que, en afloramiento, no es frecuente la existenciade una estructura en lpiz.

El mayor grado evolutivo de la esquistosidad enlos materiales precmbricos parece estar directamenterelacionado con el grado metamrfico. La clorita esel mineral que predomina en los planos de esquistosi-dad en estas rocas, mientras que la orientacin prefe-rente de las moscovitas y las illitas defmen estosplanos en las rocas paleozoicas.

CUANTIFICACION DE LA DEFORMACION INTERNA EN ROCAS SAMITICAS 231

(etapa E). Las areniscas paleozoicas presentan unaesquistosidad embrionaria, caracterizada por elip-soides oblatos, en los que el eje mximo deestiramiento se sita prximo a la horizontal (etapaD). En las rocas cuarcticas los elipsoides sonprolatos, situndose el eje X prximo a la vertical.El trnsito entre ambas etapas es gradual coexis-tiendo en las capas basales del Paleozoico, areniscascon distinto grado de desarrollo de la esquistosidad.

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