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Milonita

Milonita anfibolítica que muestra varios porfiroclastos (rotados): en la imagen se ve un granate rojo claro , mientras que por todas partes se pueden encontrar porfiroclastos de feldespato blanco más pequeños. Ubicación: contacto tectónico entre la región del gneis occidental (autóctona) y las rocas de la capa de Blåhø ( alóctona ) en Otrøy , Caledonides , Noruega central .
Una milonita (a través de un microscopio petrográfico ) que muestra los llamados clastos δ rotados. Los clastos muestran que la cizalla fue dextral en este corte en particular. Zona de Strona -Cenery, Alpes del Sur , Italia .
Milonita, Montañas del Búho , Polonia

La milonita es una roca metamórfica compacta de grano fino que se produce por recristalización dinámica de los minerales que la componen , lo que da como resultado una reducción del tamaño de grano de la roca. Las milonitas pueden tener muchas composiciones mineralógicas diferentes ; se trata de una clasificación basada en el aspecto textural de la roca.

Formación

Las milonitas son rocas dúctilmente deformadas formadas por la acumulación de grandes tensiones de cizallamiento en zonas de fallas dúctiles . Hay muchos puntos de vista diferentes sobre la formación de las milonitas, pero en general se acepta que debe haber ocurrido una deformación cristal-plástica y que la fracturación y el flujo cataclástico son procesos secundarios en la formación de las milonitas. No se produce abrasión mecánica de los granos por molienda, aunque originalmente se pensó que este era el proceso que formaba las milonitas, que recibieron su nombre del griego μύλος mylos , que significa molino. [1] Las milonitas se forman a profundidades de no menos de 4 km. [2]

Existen muchos mecanismos diferentes que dan lugar a la deformación cristalino-plástica. En las rocas de la corteza, los procesos más importantes son el deslizamiento por dislocación y el deslizamiento por difusión . La generación de dislocaciones actúa para aumentar la energía interna de los cristales. Este efecto se compensa mediante la recristalización por migración de los límites de grano, que reduce la energía interna al aumentar el área del límite de grano y reducir el volumen del grano, almacenando energía en la superficie del grano mineral. Este proceso tiende a organizar las dislocaciones en límites de subgranos . A medida que se añaden más dislocaciones a los límites de subgranos, la desorientación a través de ese límite de subgranos aumentará hasta que el límite se convierta en un límite de ángulo alto y el subgrano se convierta efectivamente en un nuevo grano. Este proceso, a veces denominado recristalización por rotación de subgranos , [3] actúa para reducir el tamaño medio de grano. El volumen y la difusión de los límites de grano, los mecanismos críticos en el deslizamiento por difusión, se vuelven importantes a altas temperaturas y tamaños de grano pequeños. Por ello, algunos investigadores han argumentado que, como las milonitas se forman por fluencia por dislocación y recristalización dinámica, puede ocurrir una transición a fluencia por difusión una vez que el tamaño del grano se reduce lo suficiente.

Milonita peridotítica en microscopio petrográfico

Las milonitas se desarrollan generalmente en zonas de cizallamiento dúctil donde se concentran altas tasas de deformación . Son las contrapartes corticales profundas de las fallas frágiles cataclásticas que crean brechas de falla . [4]

Clasificación

Interpretación

La determinación de los desplazamientos que se producen en las zonas de milonita depende de la determinación correcta de las orientaciones del eje de deformación finita y de la inferencia de cómo cambian esas orientaciones con respecto al eje de deformación incremental. Esto se conoce como determinación del sentido de corte. Es una práctica común suponer que la deformación es una deformación cortante simple por deformación plana . Este tipo de campo de deformación supone que la deformación se produce en una zona tabular donde el desplazamiento es paralelo al límite de la zona de corte. Además, durante la deformación, el eje de deformación incremental mantiene un ángulo de 45 grados con respecto al límite de la zona de corte. Los ejes de deformación finita son inicialmente paralelos al eje incremental, pero rotan durante la deformación progresiva.

Los indicadores cinemáticos son estructuras en las milonitas que permiten determinar el sentido de cizallamiento. La mayoría de los indicadores cinemáticos se basan en la deformación en cizallamiento simple e infieren el sentido de rotación de los ejes de deformación finita con respecto a los ejes de deformación incremental. Debido a las restricciones impuestas por el cizallamiento simple, se supone que el desplazamiento ocurre en el plano de foliación en una dirección paralela a la lineación de estiramiento del mineral. Por lo tanto, se observa un plano paralelo a la lineación y perpendicular a la foliación para determinar el sentido de cizallamiento.

Los indicadores de sensibilidad al esfuerzo cortante más comunes son las estructuras de C/S, los porfiroclastos asimétricos, los conjuntos de vetas y diques, los porfiroclastos en manto y las fibras minerales. Todos estos indicadores tienen una simetría monoclínica que está directamente relacionada con las orientaciones de los ejes de deformación finitos. Aunque las estructuras como los pliegues asimétricos y los boudinages también están relacionadas con las orientaciones de los ejes de deformación finitos, estas estructuras pueden formarse a partir de trayectorias de deformación distintas y no son indicadores cinemáticos fiables.

Referencias

  1. ^ Lapworth, C. (1885). "La controversia de las Tierras Altas en la geología británica; sus causas, curso y consecuencias". Nature . 32 : 558–559.
  2. ^ Mármol milonítico, alexstreckeisen.it
  3. ^ Urai JL; Means WD; Lister GS «Recristalización dinámica de minerales». Archivado desde el original el 5 de septiembre de 2019. Consultado el 9 de julio de 2016 .
  4. ^ ab Sibson RH (1977). "Rocas de falla y mecanismos de falla" (PDF) . Revista de la Sociedad Geológica de Londres . 133 (3): 191–213. Bibcode :1977JGSoc.133..191S. doi :10.1144/gsjgs.133.3.0191. S2CID  131446805.
  5. ^ Passchier CW (1982). "Pseudotaquilita y desarrollo de bandas de ultramilonita en el macizo de Saint-Barthelemy, Pirineos franceses". Journal of Structural Geology . 4 (1): 69–79. Bibcode :1982JSG.....4...69P. doi :10.1016/0191-8141(82)90008-6.
  6. ^ White JC (1996). "Discontinuidades transitorias revisitadas: pseudotaquilita, inestabilidad plástica y la influencia de la baja presión de fluidos intersticiales en los procesos de deformación en la corteza media". Journal of Structural Geology . 18 (12): 1471–1486. ​​Bibcode :1996JSG....18.1471W. doi :10.1016/S0191-8141(96)00059-4.
  7. ^ Takagi H.; Goto K.; Shigematsu N. (2000). "Bandas de ultramilonita derivadas de cataclasita y pseudotaquilita en granitos, noreste de Japón". Journal of Structural Geology . 22 (9): 1325–1339. Bibcode :2000JSG....22.1325T. doi :10.1016/S0191-8141(00)00034-1.
  8. ^ Ueda T.; Obata M.; Di Toro G.; Kanagawa K.; Ozawa K. (2008). "Terremotos del manto congelados en pseudotaquilitas ultramáficas milonitizadas de facies de espinela-lherzolita" (PDF) . Geología . 36 (8): 607–610. Bibcode :2008Geo....36..607U. doi :10.1130/G24739A.1.
  9. ^ Passchier CW; Trouw RAJ (2013). Microtectónica. Saltador. pag. 106.ISBN 978-3-662-08734-3.
  10. ^ Problema RAJ; Passchier CW; Wiersma DJ (2009). Atlas de Mylonitas y microestructuras relacionadas . Saltador. doi :10.1007/978-3-642-03608-8. ISBN 978-3-642-03607-1.

Enlaces externos