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.
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).
Tipos de esfuerzo
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; permee = presionar) Los esfuerzos compresivos asociados con
las colisiones de las placas tienden a acortar engrosar la corteza
terrestre, plegándose, fluyendo o fracturándose (Figura GEST-01B). Recordemos,
de lo que hemos dicho de las rocas metamórficas, que 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.
Resultante del movimiento de las
placas litosféricas.
A. Estratos antes de la
deformación.
B. Los esfuerzos complexionales
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 la 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
tensional (tenderé= estirar)
ü Donde las placas se están separando
(límites de placa divergentes), los esfuerzos tensionales tienden a alargar los
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.
El esfuerzo diferencial también puede
hacer que la roca se cizalle. 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. 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 el micro fallas. 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.
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, 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?
Como se deforman las Rocas
Cuando las rocas son sometidas a
esfuerzos que su propia resistencia, empiezan a deformarse, normalmente
plegándose, fluyendo o fracturándose. Es fácil hacerse una idea de cómo se
quiebran las rocas porque normalmente pensamos en ellas como algo
quebradizo. Pero ¿cómo pueden doblarse la, 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. (Como veremos en el siguiente
capítulo, la energía para la mayoría de los terremotos procede de la
liberación de la energía elástica almacenada cuando una roca vuelve a su forma
original.)
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.
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.
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, De nuestra experiencia cotidiana,
sabemos que los objetos de vidrio, los lápices de madera, las bandejas de
porcelana e incluso nuestros huesos exhiben fracturas frágil una vez se supera
su resistencia.
Por el contrario, en la
profundidad, donde las temperaturas y las presiones de confinamiento son
elevadas. Las rocas exhiben un comportamiento dúctil. La deformación dúctil es
un tipo de flujo en estado sólido que produce un cambio en el tamaño y la forma
de un objeto sin fracturarlo. 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 rali 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 re
cristalización a lo largo de planos de fragilidad en el interior de la red
cristalina de los granos minerales. Esta forma microscópica de flujo gradual en
estado sólido implica el deslizamiento que altera la red cristalina y la
inmediata re cristalización 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.
Tipo de Roca Además del ambiente
físico, la composición mineral y la textura de las rocas influye mucho en cómo
éstas se van a deformar. Por ejemplo, las rocas cristalinas compuestas por
minerales con enlaces moleculares internos fuertes tienden a fracturarse. Por
el contrario, las rocas sedimentarias débilmente cementadas o las rocas
metamórficas que contienen zonas de debilidad como la foliación, son más
susceptibles de experimentar deformación dúctil. Entre las rocas débiles
y por tanto, que más probablemente se comporten de una manera dúctil
cuando se someten a un esfuerzo diferencial, se cuentan la halita, el yeso y
las lutitas, mientras que la caliza, el esquisto y el mármol tienen una
resistencia intermedia.
De hecho, la halita es tan débil que
se deforma bajo pequeñas cantidades de esfuerzo diferencial y asciende en forma
de columnas a través de los estratos de sedimentos que se extienden por el
golfo de México y sus alrededores. Quizás el sólido más débil que existe en la
naturaleza y que exhibe flujo dúctil a gran escala es el hielo glacial. Por
comparación, el granito y el basalto son resistentes y Frágiles. En un entorno
próúmo a la superficie, las rocas frágiles se fracturarán cuando sean sometidas
a fuerzas que excedan su resistencia. Es importante observar, sin embargo, que
la presencia de cantidades pequeñas de agua en las rocas favorece su
deformación dúctil.
Cilindro de mármol deformado en el
laboratorio mediante la aplicación de miles de kilogramos de peso desde arriba.
Cada muestra se deformó en un entorno que duplicaba la presión de confinamiento
hallada a distintas profundidades. Obsérvese que cuando la presión de
confinamiento era baja, la muestra se deformó por fractura frágil, mientras que
cuando la presión de confinamiento era elevada, muestra se deformó
plásticamente.
Tiempo. Un factor clave que los
investigadores son incapaces de duplicar en el laboratorio es cómo las rocas
responden a pequeños esfuerzos aplicados durante largos intervalos de tiempo
geológica. Sin embargo, en escenarios cotidianos pueden observarse los
efectos del tiempo en la deformación. Por ejemplo, se sabe que los bancos de
mármol se hunden por su propio peso después de un período de unos cien años
aproximadamente y que las estanterías de madera pueden combarse después de cargarlas
de libros durante un período relativamente corto de tiempo. En la naturaleza,
fuerzas pequeñas aplicadas durante largos períodos desempeñan seguramente un
papel importante en la deformación de las rocas. Fuerzas incapaces de deformar
inicialmente una roca pueden hacer que la roca fluidez si el esfuerzo se
mantiene durante un período prolongado de tiempo.
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.
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 factures 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. Antes de empezar
nuestra discusión de las estructuras tectónicas examinemos el método que
utilizan los geólogos para describirlas y cartografiarlas.
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.
Dirección 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.
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,
Dirección y buzamiento de un estrato
rocoso.
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.
Utilizando esta información, el
geólogo puede reconstruir las estructuras previas a la erosión y empezar a
interpretar la historia geológica de la región.
Deformación de la corteza y
Pliegues
Durante la formación de las
montañas, las rocas sedimentarias y volcánicas suelen doblarse en una
serie de ondulaciones semejantes a ondas denominadas pliegues. Los
pliegues de los estratos sedimentarios se parecen mucho a los que se
formarían si se cogiera una hoja de papel por sus extremos y se fueran
empujando uno hacia el otro. En la naturaleza, los pliegues aparecen en una
gran variedad de tamaños y configuraciones. Algunos pliegues son amplias
flexuras en las cuales unidades rocosas de centenares de metros de grosor se
han doblado ligeramente. Otros, son estructuras microscópicas muy apretadas que
se encuentran en las rocas metamórficas. Diferencias de tamaño aparte, la mayoría
de los pliegues se produce como consecuencia de esfuerzos compresivos que
provocan el acortamiento y engrosamiento de la corteza. A veces, los
pliegues se encuentran aislados, pero es mucho más frecuente que aparezcan como
una serie de ondulaciones.
Estableciendo la dirección y el
buzamiento de los estratos sedimentarios que afloran en un mapa A., los
geólogos pueden deducir la orientación de la estructura en el subsuelo B.
Esquemas idealizados que ilustran las
características asociadas con pliegues simétricos. El eje del pliegue en A es
horizontal, mientras que el eje del pliegue en B tiene inmersión.
Tipos de pliegues
Los dos tipos de pliegues más comunes
se denominan anticlinales y sinclinales .Un anticlinal se
forma casi siempre por plegamiento convexo, o arqueamiento, de las capas de
roca. Los anticlinales afloran, a veces de manera espectacular en los
puntos donde las carreteras atraviesan estratos deformados. Asociados a
menudo con los anticlinales, se encuentran los pliegues cóncavos, o surcos,
denominados sinclinales. Obsérvese en la Figura GEOEST-09 que el flanco de
un anticlinal lo es también del sinclinal adyacente.
Los pliegues no se exticnden
indefinidamente; antes bien, sus extremos terminan de una manera muy parecida a
corno lo hacen las arrugas en la ropa.
ü Definido de una manera estricta, un
anticlinal es una estructura en la cual los estratos más antiguos se encuentran
en el centro. Esto se produce generalmente cuando los estratos se pliegan hacia
arriba. Además:, un sinclinal se define estrictamente como una estructura en 1a
cual los estratos más jóvenes se encuentran en el centro. Esto ocurre casi
siempre cuando los estratos se pliegan hacia abajo.
Bloque diagrama de los principales
tipos de estratos plegados. Las estructuras arqueadas o convexas son
anticlinales. Los pliegues cóncavos o depresiones son sinclinales. Obsérvese
que el flanco de un anticlinal lo es también del sinclinal adyacente.
El sinclinal (izquierda) y el
anticlinal (derecha) comparten un flanco común. (Foto de E.J.Tarbuck.)
Pliegues con inmersión.
A. Vista idealizada de pliegues con
inmersión en los cuales se ha añadido una superficie horizontal.
B. Vista de los pliegues con
inmersión como podrían aparecer después de experimentar mucha erosión.
Obsérvese que en un
anticlinal con inmersión, terminación periclinal del pliegue en la
dirección de inmersión, mientras que en los sinclinales con inmersión ocurre
justo lo contrario.
Un anticlinal con doble inmersión.
Obsérvese que la erosión ha cortado los estratos sedimentarios de los flancos
en pequeñas crestas en forma de que apunta a la dirección de la inmersión.
Es importante comprender que los
resaltes no están necesariamente asociados con anticlinales, ni los valles
relacionados con sinclinales. Antes bien, crestas y valles se producen por
meteorización diferencial y erosión. Por ejemplo, en la provincia Valley and
Ridge, los estratos de arenisca más resistente permanecen como imponentes
riscos separados por valles excavados en estratos de caliza y latita mucho más
fáciles de erosionar
Aunque hemos separado en nuestra
explicación los pliegues y las fallas, en el mundo real, en general los
pliegues están estrechamente ligados a las fallas. Ejemplos de esta relación
estrecha son las amplias estructuras regionales denominadas monoclinales.
Estructuras particularmente destacadas de la llanura de Colorado, los monoclinales
(mono = uno; kleinen = inclinar) son grandes pliegues en forma de escalón
situados en estratos sedimentarios por lo demás. Estos pliegues parecen ser el
resultado de la reactivación de las zonas de falla situadas en las rocas del
basamento por debajo de la cobertera. Conforme los grandes bloques de roca del
basamento ascendían a 1o largo de antiguas fallas, los estratos sedimentarios
comparativamente dúctiles de encima respondían plegándose. En La llanura del
Colorado, los monoclinales muestran una zona estrecha de estratos muy
inclinados que se allanan y forman las capas superiores de las grandes áreas
elevadas, como el pliegue Zuni, el pliegue Echo Cliffs y la ondulación de San
Rafael. El desplazamiento a lo largo de estas fallas reactivadas es a menudo
superior a 1 ki1ómetro, y los mayores monoclinales muestran desplazamientos
próximos a los kilómetros.
El monoclinal consiste en estratos
sedimentarios plegados que fueron deformados por una fractura del basamento. El
cabalgamiento de este diagrama se denomina cabalgamiento ciego porque no
alcanza la superficie.
Domos y cubetas
Grandes elevaciones de las rocas del
basamento pueden deformar la cubierta de estratos sedimentarios superiores y
generar grandes pliegues.
Las Black Hills del oeste de Dakota
del sur son un gran domo que, se cree, se formó por levantamiento. La
erosión ha eliminado las porciones más elevadas de los estratos sedimentarios
levantados, dejando expuestas en el centro las rocas metamórficas e ígneas más
antiguas . Pueden verse restos de esos estratos sedimentarios, que antiguamente
fueron continuos, flanqueando el núcleo cristalino de esta cordillera
montañosa. Los estratos más resistentes son fáciles de identificar porque la
erosión diferencial los ha hecho aflorar como prominentes crestas denominadas
hogbacks. Dado que los hogbacks pueden formarse en cualquier sitio en que las
es- tratos resistentes están muy inclinados, también están asociados con otros
tipos de pliegues.
Elevaciones y descensos suaves, de
las rocas de la corteza producen domos (A) y cubetas (B). La erosión de esas
estructuras produce un patrón de afloramiento que es aproximadamente circular o
alargado isostasia). Unas pocas cubetas estructurales pueden haber sido
consecuencia de impactos de asteroides gigantes.
Dado que las grandes cubetas
contienen estratos sedimentarios inclinados según ángulos muy pequeños. Suelen
identificarse por la edad de las rocas que las componen. Las rocas más jóvenes
se encuentran cerca del centro y las más antiguas, en los flancos. Éste es
exactamente el orden contrario observado en un domo, como las Black Hills,
donde las rocas más antiguas aparecen en el núcleo.
Las Black Hills de Dakota del Sur,
una gran estructura dómica con rocas ígneas y metamórficas resistentes
aflorantes en el núcleo.
Deformación de la corteza Fallas
y fracturas
Las fallas son fracturas en la
corteza a lo largo de las cuales ha tenido lugar un desplazamiento
apreciable. A veces, pueden reconocerse pequeñas fallas en los taludes de las
carreteras, observándose estratos sedimentarios desplazados unos pocos metros.
Las fallas de esta escala normalmente aparecen como pequeñas rupturas:
aisladas. Por el contrario, las grandes fallas, como la de San
Andrés en California, tienen
desplazamientos de centenares de kilómetros y consisten en muchas superficies
falladas interconectadas. Estas zonas de falla pueden tener una anchura de
varios kilómetros y a menudo son más fáciles de identificar a partir de
fotografías aéreas que a nivel del suelo Los movimientos súbitos a lo largo de
las fallas es la causa de la mayoría de los terremotos. Sin embargo, la gran
mayoría de hs fallas son inactivas y por tanto, restos de una deformación
antigua. A lo largo de las fallas, las rocas suelen romperse v pulverizarse
conforme los bloques de corteza situados en los lados opuestos de una falla se
rozan unos con otros. El material arcilloso débilmente coherente que resulta de
esta actividad se denomina salbanda d.e falla. En algunas superficies de
falla, las rocas acaban muy pulidas y estriadas, o con surcos, a medida que los
bloques de corteza se deslizan unos con respecto a otros. Estas superficies
pulidas y estriadas, denominadas espejos de falla, proporcionan a los geólogos
pruebas de la dirección del desplazamiento más reciente a lo largo de la falla.
Los geólogos clasifican las fallas por sus movimientos relativos, que pueden
ser predominantemente horizontales, verticales u oblicuos.
Geología del basamento de la cuenca
de Michigan. Obsérvese que las rocas más jóvenes están localizadas en el
centro, mientras que los estratos más antiguos flanquean esta estructura.
Fallas con desplazamiento vertical
Las fallas en las que el movimiento
es fundamentalmente paralelo al buzamiento (o inclinación) de la superficie de
falla se denominan fallas con desplazamiento vertical. Este tipo de movimiento
puede producir pequeños resaltes denominados escarpes de falla (scarpe :
pendiente).
Se ha convertido en una práctica
común denominar a la superficie rocosa que está inmediatamente por encima de la
falla el techo y a la superficie de roca inferior, el muro . Esta
nomenclatura surgió de los prospectares y mineros que excavaban tineles a
lo largo de zonas de falla, porque son frecuentemente zonas con depósitos
minerales. En esos túneles, los mineros andaban sobre las rocas situadas debajo
de la zona de falla mineralizada (muro) y colgaban sus linternas en las rocas
de arriba (techo).
Los dos tipos principales de fallas
con desplazamiento vertical se denominan fallas normales y fallas inversas,
Además, cuando una falla inversa tiene un ángulo de buzamiento (inclinación)
menor de 45º, se denomina cabalgamiento. A continuación consideraremos estos
tres tipos de falla.
La roca situada inmediatamente por
encima de una superficie de falla se denomina techo y la de debajo, muro, según
los nombres que utilizaban los mineros que excavaron las menas a lo largo de
las zonas de falla. Los mineros cuelgan sus lámparas en las rocas situadas
encima de la traza de la falla (techo) y andan por las rocas situadas debajo de
la traza de la falla (muro).
La mayoría de las fallas
normales tienen buzamientos de unos 60º, que tienden a disminuir con la
profundidad. Sin embargo, algunas fallas con desplazamiento vertical tienen
buzamientos mucho menores, aproximándose en algunos casos a la horizontal.
Debido al movimiento descendente del techo, las fallas normales acomodan
el alargamiento, o la extensión, de la corteza.
La mayoría de las fallas normales son
pequeñas, con desplazamientos más o menos de un metro. Pero hay algunas que se
extienden decenas de kilómetros, dibujando sinuosamente el límite de un frente
montañoso. En el oeste de Estados Unidos, las fallas normales a gran escala
como éstas se asocian con estructuras denominadas montañas limitadas por
fallas.
Bloques diagrama que ilustran una
falla normal
A. Estratos rocosos antes de la falla
B. Movimiento relativo de los bloques
desplazados. El desplazamiento puede continuar formando un relieve montañoso
limitado por fallas a lo largo de millones de años y que representa muchos
episodios de fracturación espaciados en el tiempo.
C. Cómo puede la erosión modificar el
bloque levantado.
D. Finalmente el período de
deformación acaba y la erosión se convierte en el proceso geológico dominante.
Son ejemplos de montañas limitadas
por fallas la cordillera Teton de Wyoming y Sierra Nevada de California. Ambas
están falladas a lo largo de sus flancos orientales, que se fueron levantando a
medida que los bloques se inclinaban hacia abajo en dirección oeste. Estos
escarpados frentes montañosos se produjeron a 1o largo de un período de 5 a 10
millones de años por medio de muchos episodios, irregularmente espaciados, de
formación de fallas. Cada acontecimiento fue responsable de an sólo unos pocos
metros de desplazamiento.
Las fallas con desplazamiento
vertical son también predominantes en los centros de expansión, donde se
produce la divergencia entre las placas tectónicas. En estos puntos, un bloque
central (graben o fosa tectónica) está limitado por fallas normales y se hunde
cuando las placas se separan. Los graben definen un valle alargado limitado por
dos bloques de falla elevados (horst).
Fracturación normal dela provincia
Basin and Range. Aquí los esfuerzos tensionales han alarqado y fracturado la
corteza en numerosos bloques. El movimiento a lo largo de esas fracturas ha
inclinado los bloques produciendo alineaciones montañosas paralelas denominadas
montañas limitadas por fallas. Los bloques hundidos (grabens) forman cuencas,
mientras que los bloques elevados (horst) se erosionan y originan una
topografía montañosa accidentada. Además, numerosos bloques incl¡nados (fosas
tectónicas asimétricas) dan lugar a cuencas y montañas.
El movimiento de las fallas
proporciona a los geólogos un método de determinación de la naturaleza de las
fuerzas que actúan en el interior de la Tierra. Las fallas normales
indican la existencia de esfuerzos tensionales que separan la corteza. Esa
puede llevarse a cabo o bien por levantamiento, que hace que la superficie se
estire y rompa, o bien mediante fuerzas horizontales opuestas.
Las fallas inversas de alto ángulo
suelen ser pequeñas y acomodan desplazamientos locales en regiones dominadas
por otros tipos de fallas. Los cabalgamientos, por otro lado, existen a todas
las escalas. Los cabalgamientos pequeños exhiben desplazamientos que oscilan
entre milímetros y unos pocos metros. Algunos grandes cabalgamientos tienen
desplazamientos del orden de decenas a centenares de kilómetros. Mientras que
las fallas normales aparecen en entornos tensionales, los cabalgamientos son
resultado de fuertes esfuerzos compresivos. En esos ambientes, los bloques de
la corteza se desplazan uno hacia el otro, moviéndose el techo hacia arriba con
respecto al muro. La formación de cabalgamientos es más pronunciada en las
zonas de subducción y otros bordes convergentes, donde las placas están
colisionando. Las fuerzas compresivas producen generalmente pliegues además de
fallas y provocan un engrosamiento y acortamiento del material implicado.
Bloque diagrama que muestra el
movimiento relativo a lo largo de una falla inversa.
En regiones montañosas, como los
Alpes, las Rocosas septentrionales, el Himalaya y los Apalaches, los
cabalgamientos han desplazado los estratos hasta 50 kilómetros sobre las unidades
de roca adyacentes. El resultado de este movimiento a gran escala es que los
estratos más antiguos se superponen sobre las rocas más jóvenes. En é1, los
picos montañosos que proporcionan el aspecto majestuoso al parque han sido
esculpidos en rocas precámbricas que fueron desplazadas sobre estratos
cretácicos mucho más jóvenes. En el borde oriental del Parque Nacional Glacier
hay un pico solitario denominado Chief Mountain. Esta estructura es un resto
aislado de una lámina de cabalgamiento que fue dividida por las fuerzas
erosivas del hielo glacial y las aguas superficiales. Un bloque aislado se
denomina klippe (Kipple: acantilado).
Fallas de desplazamiento horizontal
Las fallas en las que el
desplazamiento dominante es horizontal y paralelo a la dirección de la
superficie de la falla, se denominan fallas de desplazamiento horizontal o
desgarres. Debido a su gran tamaño y a su naturaleza lineal, muchas fallas de
desplazamiento horizontal tienen una traza que es visible a lo largo de una
gran distancia. En vez de una fractura única a lo largo de la cual tiene lugar
el movimiento, las fallas de desplazamiento horizontal consisten en una zona de
fracturas aproximadamente paralelas, cuya anchura puede ser superior a varios
kilómetros.
Desarrollo idealizado del manto de
cabalgamiento Lewis.
A. Entorno geológico antes de la
deformación.
B, C. El movimiento a gran
escala a lo largo de un cabalgamiento desplazó rocas precámbricas
sobre estratos cretácicos en la región del parque Nacional Glacier
D. La erosión por el hielo
glacial y el agua superficial produjo la segmentación del cabalgamiento
originando un paisaje majestuoso y aisló un resto del cabalgamiento denominado
Chief Mountain.
Bloque diagrama que ilustra las
estructuras asociadas con las fallas con desplazamiento horizontal. Obsérvese
cómo los cauces de las corrientes han sido desplazados por el movimiento de la
falla.
Los primeros registros científicos de
fallas de deslizamiento horizontal se debieron al seguimiento de zonas de
ruptura superficial que habían producido intensos terremotos. Uno de los más
notorios fue el gran terremoto de San Francisco de 1906. Durante este gran
terremoto, se desplazaron hasta 4,7 metros las estructuras que se habían
construido a través de la falla de San Andrés, por ejemplo, las vallas.
Dado que el movimiento del bloque de
corteza del lado opuesto de la falla fue a la derecha, según se mira hacia la
falla, se denomina falla direccional con movimiento destral. La falla
Great Glen de Escocia es un ejemplo bien conocido de falla de dirección
semestral con un sentido de desplazamiento opuesto. Se ha calculado que el
desplazamiento total a lo largo de la falla Great Glen supera los 100
kilómetros. También asociados con esta falla hay numerosos lagos, entre ellos
el lago Ness, el hogar del legendario monstruo.
Muchas grandes fallas de
desplazamiento horizontal atraviesan la litosfera y acomodan el movimiento
entre dos grandes placas de corteza. Recordemos que este tipo especial de falla
direccional se denomina falla transformante (trans : a través; forma : forma).
Diaclasas
Entre las estructuras más comunes se
cuentan diaclasas. A diferencia de las fallas, las diaclasas son fracturas a lo
largo de las cuales no se ha producido desplazamiento apreciable. Aunque
algunas diaclasas tienen una orientación aleatoria, la mayoría se produce en
grupos aproximadamente paralelos.
Ya hemos considerado dos tipos de
diaclasas. Antes vimos qu las diaclasas columnares se forman cuando las rocas
ígneas se enfrían y se desarrollan fracturas de retracción que producen
columnas alargadas en forma de pilares. También recordemos que el lajeamiento
produce un modelo de diaclasas suavemente curvadas que se desarrollan más o
menos en paralelo a la superficie de los grandes cuerpos ígneos, como los
batolitos. En estos casos, la formación de diaclasas es consecuencia de la
expansión gradual que se produce cuando la erosión elimina la carga
suprayacente.
En contraste con las situaciones que
acabamos de describir, la mayoría de las diaclasas se produce cuando se
deforman las rocas de la corteza más externa. En estas zonas, los esfuerzos
tensionales y de cizalla asociados con los movimientos de la corteza hacen que
las rocas se rompan frágilmente.
Por ejemplo, cuando se produce
plegamiento, las rocas situadas en los ejes de los pliegues se estiran y se
separan creándose diaclasas tensionales. También pueden desarrollarse gran
cantidad de diaclasas en respuesta a levantamientos y hundimientos regionales
de la corteza relativamente sutiles y, a menudo, apenas perceptibles. En muchos
casos, la causa de formación de diaclasas en una zona particular no es fácil de
apreciar.
Muchas rocas están rotas por dos o
incluso tres tipos de diaclasas que se intersectan, lo que fragmenta las rocas
en numerosos bloques de formas regulares. Estos conjuntos de diaclasas ejercen
a menudo una fuerte influencia sobre otros procesos geológicos. Por ejemplo, la
meteorización química tiende a concentrarse a lo largo de diaclasas y, en
muchas áreas, el movimiento del agua subterránea y, por tanto, la disolución de
las rocas solubles están controlados por el modelo de las diaclasas (Figura
GEOEST-23). Además, un sistema de diaclasas puede influir en la dirección que
siguen los cursos de las corrientes de agua.
La meteorización química se
intensifica a lo largo de las diaclasas en las rocas graníticas de la parte
superior del domo Lembert, Parque Nacional Yosemite
Las diaclasas también pueden ser
significativas desde un punto de vista económico. Algunos de los depósitos
minerales mayores y más importantes del mundo se encuentran a lo largo de
sistemas de diaclasas. Las soluciones hidrotermales, que son básicamente
fluidos mineralizados, pueden migrar a través de las rocas fracturadas y
precipitar cantidades económicamente importantes de cobre. Plata, oro, cinc,
plomo y uranio.
Además, las rocas con muchas
diaclasas representan un riesgo para las grandes construcciones de ingeniería,
entre ellas las autopistas y las presas. El 5 de junio de 1976 se perdieron 14
vidas y casi 1.000 millones de dólares cuando se derrumbó la presa Teton en
Idaho. Esta presa de tierra se había consumido con arcillas y limos muy
erosionables y estaba situada sobre rocas volcánicas muy fracturadas. Aunque se
intentó rellenar los huecos de las rocas diaclasa das, el agua fue penetrando
gradualmente en las fracturas de las rocas del subsuelo v socavó los cimientos
de la presa. Por último. El agua en movimiento excavó un túnel en las arcillas
y los limos fácilmente erosionables. En cuestión de minutos la presa se hundió,
lanzando un frente de agua de 20 metros de altura aguas abajo de los
ríos Teton y Snake
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