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Partición de tensiones

En geología estructural , la partición de la deformación es la distribución de la deformación total experimentada en una roca, área o región, en términos de diferente intensidad de deformación y tipo de deformación (es decir, cizallamiento puro , cizallamiento simple , dilatación). [1] [2] [3] Este proceso se observa en un rango de escalas que abarcan desde la escala de grano- cristal hasta la escala de placa -litosférica, y ocurre tanto en los regímenes de deformación frágil como plástica. [1] [2] La manera y la intensidad por las cuales se distribuye la deformación están controladas por una serie de factores que se enumeran a continuación. [2]

Factores influyentes

Los cuatro factores que se indican a continuación pueden contribuir, de forma individual o en combinación, a la distribución de la tensión. Por lo tanto, cada uno de estos factores debe tenerse en cuenta al analizar cómo y por qué se distribuye la tensión: [2]

Anisotropía, como estructuras preexistentes, estratificación compositiva o planos de clivaje. Las líneas isotrópicas "separan trayectorias principales mutuamente ortogonales en cada lado. En un campo de deformación plana, la deformación es cero en puntos y líneas isotrópicos, y pueden denominarse puntos neutros y líneas neutras". [4]
reología
condiciones de contorno – las propiedades geométricas y mecánicas y
Orientación de la tensión: ángulos críticos en los que se aplica la tensión. [1] [2] [3]

Subdivisiones

La distribución de las tensiones en la literatura es diversa y se ha dividido en tres subdivisiones según el Instituto Geológico Americano:

superposición de componentes de deformación individuales que producen la deformación finita
la acumulación de tensión influenciada por los materiales constituyentes de la roca y
mecanismos de deformación individuales que contribuyen a producir la deformación finita. [5]

Superposición de componentes de tensión individuales

La superposición de componentes de deformación individuales se puede expresar a escala tectónica involucrando márgenes convergentes oblicuos y regímenes tectónicos de transpresión/transtensión. [1]

Márgenes convergentes oblicuos

Diagrama de bloques que ilustra la distribución de la tensión en un margen convergente oblicuo . La oblicuidad de la convergencia de las placas (flechas azules) induce componentes de tensión que son normales al margen (flecha amarilla) y paralelos al margen (flecha verde). Magnitudes elevadas del componente paralelo al arco inducen una traslación horizontal (flechas rojas) entre la cuña y el tope. Adaptado y modificado de Platt, 1993. [6]

Los márgenes convergentes donde el ángulo de subducción es oblicuo a menudo darán como resultado la partición de la tensión en un componente paralelo al arco (acomodado por fallas de rumbo o zonas de cizallamiento) y un componente normal al arco (acomodado a través de fallas de empuje ). [6] [7] Esto ocurre como una respuesta al esfuerzo cortante ejercido en la base de la placa superior que no es perpendicular al margen de la placa. [6] [7] [8]

Factores fundamentales que controlan la distribución de la tensión dentro de los orógenos oblicuos

Ejemplo: Orógeno del Himalaya

El Himalaya es un orógeno dividido por deformaciones que resultó de la convergencia oblicua entre India y Asia. [9] La convergencia entre las dos masas continentales persiste hoy a una tasa de 2 cm/año. [9] La oblicuidad de la convergencia de las placas aumenta hacia la porción occidental del orógeno, lo que induce una mayor magnitud de división por deformaciones en el Himalaya occidental que en el central. [9]

La tabla que figura a continuación [8] muestra las velocidades relativas de convergencia de la India con Asia. La variabilidad lateral de la velocidad entre las regiones central y marginal del orógeno sugiere que la tensión se reparte debido a la convergencia oblicua. [8] [9]

Transpresión y transtensión

La partición de la deformación es común en los dominios tectónicos transpresivos y transtensivos . [10] [11] Ambos regímenes implican un componente de cizallamiento puro (transpresión – compresión, transtensión – extensivo) y un componente de cizallamiento simple. [3] [10] [11] La deformación puede ser particionada por el desarrollo de una falla de desgarre o una zona de cizallamiento a través de la región de deformación activa. [10] [11]

Ejemplo: Montañas costeras de Columbia Británica

Las montañas costeras de la Columbia Británica se interpretan como un orógeno transpresivo que se formó durante el Cretácico . [12] La subducción oblicua indujo el desarrollo de varias zonas de cizallamiento que se encuentran en paralelo al orógeno. [12] La presencia de estas zonas de cizallamiento sugiere que la tensión se reparte dentro del orógeno costero, lo que dio lugar a una traslación horizontal de los terrenos durante varios cientos de kilómetros en paralelo al orógeno. [12]

Diagrama de bloques que ilustra la diferencia entre la deformación homogénea y la deformación dividida en regímenes tectónicos transpresivos y transtensivos. La división de la deformación se produce mediante el desarrollo de una zona de cizallamiento o de deslizamiento de rumbo (mostrada con flechas rojas) a lo largo de la región de deformación activa (marrón). Adaptación y modificación de (Teyssier et al., 1995; [10] Fossen, 2012; [3] Jones y Tanner, 1995; [1] Sanderson y Marchini, 1984 [13] )

Factorización de deformación

La factorización de deformación es un enfoque matemático para cuantificar y caracterizar la variación de los componentes de deformación en términos de la intensidad y distribución que produce la deformación finita en toda una región deformada. [13] [14] [15] [16] Este esfuerzo se logra a través de la multiplicación de matrices. [14] [15] Consulte la figura a continuación para visualizar conceptualmente lo que se obtiene a través de la factorización de deformación.

Ilustración conceptual de la factorización de la deformación. Se destaca cómo el orden de superposición de los componentes de cizallamiento puros y simples produce geometrías diferentes, ya que la multiplicación de matrices no es conmutativa. Adaptación y modificaciones de Ramsay y Huber, 1983; [14] Ramsay y Huber, 1987 [15]

Influencia de la reología del material rocoso

A escala de grano y cristal, puede producirse una partición de la tensión entre minerales (o clastos y matriz) regida por sus contrastes reológicos . [2] [5] [17] [18] Los minerales constituyentes de diferentes propiedades reológicas en una roca acumularán tensión de manera diferente, induciendo así estructuras y tejidos mecánicamente preferibles. [17] [18]

Ejemplo

Ilustración simplista de los diferentes mecanismos de deformación que producen la deformación finita. Citas para los diferentes tipos de mecanismos de deformación obtenidas de (Passchier y Trouw, 2005) [19]

Las rocas que contienen minerales incompetentes (mecánicamente débiles) como las micas y minerales más competentes (mecánicamente más fuertes) como el cuarzo o los feldespatos , pueden desarrollar una estructura de bandas de corte. [17] [18] Los minerales incompetentes formarán preferentemente las superficies C y los minerales competentes se formarán a lo largo de las superficies S. [17] [18]

Mecanismos de deformación individuales

La partición de la deformación también se conoce como un procedimiento para descomponer la deformación general en mecanismos de deformación individuales que permiten acomodar la deformación. [14] Este enfoque se realiza a partir del análisis geométrico de rocas en la escala de grano-cristal. [14] La partición de la deformación de los mecanismos de deformación incorpora aquellos mecanismos que ocurren tanto de manera simultánea como posteriormente a medida que evolucionan las condiciones tectónicas, ya que los mecanismos de deformación son una función de la tasa de deformación y las condiciones de presión y temperatura. [14] [16] La realización de un procedimiento de este tipo es importante para el análisis estructural y tectónico, ya que proporciona parámetros y restricciones para construir modelos de deformación. [16] [20]

Véase también

Referencias

  1. ^ abcde Jones, Richard; Tanner, PW Geoff (1995). "Partición de deformaciones en zonas de transpresión". Journal of Structural Geology . 17 (6): 793–802. Bibcode :1995JSG....17..793J. doi :10.1016/0191-8141(94)00102-6.
  2. ^ abcdef Carreras, Jordi; Cosgrove, John; Druguet, Elena (2013). "Partición de deformaciones en rocas bandeadas y/o anisotrópicas: implicaciones para inferir regímenes tectónicos". Journal of Structural Geology . 50 : 7–21. Bibcode :2013JSG....50....7C. doi :10.1016/j.jsg.2012.12.003.
  3. ^ abcd Fossen, Haakon (2012). Geología estructural . Nueva York, Estados Unidos: Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-51664-8.
  4. ^ Jean-Pierre Brun (1983) "Puntos y líneas isótropas en campos de deformación", Journal of Structural Geology 5(3):321–7
  5. ^ ab Neuendorf, Kaus; Mehl, James; Jackson, Julia (2005). Glosario de geología (5.ª ed.). Alexandria, VA, Estados Unidos: American Geological Institute. ISBN 978-0-922152-76-6.
  6. ^ abcdef Platt, JP (1993). "Mecánica de la convergencia oblicua". Revista de investigación geofísica . 98 (B9): 16, 239–16, 256. Código Bibliográfico :1993JGR....9816239P. doi :10.1029/93JB00888.
  7. ^ abcde McCaffrey, Robert (1992). "Convergencia oblicua de placas, vectores de deslizamiento y deformación del antearco". Revista de investigación geofísica . 97 (B6): 8905–8915. Código Bibliográfico :1992JGR....97.8905M. doi :10.1029/92JB00483.
  8. ^ abc Syron, Richard; Taylor, Michaeal; Murphy, Michael (2011). "Convergencia oblicua, extensión paralela al arco y el papel del fallamiento de rumbo en el Alto Himalaya". Geosphere . 7 (2): 582–596. Bibcode :2011Geosp...7..582S. doi : 10.1130/GES00606.1 .
  9. ^ abcd Murphy, MA; Taylor, MH; Gosse, J.; Silver, RP; Whipp, DM; Beaumont, C. (2014). "Límite de partición de la deformación en el Himalaya marcado por grandes terremotos en el oeste de Nepal". Nature Geoscience . 7 (1): 38–42. Bibcode :2014NatGe...7...38M. doi :10.1038/NGEO2017.
  10. ^ abcd Teyssier, Christian; Tikoff, Basil; Markley, Michelle (1995). "Movimiento oblicuo de placas y tectónica continental". Geología . 23 (5): 447. Bibcode :1995Geo....23..447T. doi :10.1130/0091-7613(1995)023<0447:OPMACT>2.3.CO;2.
  11. ^ abc Fossen, Haakon; Tikoff, albahaca; Teyssier, cristiano (1994). "Modelado de deformaciones de deformación transpresional y transtensional" (PDF) . Norsk Geologisk Tidsskrift . 74 : 134-145.
  12. ^ abc Chardon, Dominique; Andronicos, Christopher; Hollister, Lincoln (1999). "Patrones y desplazamientos de zonas de cizallamiento transpresivos a gran escala dentro de arcos magmáticos: el complejo plutónico costero, Columbia Británica". Tectónica . 18 (2): 278–292. Bibcode :1999Tecto..18..278C. doi : 10.1029/1998TC900035 .
  13. ^ ab Sanderson, David; Marchini, WRD (1984). "Transpresión". Revista de geología estructural . 6 (5): 449–458. Bibcode :1984JSG.....6..449S. doi :10.1016/0191-8141(84)90058-0.
  14. ^ abcdef Ramsay, John; Huber, Martin (1983). Las técnicas de la geología estructural moderna Volumen 1: Análisis de deformaciones . Londres: Academic Press. ISBN 978-0-12-576901-3.
  15. ^ abc Ramsay, John; Huber, Martin (1987). Las técnicas de la geología estructural moderna Volumen 2: Pliegues y fracturas . Londres: Academic Press. ISBN 978-0-12-576902-0.
  16. ^ abc Evans, Mark; Dunne, William (1991). "Factorización y partición de la deformación en la capa de empuje de North Mountain, Apalaches centrales, EE. UU." Journal of Structural Geology . 13 (1): 21–35. Bibcode :1991JSG....13...21E. doi :10.1016/0191-8141(91)90098-4.
  17. ^ abcd Goodwin, Laurel; Tikoff, Basil (2002). "Contraste de competencia, cinemática y desarrollo de foliaciones y lineaciones en la corteza". Revista de geología estructural . 24 (6–7): 1065–1085. Código Bibliográfico :2002JSG....24.1065G. doi :10.1016/S0191-8141(01)00092-X.
  18. ^ abcd Michibayashi, Katsuyoshi; Murakami, Masami (2007). "Desarrollo de una clivaje de banda de corte como resultado de la partición por deformación". Journal of Structural Geology . 29 (6): 1070–1082. Bibcode :2007JSG....29.1070M. doi :10.1016/j.jsg.2007.02.003. hdl : 10297/508 .
  19. ^ Passchier, Cees; Trouw, Rudolph (2005). Microtectónica (5ª ed.). Nueva York: Springer. ISBN 978-3-540-64003-5.
  20. ^ Mitra, Shankar (1976). "Un estudio cuantitativo de los mecanismos de deformación y la deformación finita en cuarcitas". Contribuciones a la mineralogía y la petrología . 59 (2): 203–226. Bibcode :1976CoMP...59..203M. doi :10.1007/BF00371309.