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6. Estructura y composición de la Tierra
6.1. Origen de la Tierra
El origen de la Tierra está ligado al del Sol y el Sistema Solar. Para entenderlo, son necesarias algunas ideas sobre el origen y evolución de las estrellas. La Vía Láctea es una galaxia espiral formada por millones de estrellas, una de ellas es el Sol. Las estrellas se forman cuando el gas y el polvo de una nebulosa , por atracción gravitatoria, se condensan y calienta hasta presiones y temperaturas que permiten iniciar las reacciones nucleares de formación de Helio a partir de Hidrógeno. (^1) H + 2 H = 2 He + E H + Li* = He + E (*U otros metales ligeros) H + H = He (por catálisis de C o Ni). Secuencia principal. Conforme se va gastando H, el tipo de reacciones que se dan en la estrella van cambiando y su características de temperatura y tamaño. En las fases finales la estrella se convierte en una gigante roja que acaba desprendiéndose de sus capas exteriores:
- mediante explosiones (nova o supernova) y dejando una estrella de neutrones o un pulsar
- sin explosiones, dejando una nebulosa planetaria (polvo y gases fríos) y ocasionalmente una estrella enana blanca El polvo y el gas desprendidos por las estrellas viejas tienen mayor variedad de elementos que las estrellas de las que proceden (porque las reacciones nucleares de la estrella sintetizan elementos). Por la presencia de elementos, sabemos que el Sistema Solar procede de una nebulosa planetaria de “segunda generación”.
Figura 34. Evolución de una estrella dependiendo de su masa.
Respecto al origen del Sistema Solar , una serie de rasgos dan las pistas principales respecto a su origen. Estos rasgos pueden clasificarse en dos tipos:
- Movimiento de los planetas y satélites:
- Todos los planetas giran alrededor del Sol más rápido que éste sobre sí mismo.
- Casi todos los planetas giran alrededor del Sol en órbitas aproximadamente contenidas en el mismo plano.
- Todos los planetas giran alrededor del sol en el mismo sentido (antihorario visto desde la estrella Polar).
- El eje de rotación de casi todos los planetas es casi paralelo al eje de rotación solar o de las órbitas planetarias.
- Casi todos los satélites de los planetas giran alrededor de sus planetas en órbitas contenidas en el mismo plano que las órbitas planetarias.
- Composición de los planetas:
- Los 92 elementos químicos de la Tierra existen en proporciones variables en todo el Sistema Solar.
- Los planetas internos son pequeños y densos mientras los externos son grandes y ligeros. Con estos datos se han manejado dos hipótesis: la de una nebulosa planetaria en rotación y la de la aproximación de dos estrellas.
Nebulosa de gas y polvo
Nova o supernova y estrella de neutrones o pulsar Nebulosa planetaria y enana blanca
La hipótesis de una nebulosa planetaria en rotación es la más aceptada y puede describirse en los siguientes pasos:
- Nebulosa planetaria procedente de una nova o supernova (así lo demuestra la existencia de elementos pesados).
- Compresión y rotación progresiva (la contracción provoca siempre un aumento de velocidad de rotación para conservar el momento angular).
- Formación de un proto-Sol.
- Formación de anillos de gas y polvo.
- Turbulencias en los anillos.
- Formación de proto-Planetas.
- Formación de Planetas y Satélites a partir de las turbulencias.
Notas : Una distancia de 1 unidad astronómica (UA) equivale a unos 150 millones de km. La inclinación de una órbita planetaria se mide con respecto al plano de la órbita de la Tierra. La masa de la Tierra es de 5,98 x 1027 g, su radio medio es de 6.371 km y su campo magnético es de 0,31 gauss. La rotación de Venus () es retrógrada; los periodos de rotación de Júpiter (†) y Saturno (*) varían con la latitud, pero la rotación del interior se puede medir observando la radioemisión y se refleja aquí. Enciclopedia Microsoft Encarta 2002.
Figura 35. Los planetas del Sistema solar y sus rasgos más destacados.
El proceso de crecimiento de los proto-planetas recibe el nombre de acreción. La concentración de material produjo un colapso gravitacional. La acreción, los elementos radiactivos atrapados y la contracción gravitacional dieron lugar al calentamiento. La gravedad y las altas temperaturas (posiblemente hasta una fusión generalizada) permitieron la diferenciación en capas por afinidades químicas y condiciones de presión y temperatura.
6.2. Métodos de estudio del interior terrestre
El estudio del interior depende mayoritariamente de métodos indirectos ya que la observación directa está limitada a sondeos de unos pocos kilómetros (<10 km) de profundidad. La composición de otros cuerpos planetarios también es conocida por interpretaciones indirectas, salvo los meteoritos que caen a la Tierra y unas pocas muestras de la Luna.
Figura 37. Tipos de ondas sísmicas (izquierda) y distribución vertical de la velocidad de propagación de las ondas primarias y secundarias (derecha). Fuente: http://recursos.cnice.mec.es/biosfera/profesor/index.htm.
Como hay que esperar una tendencia al aumento en profundidad de la densidad, el aumento de velocidad con la profundidad debe responder aun aumento de la compresibilidad y la rigidez; es decir, viene determinado por los materiales por los que viajan las ondas sísmicas. Respecto a la estructura del interior de la Tierra, la distribución vertical de velocidad de las ondas sísmicas se conoce con bastante exactitud desde 1936 y, sobre todo, desde el trabajo de Gutenberg de 1951. Estos datos se representan tradicionalmente en un gráfico Velocidad/Profundidad, como el de la Figura 37. , del que se deducen los elementos más importantes de esta estructura interna.
La estructura viene definida por cambios importantes en la velocidad ( discontinuidades ), zonas en las que no se transmiten las ondas secundarias ( zonas de sombra ) y, junto a otras fuentes de información, sirven para definir las principales capas del interior terrestre: Corteza, Manto y núcleo.
Podemos asumir que las zonas de sombra responden a partes del planeta en un estado fluido de rigidez nula (lo que impide el paso de las ondas S puesto que =0). Las ondas S no se transmiten más allá de los 2.900 km de profundidad de donde se deduce una barrera fluida. La principal zona de sombra es la parte superior del Núcleo, o Núcleo Externo, que se considera fluido.
Por la misma regla, la zona de baja velocidad entre los 100 y los 400 km de profundidad (la Astenosfera) es considerada una zona plástica por algunos científicos. Actualmente es el elemento más controvertido de este modelo. Después de ser considerado fundamental en la Teoría de Tectónica de Placas, los estudios recientes indica que no se extiende por todo el planeta sino que se trata de focos de calor (plumas térmicas) residuales.
Figura 38. La estructura del interior de la Tierra y los rasgos principales de las capas. Fuente: http://recursos.cnice.mec.es/biosfera/profesor/index.htm
Las discontinuidades más importantes son las siguientes:
- Discontinuidad de Conrad : Sólo aparece bajo los continentes. Supone un aumento de velocidad hacia abajo. Define el límite entre la corteza superior e inferior.
- Discontinuidad de Mohorovicic : Supone un aumento de velocidad de transmisión de ondas P y S. Su profundidad es muy diferente bajo los océanos (5 a 10 km) y bajo los continentes (30 a 70 km). Define el límite entre la Corteza y el Manto.
- Zona de Transición Manto Superior-Manto Inferior : En esta zona hay un aumento progresivo de velocidad de las ondas P y S.
- Discontinuidad de Gutenberg : Reducción brusca de velocidad de las ondas P y las ondas S no se transmiten más abajo. Marca la base del Manto y el techo del Núcleo.
- Discontinuidad de Wiechert-Lehman : Aumento de velocidad. Desde los trabajos de Dzienwoski (1981) se sabe que las ondas S pueden transmitirse en el Núcleo Interno que, por tanto, debe ser sólido.
Otro concepto importante es el de Litosfera , está constituida por la Corteza y la parte superior del Manto superior (hasta hace unos años entre la Astenosfera y la superficie). Como veremos juega un papel muy importante en el modelo de Tectónica de Placas.
6.2.2.Métodos magnéticos El campo magnético terrestre es un campo dipolar equivalente al que produciría una dinamo situada en el centro de la Tierra. Las características del campo magnético que podemos medir exigen que el centro de la Tierra sea metálico, con un flujo de electrones en el Núcleo externo.
Estos datos junto a la existencia de meteoritos férricos apoyan la existencia de un núcleo férrico y un núcleo externo fluido con movimientos convectivos. Además de esto, el magnetismo da información para otros campos de estudio:
Figura 39. Campo magnético terrestre (Fuente: Wikimedia Commons) y representación simplificada del fenómeno de inclinación magnética.
N
6.2.3.Métodos gravimétricos La fuerza de la gravedad en la superficie de la Tierra viene dada por la expresión (1) y se manifiesta por la aceleración que sufre dicho cuerpo y que viene expresada en la ecuación (2)
(1) 2 r
K M m Fg
donde: K=Constante de gravitación universal (6,67•10-11^ Nw•m^2 /kg^2 ) M=Masa de la Tierra (5,9•10^24 kg) m=masa del cuerpo que sufre la atracción. r=radio de la Tierra (6.378 m)
(2) 2 9 , 8 m / s^2 r
K M g
Este valor sería muy preciso si la Tierra fuera una esfera (perfecta) de masa uniformemente distribuida o, más exactamente si todas las medidas las tomásemos sobre el geoide (ver Tabla 12). Pero la medición de la gravedad en la superficie real muestra algunas irregularidades respecto a lo predicho por estas fórmulas. Las irregularidades dependen de unos pocos factores: la altitud, la latitud, la topografía y la densidad de los materiales subyacentes. Algunas de estas irregularidades se corrigen antes de cualquier medida. Por ejemplo, el efecto de la altitud se corrige mediante la Corrección de Aire Libre ; o el efecto de la masa de tierra situado entre el geoide y el punto de medida se corrige mediante la Corrección de Bouguer. Pero, a pesar de las correcciones, siguen apareciendo anomalías derivadas de la distribución de materiales en la corteza. Por ejemplo, medidas bajas de gravedad sobre un plutón granítico o altas sobre un yacimiento metálico. Estas medidas se usan para entender la estructura de la corteza y para prospección de recursos.
6.2.4.Métodos geotérmicos El calor que procede del interior de la tierra se conoce como flujo geotérmico. En una primera aproximación, y admitiendo un significado amplio de la palabra conductividad, el flujo se mide a partir de la ecuación (3)
(3) dz
dT Q k
donde: k=conductividad térmica y dT/dz=gradiente vertical de temperatura o gradiente geotérmico De esta forma el gradiente geotérmico , que es la variación de temperatura con la profundidad es una medida directa del flujo geotérmico en una región. El gradiente geotérmico promedio es de 30ºC/km (o un aumento de 1ºC/30 m) con valores normales entre 10 y 80 ºC/km, aunque han llegado a medirse gradientes de 200 ºC/km. Las fuentes de ese calor pueden ser la desintegración radiactiva, el calor primitivo y el calor de transformación (por ejemplo, por solidificación del núcleo externo). El transporte de calor puede hacerse por conducción, radiación o convección. Con todo esto, cualquier anomalía térmica puede deberse a fuentes de calor o a cambios en la capacidad de transporte de calor, y esas anomalías pueden usarse para identificar las causas.
6.2.5.Métodos astronómicos: los meteoritos Su estudio ha servido para:
- entender la composición de las capas internas de la Tierra,
- calcular la edad del Sistema Solar y la Tierra y
- calcular la edad de algunos acontecimientos en la historia terrestre.
Tabla 12. El Geoide El geoide es una forma teórica definida por una superficie de igual potencial gravitacional equivalente al de la superficie del océano.
- La datación de los meteoritos sirvió para calcular la edad de la Tierra. En primer lugar Clair Patterson (1953) usó el meteorito metálico Canyon Diablo (Arizona) y la proporción de (^206) Pb/ (^207) Pb (plomo-206/plomo-207) y suponiendo que era un material formado a la vez que el conjunto del Sistema Solar le asignó una edad de 4.510 a 4.560 ma. Luego dató sedimentos del fondo del Pacífico, suponiendo que representan la composición de la corteza, y meteoritos condríticos y acondríticos, y obtuvo la misma edad. Años más tarde, Larry Grossman predijo la composición de los primeros minerales que debieron formarse en el Sistema Solar y, cuando el meteorito condrítico Allende cayó en México en 1969 se comprobó que era el meteorito más antiguo jamás encontrado (4.567 ma) y se componía de los silicatos predichos.
- Los silicatos de los meteoritos condríticos han servido para conocer la composición del manto y las aleaciones metálicas dan una idea bastante buena de la composición del núcleo.
- Hasta hace poco se consideraba entre los meteoritos a las Tectitas, formadas por vidrios silicatados de fusión. En la actualidad, se considera que las tectitas se forman cuando el impacto de los meteoritos produce la fusión de silicatos terrestres que son fundidos y a menudo lanzados a grandes distancias. La variedad de formas y composición es considerable. Un importante grupo de tectitas del Caribe, relacionadas con el impacto de un gran meteorito en la península de Yucatán ha sido datado por el método de K-Ar (Potasio-Argón) y servido para definir el límite Cretácico-Triásico (K-T) en los 65,5 ma.
A. B. C. D.
Figura 41. A y B. Meteorito Canyon Diablo y su cráter. C y D. Meteorito Allende (Pueblito de Allende, Chihuaha). Fotos: Wikimedia Commons.
A. B. C.
Figura 42. Tectitas: A. Australita (20 mm, 3,5 g), B. Moldavita (46 mm, 11 g), C. Filipinita (53 mm, 76 g). Fotos: H. Raab en Wikimedia Commons.
Tabla 13. Tipos de meteoritos y sus propiedades Tipo % Composición Comentarios Condritas 86 Códrulos Materia orgánica (aminoácidos) Granos presolares
4.500 ma, cinturón de asteroides
Acondritas 8 Parecidos a las rocas ígneas terrestres Grupos de procedencia:
- Luna (los más jóvenes)
- Marte
- 4 Vesta (4.500 ma) Sideritos 5 Fe (90%) Ni (8,5%) Núcleo de asteroides Siderolitos 1 FeNi y Silicatos
La capa superior está formada por rocas sedimentarias, metamórficas e igneas. Predominan las rocas ricas en sílice y en alumino-silicatos, como granitos. En los libros más antiguos se llama a esta capa SIAL , por Silicio y Aluminio. La capa inferior está formada por rocas metamórficas de alto grado y rocas ígneas más básicas, como los gabros. En los libros más antiguos se llama a esta capa SIMA , por Silicio y Magnesio.
6.3.4.El concepto de litosfera y su importancia en la Geología moderna La litosfera está formada por la parte superior del manto (por encima de la Astenosfera o de la zona más plástica de éste) y la corteza. Ambas son relativamente rígidas y su dinámica parece estar bastante unida. Este hecho es fundamental para entender el concepto de Tectónica de Placas (TdeP) moderno. En la TdeP la parte exterior del planeta está formado por placas de litosfera que se mueve unas respecto a otras como consecuencia de la convección en el manto. La TdeP es fundamental porque explica casi todos los procesos globales de la parte sólida de la Tierra. Entre otras cosas, la TdeP demuestra que el concepto relativamente antiguo del ciclo de las rocas , de Hutton, tiene bastante sentido.
El ciclo de las rocas propone que los materiales de la Tierra (aunque se refiere esencialmente a la litosfera) se reciclan constantemente a través de unos pocos procesos de los que Magmatismo, Metamorfismo, Erosión y Sedimentación son los principales. Un buen ejemplo de este ciclo puede verse en http://www.open2.net/sciencetechnologynature/worldaroundus/toolkit/rockcycle.html o en la 0
Figura 43. Esquema simplificado del ciclo de las rocas
Este ciclo es posible gracias al conjunto de procesos de formación y destrucción de litosfera que predice el modelo de T de P que veremos más adelante.
Roca metamórfica Roca ígnea
Roca sedimentaria
Magma
Meteorización y transporte Sedimento
Meteorización y transporte
Fusión (^) (cristalización)Solidificación
Calor o presión
Calor o presión
Litificación: Compactación y cementación
Meteorización y transporte
6.4. Palabras clave
Las placas actuales se han formado por fragmentación y unión de placas a lo largo de la historia geológica.
- La fragmentación se produce cuando se produce un adelgazamiento de la litosfera por extensión o se produce una rotura por acercamiento. Por ejemplo, el adelgazamiento en el mar Rojo produjo la separación de la placa Africana y la Arábica.
- La unión de placas se produce después del acercamiento de dos placas, formado una cordillera. Por ejemplo, el acercamiento de Europa y Asia dio lugar a los Urales y la placa Euroasiática.
7.2. Distribución geográfica de las placas litosféricas
La Figura 45. representa las quince principales placas actuales (algunas pueden subdividirse en otras placas menores). Las placas más grandes son la Euroasiática, Africana, Norteamericana, Sudamericana, Antártica, Australiana, India y Pacífica. Todas ellas, salgo la Pacífica están compuestas por litosfera oceánica y continental.
Figura 45. Distribución geográfica de las placas litosféricas.
Figura 46. Distribución paleogeográfica de las placas litosféricas.
Esta distribución no ha sido siempre la misma. A los largo de la historia geológica, las placas han ido acercándose o alejándose y, hoy en día, conocemos bastantes la historia de la distribución geográfica
( paleogeografía ). La figura representa la posición de los continentes desde el Pérmico (225 m.a.). Este tipo de reconstrucciones es bastante interesantes (por ejemplo, sirve para entender la presencia de los mismo fósiles terrestres en las dos orillas del atlántico) pero no debe olvidarse que el movimiento aparente de los continentes es el resultado del desplazamiento relativo de placas.
7.3. Los límites entre placas
Hay tres tipos de límites de placa y los tres vienen definidos por el movimiento relativo entre ambas placas. Aunque el movimiento puede ser más complejo, como puede verse en la Figura 47. C, los tres tipos de límite definidos en la Figura 47. A y B, son suficientes para entender los rasgos más importantes de muchos fenómenos terrestres. Los bordes transformantes son equivalentes a profundas fallas de desgarre o en dirección y pueden considerarse neutros en lo que se refiere a creación o destrucción de corteza. Los bordes divergentes crean corteza y los bordes convergentes la destruyen creando un balance bastante equilibrado (si se rompiera el equilibrio la superficie terrestre tendría que crecer o reducirse.
Figura 47. A. Tipos básicos de límite de placa: convergentes, divergentes y transformantes. B. Estructura interna de la litosfera y el manto en los límites de placas (http://pubs.usgs.gov/gip/dynamic/dynamic.html). C. Geometría de los límites de placa en función de los movimientos de las placas.
Convergencia
Transformante
Divergencia
Situaciones complejas
A
B
C
Figura 49. Los tres tipos de bordes destructivos.
Además, en las zonas de subducción se dan abundantes terremotos. Si se estudia la distribución del hipocentro de los terremotos, puede verse que dibujan un plano (plano o zona de Benioff ) que muestra la trayectoria de la litosfera que subduce (Figura 50. ). El descenso de sedimentos a zonas profundas y la fricción produce la fusión de rocas y un magmatismo intermedio o ácido. Como consecuencia, se forma plutones (entre dioritas y granitos) y vulcanismo predominantemente explosivo (con andesitas y riolitas).
Figura 50. La distribución de terremotos en los bordes destructivos o convergentes.
7.3.3.Fallas transformantes Los bordes transformantes son grandes fallas en dirección en los que se dan todos los fenómenos propios de estas fallas. Merece la pena destacar el dinamometamorfismo y los terremotos. La geometría de estas fallas da lugar a dos peculiaridades:
- Cuando las fallas transformantes afectan a una dorsal, el tramo de la falla entre la dorsal desplazada tiene un movimiento aparente contrario al del desplazamiento de la falla.
- Las curvas en la falla dan lugar a fenómenos compresivos y distensivos.
Los bordes destructivos pueden poner en contacto dos litosferas oceánicas, una oceánica y otra continental, o dos continentales. En caso océano-océano, se forma arcos-isla y fosas oceánicas, como ocurre en Japón, en Filipinas o las islas Aleutianas. En el caso océano-continente, la placa oceánica subduce bajo la continental y se forman cordilleras (como en los Andes o las montañas Rocosas) y fosas oceánicas (como ocurre en la costa pacífica de Sudamérica). En el caso continente-continente, la placa más densa puede subducir bajo la más ligera, pero acaba por detenerse el proceso. En este caso, se forman cordilleras de colisión, como en el Himalaya.
En resumen, los elementos más importantes son arcos islas, fosas oceánicas, metamorfismo de contacto y cordilleras.
Figura 51. Fenómenos de los límites de placa transformantes.
7.4. Los fenómenos intraplaca
7.4.1.Bordes continentales pasivos En las placa mixtas, formadas por los dos tipos de litosfera, como en los márgenes occidental y oriental del océano Atlántico, el tránsito entre litosfera oceánica se produce sin fenómenos de subducción. El contacto entre ambas cortezas es un conjunto de fallas entre la corteza oceánica y la continental, que pueden llevar asociados terremotos y vulcanismo.
Figura 52. La estructura de los márgenes continentales pasivos (http://almez.pntic.mec.es/~jmac0005/ESO_Geo/TIERRA/Html/Relieve_c.htm y http://www.educa.madrid.org/web/ies.rayuela.mostoles/deptos/dbiogeo/dbiogeorecursos.htm)
7.4.2.Puntos calientes Bajo la litosfera, la temperatura del manto no es la misma en todos los puntos. En algunos lugares del planeta parece que hay zonas calientes que producen un ascenso de calor (denominadas plumas). En los puntos calientes se produce fusión de magmas y estos pueden alcanzar la superficie atravesando una placa litosférica. Si la placa listosférica está en movimiento respecto al punto caliente, dará lugar a una cadena de volcanes tanto más antiguos cuanto más lejos estén del punto caliente (en el sentido de movimiento de la placa).
Figura 53. Puntos calientes y cadenas volcánicas (Hawai)
America África
Océano Atlántico
8. Deformación de las Rocas
8.1. Relación entre esfuerzo y deformación
Las rocas se deforman cuando son sometidas a esfuerzos, es decir a cualquier fuerza. Las fuerzas a las que son sometidas las rocas derivan de la presión confinante (presión litostática + presión de fluidos) y presiones dirigidas derivadas de movimientos en la corteza (es decir, los movimientos derivados de la dinámica de las placas litosféricas). Los esfuerzos dirigidos pueden describirse en tres grandes tipos (Figura 55. ): — Compresión , cuando hay presiones que tienden a acortar el cuerpo rocoso aproximadamente en la horizontal. — Distensión , cuando hay fuerzas que tienden a alargar el cuerpo rocoso aproximadamente en la horizontal. — Cizalla , cuando hay fuerzas que provocan el deslizamiento de una parte del cuerpo rocoso respecto a otra.
Figura 55. Presión confinante y tipos principales de esfuerzos dirigidos y principales tipos formas de deformación: fallas inversas y pliegues por compresión, fallas directas por distensión y fallas en dirección por cizalla.
El efecto de los esfuerzos sobre un cuerpo sólido se estudia representando la deformación en función de las rocas, tal y como puede verse en la figura 58 6. En un cuerpo ideal, pueden distinguirse los siguientes tipos de deformación: — Deformación elástica. Es deformación que desaparece cuando cesa el esfuerzo. El ejemplo más claro es una goma elástica, pero casi todos los cuerpos sufren este tipo de deformación ante esfuerzos pequeños. — Deformación plástica o deformación dúctil. Es la deformación continua que se mantiene en la roca cuando cesa el esfuerzo. El modelado de arcilla es un buen ejemplo. Hay muchas formas de comportamiento entre la plasticidad de la arcilla y el comportamiento de los fluidos. — Deformación frágil. Es deformación por rotura o fractura, es decir, deformación discontinua.
Los mecanismos de deformación dependen de las condiciones de presión confinante y temperatura. Cerca de la superficie, la mayoría de las rocas se deforman elásticamente y pasan directamente a la rotura, formando fallas. A mayor profundidad, a la deformación elástica le sigue deformación plástica hasta llegar a la rotura, combinación que puede verse en los pliegues-falla. Por último, en condiciones de alta temperatura, la deformación plástica puede evolucionar a un comportamiento fluido, con deformación sin aumento de esfuerzo e incluso la fusión (figura 58 6B)
Compresión Distensión Cizalla
Presión confinante
Figura 56. Diagramas esfuerzo-deformación: A. Comportamiento de un sólido ideal y definición del límite de elasticidad o el punto de rotura: la deformación elástica es reversible cuando cesa el esfuerzo; la deformación plástica y la frágil se mantienen cuando cesa el esfuerzo. B. El comportamiento de varios cuerpos: a. Sin apenas deformación plástica, pasa de la deformación elástica a la rotura. b. Deformación elástica y plástica muy equilibradas. c. La deformación plástica continúa cuando el esfuerzo se mantiene estable. d. La deformación plástica continúa incluso si disminuye el esfuerzo.
La deformación depende de un gran número de factores: temperatura, presión confinante (litostática y fluidos), tipo de esfuerzo y tipo de tipo de roca (figura 58 7): en condiciones de baja presión y temperatura, domina la deformación frágil (ya que la elástica no deja huella); en condiciones de mayor presión y temperatura, domina la deformación plástica, y en condiciones de alta presión y temperatura se pasa a la fusión y el comportamiento de fluidos.
Figura 57. A. Los factores de la deformación. B. Influencia de la presión confinante y la temperatura en la deformación dominante.
8.2. Pliegues: deformación plástica
La deformación plástica de las rocas se observa en la naturaleza tanto a escala macroscópica como microscópica. A simple vista se manifiesta en la formación de pliegues.
8.2.1.Elementos de un pliegue Partiendo del principio de horizontalidad de los estratos, cualquier serie sedimentaria con pliegues indica una fase de deformación plástica. Un estrato inclinado puede haber adquirido su posición por plegamiento o por fractura. Los elementos que describen un estrato u otro plano inclinado aparecen en la Figura 58. Dirección de un plano es el ángulo, medido en un plano horizontal, entre una línea horizontal contenida en ese plano y la línea del norte geográfico. Buzamiento es el ángulo, medido en un plano vertical, entre la línea de máxima pendiente del estrato y una línea horizontal contenida en el mismo plano vertical.
Presión
Temperatura
Plástica
Frágil
Fusión
Presión Temperatura
Esfuerzo Rocas
Deformación
Esfuerzo
Deformación (%)
a
c
d
Esfuerzo
Deformación (%)
Elástica Plástica Frágil
Límite de elasticidad b
A B
