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Determinacion de la deformacion finita en dos secciones distintas (Talas ala Tau, Kirguistan y Zona cantabrica, no de Espana). Relaciones entre litologia y deformacion interna.

RESUMEN: Gracias a los metodos computerizados desarrollados por investigadores del University College of Cork se ha podido caracterizar de forma generalizada y precisa la deformacion interna en dos zonas cinturones de pliegues y cabalgamientos formados en distinto contexto geodinamico: Talas Ma Tau (Kirguistan) y el Manto de Somiedo y Antiforme del Narcea (Zona Cantabrica y la transicion a la Zona Asturoccidental-Leonesa, NO de Espana). Esta caracterizacion ha revelado tasas de deformacion bajas en ambas regiones y los patrones en la distribucion de esta. Ademas ha permitido el estudio de las relaciones entre la deformacion medida, los distintos componentes litologicos y cada uno de los metodos utilizados, con el objetivo de conocer la posible influencia de estos dos ultimos sobre las medidas de deformacion finita realizadas. Los resultados obtenidos con ambos resultaron ser comparables y muestran la inexistencia de un control litologico sobre la deformacion interna entre los tipos de roca estudiados deformados en condiciones de tasas bajas de metamorfismo y deformacion finita.

Palabras clave: Deformacion finita, Talas Ma Tau, Zona Cantabrica, MRL, SAPE, DTNNM.

[Strain analysis in two different cross-sections (Talas Ala Tau, Kyrgyzs Republic and Cantabrian Zone, NW of Spain). The relationship between lithology and strain]

ABSTRACT: The computer Strain Analysis methods developed by University College of Cork researchers llave permitted a large number of analysis and the characterization of finite strain in two different regions with contrasting geodynamic scenanos: The Talas Ala Tau (Tien-Shan, Kyrgyzs Republic) and the Somiedo Nappe and Narcea Antiform (Cantabrian to West Asturian-Leonese Zone boundaw, NW of Spain). The performed analysis have revealed low strain retes and the regional strain trend in both studied areas. This study has also investigated the relationships among the lithology, the used methods and the finite strain in order to know how the different methods applied and the different analysed lithologies could affect the obtained strain values. The results show that the two used measurement methods ate comparable and that the absence of finite strain lithological control in rocks deformed under low metamorphic and low strain conditions.

Key words: Finite strain, Talas Ala Tau, Cantabrian Zone, MRL, SAPE, DTNNM.

INTRODUCCION

Desde los origenes de la geologia estructural se ha intentado conocer cuanto se deforman las rocas internamente en condiciones naturales. Para ello a lo largo de los anos, y desde que RAMSAY en 1967 describiese en su libro Plegamiento y Fracturacion de Rocas los dos primeros metodos desarrollados para medir la deformacion interna presente en las rocas, se han creado muchos metodos distintos con este objetivo. Sin embargo, desde el mismo inicio de la utilizacion de estos metodos, los resultados han sido discutidos, incluso los obtenidos con los medios mas modernos.

En cualquier caso, y pese a que los resultados que se obtienen mediante los distintos metodos de analisis de deformacion finita no son totalmente validos cuantitativamente, estos si lo son cualitativamente y pueden ser utiles, por ejemplo, para establecer tendencias en la deformacion en una region o para la realizacion de estudios comparativos entre distintas zonas.

Ademas, hay que mencionar que durante mucho tiempo ha existido otro problema anadido al analisis de deformacion finita, debido a que la gran mayoria de los metodos desarrollados durante todo este tiempo se basan o bien en la medida de una infinidad de objetos y sus orientaciones por cada muestra, o bien en la medida o dibujo de las relaciones entre los centros de estos objetos. Por esto, para conocer la deformacion de una sola muestra habia primero que llevar a cabo un largo y tedioso trabajo de obtencion de datos. Gracias al advenimiento y desarrollo de nuevas tecnicas informaticas en los ultimos anos del siglo XX y los primeros del XXI, existen en la actualidad una serie de programas que permiten procesar un gran numero de muestras en muy poco tiempo en contraste con los metodos manuales previos.

Para la realizacion de este trabajo de grado se han seleccionado tres programas informaticos desarrollados en los ultimos 5 anos por investigadores de la Universidad de Cork. Estos programas han sido elegidos por ser metodos muy nuevos, rapidos y fiables, con el objetivo de poder analizar una gran cantidad de muestras.

Las zonas escogidas para realizar los analisis de deformacion interna han sido dos cinturones de pliegues y cabalgamientos como son Talas Ala Tau, situado en el Tien Shan Septentrional en Kirguistan y el Manto de Somiedo y el Antiforme del Narcea, situados en la Zona Cantabrica dentro del Orogeno Varisco en el NO de la Peninsula Iberica. Estas regiones han sido seleccionadas porque, a pesar de que son estmcturalmente muy similares y ambas presentan tasas bajas de deformacion interna, en ellas se pueden encontrar algunas diferencias. Estas son la presencia de un clivaje generalizado en Talas Ala Tau que es inexistente en la Zona Cantabrica y la posibilidad de que el origen geodinamico no sea el mismo para Talas Ala Tau que para la Zona Cantabrica, como ya han senalado algunos autores (ABAD et al., 2003a). Estas diferencias permiten hacer comparaciones interesantes entre ambos cinturones. Ademas, ambas zonas poseen abundantes rocas apropiadas para realizar estos tipos de analisis lo cual ha facilitado la obtencion de los resultados.

MARCO GEOLOGICO

Las muestras analizadas durante la realizacion de este trabajo se recogieron en dos cinturones de pliegues y cabalgamientos formados en dos situaciones tectonicas distintas como son el prisma de acrecion correspondiente a un complejo de subduccion (ABAD et al., 2003a) y el antepais de un orogeno (JULIVERT, 1968) que ademas estan formados por litologias muy dispares. En el primer caso es una potente sucesion turbiditica fundamentalmente detritica mientras que en el segundo un "multilayer" de plataforma donde se alteran rocas detriticas y carbonatadas. Estas regiones son respectivamente Talas Ala Tau, situada en la zona septentrional de la cordillera Tien Shan, en Kirguistan y el Antiforme del Narcea y Manto de Somiedo situados en la Zona Cantabrica dentro del Macizo Iberico (Orogeno Varisco) y corresponden a orogenos separados en espacio y tiempo.

Talas Ala Tau se encuentra en Kirguistan (figura 1), que es un pais montanoso situado en el corazon de la cordillera Tien Shan que, tras el Himalaya, es la segunda mas importante de Asia. El Tien Shan es una cadena intracratonica que fue levantada durante el Cenozoico como efecto de la colision de la India contra el continente asiatico en la orogenia Himalayense-Alpina. Tras este levantamiento las montanas fueron rapidamente erosionadas, de forma que afloraron rocas deformadas durante otras orogenias relacionadas con la amalgamacion de Asia (ABDRAKHMATOV et al., 1996; BULLEN et al., 2001).

De acuerdo con la literatura existente la orogenia mas importante que ha sufrido el Tien Shan es la orogenia Uraliana-Mongolica del Paleozoico superior, que es equivalente a la Varisca, y que consistio en un largo periodo de subduccion que termino por cerrar el paleo-oceano del Turkestan como consecuencia de la colision entre el arco de islas Kipchac y el continente Karakum-Tarim (SENGOR et al., 1993; SENGOR & NATAL'IN, 1996). Tradicionalmente la cordillera de Tien Shan se ha dividido en Tien Shan septentrional, central y meridional.

[FIGURA 1 OMITIR]

Mientras que la deformacion en Tien Shan central y meridional esta producida solamente por la orogenia Uraliana-Mongolica, en Tien Shan septentrional se puede reconocer una deformacion anterior correspondiente al ciclo Baikaliense-Cadomiense cuya edad esta datada como Cryogeniense a Ediacarense (denominadas anteriormente como Riffense) o incluso Fanerozoico temprano (?Cambro-Ordovicico?) (KISELEV et al., 1988; ALLEN et al., 2001) que es la responsable de la mayor parte de los cabalgamientos de la zona y produjo un clivaje de plano axial generalizado.

Dentro de Tien Shan septentrional, Talas Ala Tau es uno de los afloramientos mas importantes de rocas precambricas en la region. Estas rocas son principalmente sedimentarias, de edades Cryogeniense y Ediacarense (KOROLEV & MAKSUMOVA, 1980; KISELEV & KOROLEV, 1981) y afloran en dos dominios separados por cabalgamientos llamados Manto de Uzunakhmat (al SO) y Manto de Karagoin (al NE). El cabalgamiento que separa ambos dominios es el cabalgamiento de Kumyshtak cuyo desplazamiento no es conocido, pero se estima en mas de 10 km (ABAD et al., 2003a). El cinturon de pliegues y cabalgamientos de Talas Ala Tau esta limitado al SE por la falla Talas-Fergana (BURTMAN et al., 1996), una de las estructuras mas importantes de Asia central. Es una falla de desgarre dextra de escala continental y con un desplazamiento de mas de 220 km. Debido a ello la falla imposibilita cualquier intento de continuar cualquier corte o analisis al S de la misma (ABAD et al., 2003a).

El Manto de Uzunakhmat esta compuesto por una secuencia de mas de 3 km de potencia, con las formaciones Bakair, Karabura y Uzunakhmat de edades Cryogeniense a Ediacarense (KISELEV & KOROLEV, 1981), mientras que el Manto Karagoin esta formado por el Grupo Karagoin que contiene de muro a techo las formaciones Chondzol, Tagyrtau, Chydygolot, Birbulak, Urmaral, Chokutash y Kyzybel (MAKSUMOVA, 1980) de edades Cryogeniense a Ediacarense. Sobre todas las formaciones citadas en Talas Ala Tau se situan discordantes unas calizas ordovicicas, lo que nos indica que existe un proceso de deformacion precambrico o cambrico. En este dominio las rocas del Paleozoico inferior estan ligeramente plegadas durante la orogenia Uraliana y se interpreta que fue tambien en este momento cuando los granitos presentes fueron intruidos. Ademas la orogenia Himalayense produjo la rotacion y basculamiento de muchas de las estructuras preexistentes (figura 2).

Hasta ABAD et al. (2003a) existian muy pocos estudios sobre el metamorfismo de la zona; tan solo FORLOVA (1982) hacia referencias indicando que en el Manto de Uzunakhmat el metamorfismo aumenta hacia el S alcanzando la facies de esquistos verdes y consideraba al Manto de Karagoin ametamorfico. ABAD et al. (2003) estudian el metamorfismo de la region a partir de la cristalinidad de los filosilicatos. Sus resultados indican muy bajo grado con temperaturas inferiores a los 300 [grados] que disminuye de SO a NE. Por otra parte, hallan una alta variabilidad de contenidos fengiticos en las micas estudiadas y lo interpretan como el resultado de una descompresion desde una presion de al menos 8 kbar. Estos resultados no concuerdan con el metamorfismo correspondiente a un cinturon de pliegues y cabalgamientos formado en un antepais. Los autores proponen en base a la estructura, al metamorfismo y a la semejanza con complejos de subduccion actuales, este mismo origen para este cinturon de pliegues y cabalgamientos.

[FIGURA 2 OMITIR]

Las muestras tomadas en la region de Talas Ala Tau, tanto las del Manto de Uzunakhmat como las del Manto de Karagoin, son areniscas que se pueden clasificar composicionalmente como subarcosas o sublitarenitas con bastante matriz, grauvacas feldespaticas o grauvacas liticas (figura 3), con contenidos de matriz siempre superiores al 5% y que pueden alcanzar el 40% y con un "sorting" que oscila entre malo y muy malo. El contenido en cuarzo es como minimo el 20% y en general superior al 40% alcanzando en algunas muestras el 85%. El de feldespato, sin embargo, en ningun caso supera el 15% mientras que los fragmentos de roca son habitualmente mas comunes y llegan a alcanzar el 40% aunque la proporcion de estos mas frecuente se situa entre el 15% y el 20%. En muchas de estas muestras aparecen proporciones de cemento carbonatado que habitualmente oscilan entre el 0% y el 10% aunque no en pocas muestras es superior a estas cifras, con valores que pueden llegar hasta el 40% y una muestra cuya proporcion es del 80% (figura 3E). Los minerales opacos son poco frecuentes y en general no superan el 5% de la muestra.

El Antiforme del Narcea y el Manto de Somiedo (figura 5) son unidades colindantes aunque presentan algunas caracteristicas distintas. Ambas estan situadas dentro del Macizo Iberico que corresponde a uno de los afloramientos del Orogeno Varisco de Europa. En el Antiforme del Narcea (MARCOS, 1973) se situa el limite entre la Zona Cantabrica y la Zona Asturoccidental-Leonesa y ademas es el transito entre las zonas externas e internas del orogeno. Aunque la etapa de deformacion mas importante que se reconoce en el Antiforme del Narcea corresponde con la orogenia Varisca, la serie Fanerozoica se situa discordante sobre la Formacion Pizarras del Narcea que es precambrica. Esto indica que existe en estas rocas una deformacion anterior, en concreto Cadomiense, e incluso algunos autores como DIAZ GARCIA (2006) piensan que el clivaje que se reconoce en esta formacion es de dicha edad.

La estructura Varisca mas importante en esta zona es el propio antiforme. Este es asimetrico con el flanco occidental muy deformado en varias etapas, mientras que el flanco oriental tiene una deformacion menor. Entre ellos se encuentra el cabalgamiento de La Espina, que es un cabalgamiento ductil que superpone las rocas proterozoicas sobre las fanerozoicas o duplica las proterozoicas y es mas en concreto el limite neto entre la Zona Cantabrica y la Zona Asturoccidental-Leonesa (GUTIERREZ-ALONSO, 1992, 1996 y 2004). La deformacion Varisca en el flanco occidental del antiforme se caracteriza por pliegues de eje subvertical acompanados de un clivaje de plano axial que correlaciona con la D1 descrita en la Zona Asturoccidental-Leonesa sobre los que se superponen dos zonas de cizalla ductil de espesor kilometrico, relacionadas con el desarrollo de los cabalgamientos de La Espina y de Trones (GUTIERREZ-ALONSO, 1992), que conllevan decenas de kilometros de desplazamiento. La deformacion relacionada con estas zonas de cizalla corresponde a la fase D2 que acompana a los grandes cabalgamientos de la Zona Asturoccidental-Leonesa. Tambien se ha descrito deformacion posterior que afecta a las zonas de cizalla y produce clivajes de crenulacion subverticales y fallas normales (GUTIERREZ-ALONSO, 1992). El flanco E, por otro lado, presenta dos ventanas tectonicas: la de Narcea en la zona de estudio y la de Villabandin (PEREZ-ESTAUN, 1971) al sur, que constituyen el muro del Manto de Somiedo-Correcilla (JULIVERT et al., 1968, 1977; BASTIDA et al., 1984) que es la unidad mas occidental de la Zona Cantabrica.

[FIGURA 3 OMITIR]

El Manto de Somiedo se encuentra en la Zona Cantabrica que es la zona externa del Orogeno Varisco. Esta caracterizada por una tectonica epidermica donde las estructuras principales son los pliegues y cabalgamientos y donde apenas se han desarrollado la deformacion interna y los clivajes y foliaciones tectonicas. El metamorfismo en la Zona Cantabrica es casi inexistente, tan solo en algunos lugares se ha identificado mediante los metodos de cristalinidad de illita y de alteracion del color de los conodontos, metamorfismo de grado muy bajo o de bajo grado, principalmente, en los sectores O y NO de la Zona Cantabrica (GARCIA-LOPEZ et al., 2007), mientras que en la Zona Asturoccidental-Leonesa es mayor (ABAD et al., 2003b). En el Manto de Somiedo se reconoce la existencia de una asociacion de cabalgamientos tipo duplex (GUTIERREZ-ALONSO, 1987) generada despues del despegue principal del manto y que fosiliza un clivaje relacionado con pliegues de eje vertical. La intensidad de este clivaje disminuye hacia el E de la misma manera que la deformacion interna y el metamorfismo (GUTIERREZ-ALONSO, 1996; GUTIERREZ-ALONSO & NIETO, 1996).

Las distintas muestras analizadas, como se puede observar en el mapa, donde aparecen marcadas con una estrella y un numero en su interior, proceden de: la Formacion Pizarras del Narcea (LOZTE, 1956), tambien conocida como Pizarras de Mora, que consiste en una alternancia de pizarras y areniscas con predominio de las primeras; su edad se situa en torno a los 600 m.a. (GUTIERREZ-ALONSO & FERNANDEZ-SUAREZ, 1996); la Formacion Herreria y el Grupo Candana que es su equivalente en la Zona Asturoccidental-Leonesa son areniscas feldespaticas con intercalaciones de conglomerados, pizarras y dolomias pertenecientes al Cambrico inferior y se disponen discordantes sobre las Pizarras del Narcea; la Formacion Oville son pizarras con intercalaciones de areniscas del Cambrico medio; la Formacion Barrios es equivalente en facies a la Cuarcita Armoricana, son cuarcitas con intercalaciones pizarrosas y conglomeraticas; San Pedro, que son areniscas ferruginosas cuyo techo ya se adentra en el Devonico inferior y Huergas que son areniscas pizarrosas datadas por su fauna como Eifelinse-Givetiense.

Las muestras tomadas en el Antiforme del Narcea pertenecen a la Formacion Pizarras del Narcea, que tienen un "sorting" malo o muy malo y tamano de grano fino, y al Grupo Candana, que es el equivalente en la Zona Asturoccidental-Leonesa a la Formacion Herreria de la Zona Cantabrica, que puede tener contenidos en matriz relativamente altos aunque en las muestras estudiadas no supera el 10% o 15%. Las del Manto de Somiedo pertenecen a varias formaciones siliciclasticas y son, en general, cuarcitas bien seleccionadas o areniscas con muy alto contenido en cuarzo, como la Formacion Herreria o la Formacion Barrios; algunas de estas presentan cemento ferruginoso, en concreto, las correspondientes a la Formacion San Pedro. En general, carecen de matriz o los porcentajes son muy bajos, en todo caso inferiores al 5% (figura 6).

[FIGURA 4 OMITIR]

En las dos zonas estudiadas existen trabajos previos que han caracterizado la deformacion finita usando metodos clasicos tipo [R.sub.f]/[conjunto vacio] y Fry (KHUDOLEY, 1993; VOITENKO et al., 2004; GUTIERREZ-ALONSO & NIETO, 1996; GUTIERREZ-ALONSO, 1996). Los valores de relacion axial de la elipse de deformacion [R.sub.s] obtenidos con anterioridad por KHUDOLEY (1993) para Tien Shan oscilan entre 1,2 y 6,2 mientras que VOITENKO et al. (2004) proponen valores entre 1,1 y 2. En ninguno de estos trabajos se indica ningun gradiente especifico en ninguna direccion. Por otro lado, Gutierrez-Alonso & Nieto obtienen valores para la Zona Cantabrica que varian entre 1 y 3 con la caracteristica de que estos se incrementan hacia el O, hacia el cabalgamiento de La Espina.

METODOLOGIA

Para la realizacion de este estudio se han analizado 84 laminas delgadas, 67 procedentes de Talas Ala Tau y 17 del Antiforme del Narcea y Manto de Somiedo. Estas laminas delgadas estaban ya cortadas y en su mayoria ya no existia la muestra de mano de la que proceden. La mayoria de las laminas delgadas estudiadas en este trabajo fueron cortadas perpendiculares a los ejes de los pliegues y paralelas a la lineacion de estiramiento siempre que esta existiese. Tambien se disponia de 12 laminas cortadas perpendicularmente a esta seccion, de las cuales tan solo una de ellas correspondia a la Peninsula Iberica. En cada una de las laminas se han hecho como minimo tres fotografias para realizar al menos dos analisis de deformacion interna por lamina, seleccionando tal y como senalan MEERE & MULCHRONE (2003) 150 granos en cada una para que los datos sean estadisticamente validos.

Para la realizacion de los distintos analisis se han usado los metodos informaticos desarrollados por el University College of Cork (UCC) perteneciente a la Universidad Nacional de Irlanda (MULCHRONE et al., 2001, 2003, 2004, 2005; MULCHRONE, 2002, 2005; MEERE et al., 2003). Estos programas son: SAPE, utilizado para la realizacion de las medidas necesarias; para llevar a cabo los analisis se utilizo SAPE (MULCHRONE, MEERE & CHOUDRY, 2005). Este ajusta la mejor elipse posible a un cuerpo con forma arbitraria, de el se obtienen todos los parametros necesarios para realizar cualquier analisis de deformacion finita (MULCHRONE & CHOUDRY, 2004); MRL (MULCHRONE et al., 2003), que es un metodo tipo [R.sub.f]/[conjunto vacio] (RAMSAY, 1967; ROBIN, 1977; RAMSAY & HUBER, 1983) utilizado para medir la deformacion finita en los granos y, por ultimo, se utilizo DTNNM (MULCHRONE, 2002), que es un metodo centro a centro que aplica la triangulacion de Delaunay al "Nearest Neighbour Method" (RAMSAY, 1967) con el objetivo de medir la deformacion finita general en la roca. En este trabajo DTNNM se uso de una forma particular, ya que dadas las caracteristicas petrograficas de la mayoria de las muestras de Kirguistan y de varias de la Zona Cantabrica, las cuales tenian un "sorting" pobre o muy pobre y un alto contenido en matriz, los granos estaban en general demasiado separados como para que este metodo funcionase de forma correcta, de manera que se opto por exportar la nube de puntos que muestra el programa y ajustar manualmente, con la ayuda de un programa de dibujo, la mejor elipse de deformacion a la zona sin puntos en los alrededores del punto central, es decir, utilizamos este programa para realizar el metodo de Fry Normalizado y mejorado (FRY, 1979; ERSLEV, 1988; ERSLEV & GE, 1990).

[FIGURA 5 OMITIR]

RESULTADOS

Los resultados de deformacion finita obtenidos a partir de los analisis realizados se han situado geograficamente y se ha representado el valor obtenido bajo los cortes. En la figura 7 aparecen los realizados en Talas Ala Tau senalados y numerados cada uno dentro de la zona de estudio, donde el numero 1 corresponde al valle de Postunbulak, el numero 2 al valle de Beskol, el 3 al valle de Urmarai y el 4 al valle de Karabura. Por otro lado, la figura muestra la situacion del unico corte realizado a traves del Antiforme del Narcea y Manto de Somiedo.

En el corte del valle Postunbulak (figura 8) se puede observar que la relacion entre los ejes de la elipse ([R.sub.s]) de deformacion es bastante variable, desde valores cercanos a 1, es decir, carentes de deformacion, hasta valores superiores a 2, lo cual representa una deformacion interna moderada. Se puede advertir que en general la deformacion aumenta hacia los cabalgamientos y disminuye en las zonas alejadas de los mismos. Los resultados obtenidos para el corte del valle de Beskol (figura 9) presentan un [R.sub.s] menos variable que en ningun caso sobrepasa el valor 1,8 y cuyo valor minimo ronda 1,1. Sin embargo, muestra la misma relacion entre la deformacion interna y la deformacion macroscopica que la anterior figura, es decir, la deformacion finita aumenta segun este la muestra mas cercana a un cabalgamiento. Menos resolutivos son los resultados obtenidos en el corte del valle de Urmaral (figura 10) donde tan solo se han analizado tres muestras, con lo que es dificil obtener alguna conclusion. Mientras que los datos para [R.sub.s] obtenidos segun MRL son bastante moderados, entre 1,2 y 1,5, los obtenidos mediante el metodo de Fry son bastante mas altos, donde el menor corresponde a 1,5 y el mayor a 1,8. El ultimo de los cortes analizados en Talas Ala Tau es el correspondiente al valle de Karabura (figura 11). En este corte los resultados obtenidos mediante el metodo MRL son bastante uniformes con valores [R.sub.s] que rondan 1,4 y los obtenidos segun el metodo de Fry son mas dispares y sus valores oscilan entre 1,3 y 2,2, pese a las diferencias se observa un paralelismo entre las dos lineas. Si se analiza el grafico detenidamente parece que los valores mas altos de deformacion finita corresponden a las zonas donde los pliegues estan mas apretados y han sido retrovergidos por la orogenia Himalayense. Finalmente en la figura 12 se presenta un corte compuesto a partir de los cuatro anteriores donde se muestra la deformacion finita regional para Talas Ala Tau.

Por otro lado, el corte correspondiente al Antiforme del Narcea y el Manto de Somiedo (figura 13) indica unos valores de deformacion finita en general mas bajos que los obtenidos para las muestras de Kirguistan y muestran un estilo totalmente distinto. En esta seccion se puede observar como la deformacion finita es relativamente alta en las muestras tomadas en la Zona Asturoccidental-Leonesa, donde [R.sub.s] se situa entre 1,2 y 2,2 y cuyos valores mas elevados los presentan los resultados de las muestras tomadas justo al O del cabalgamiento de La Espina, en las Pizarras del Narcea, que corresponde a la zona de transicion entre la zona interna y externa del orogeno. Sin embargo, en las muestras de la Zona Cantabrica las estructuras se producen sin que se observe una deformacion finita que modifique sustancialmente sus caracteristicas originales, si bien esta presenta unas caracteristicas muy homogeneas, con valores de [R.sub.s] que rondan en general entre 1 y 1,2, con la excepcion de las dos muestras tomadas en las cercanias del cabalgamiento de La Espina (muestras 15 y 16) que alcanzan valores mayores, probablemente relacionados precisamente con la proximidad a este cabalgamiento y a otros dos menores muy proximos.

[FIGURA 6 OMITIR]

Para comprobar la forma general de los elipsoides se han representado en dos graficos de Flinn (FLINN, 1956) las 12 muestras de las que se disponia de las dos secciones (figura 14), uno para cada metodo utilizado. En estos podemos observar como las muestras estudiadas por ambos metodos de Talas Ala Tau se encuentran en el campo de los elipsoides aplastados o intermedios con la excepcion de dos muestras para el metodo MRL que ademas quedan bastante cercanas al campo de los elipsoides intermedios y tres para el metodo de Fry aunque una de ellas esta casi sobre la linea. Estas muestras son las numero 82 y 86 para d metodo MRL y las mismas ademas de la 31 para el metodo de Fry. La unica muestra correspondiente al Antiforme del Narcea aparece en el campo de los elipsoides alargados tanto para el metodo MRL como para el metodo de Fry. Sin embargo, sabemos por trabajos previos (GUTIERREZ-ALONSO & NIETO, 1996) que la forma general de los elipsoides en la zona de estudio es aplastada.

Tambien se han representado los distintos valores obtenidos de [R.sub.s] en funcion de las diferentes caracteristicas petrograficas ya que todas esas diferencias pueden condicionar la medida de deformacion finita. Asi en la figura 15A se puede observar la relacion entre [R.sub.s] y la cantidad de matriz. En la figura 15B la existente entre [R.sub.s] y el tamano de grano. Ademas se ha hallado para las muestras de Talas Ala Tau, dado que las mueStras de la Zona Cantabrica y Asturoccidental-Leonesa carecen de estos componentes, la relacion entre [R.sub.s] y el porcentaje de carbonato, fragmentos de roca y feldespatos (figura 16A, B y C respectivamente).

Ademas se han analizado los tipos de poblacion a los que pertenece la deformacion finita en cada una de las dos regiones estudiadas y para cada metodo. Para ello hemos elaborado histogramas de frecuencias en los que se ha representado la frecuencia de las relaciones axiales medidas para cada metodo y region estudiada ademas de realizar una pequena estadistica (figura 17) y se ha realizado un analisis fractal (figura 18). Se observa que la poblacion resulta ser log-normal tanto las muestras de Talas Ala Tau como las de la Peninsula Iberica individualmente, como representadas a la vez pese a que las rocas de las dos zonas son bastante diferentes. Ademas, al comparar los datos numericos podemos observar que las desviaciones tipicas obtenidas en ambos casos son practicamente identicas.

[FIGURA 7 OMITIR]

Muchos fenomenos geologicos y naturales son invariables en funcion de la escala; es decir, resulta dificil o imposible conocer el tamano del mismo en una fotografia si no existe al lado una escala, como ocurre, por ejemplo, con los pliegues, conjuntos de fracturas y fallas. Esta invariabilidad se da tambien en los terremotos, las erupciones volcanicas, los depositos minerales, la cristalizacion de algunos minerales, la disposicion de una hoja de helecho o el romanescu que es un tipo de brocoli. Basandose en estos fenomenos, MANDELBROT en 1967 introdujo el concepto "fractal". Existen distintos tipos de fractales, autosimilares, como las poblaciones de fracturas (MARRET & ALLMENDIGER, 1991, 1992; TURCOTTE, 1992; ARCOS FERNANDEZ, 1999), autoafines, como la distribucion de pliegues en un sinclinorio (WU, 1993) y multifractales, que son fenomenos en los que se observan mas de dos comportamientos fractales simultaneos. Pese a sus diferencias significan aproximadamente lo mismo, algo que es fractal se comporta igual (en el caso de los autosimilares) o parecido (en el caso de los autoafines) independientemente de la escala en la que se mida. El analisis fractal de [R.sub.s] para cada metodo y zona (figura 18) muestra que la deformacion finita se comporta fractalmente en cada una de las regiones estudiadas, sin embargo, y al contrario que con el tipo de poblacion, al representar ambas poblaciones juntas no se comportan como una unica sino que se pueden observar ambas.

[FIGURA 8 OMITIR]

[FIGURA 9 OMITIR]

[FIGURA 10 OMITIR]

[FIGURA 11 OMITIR]

[FIGURA 12 OMITIR]

[FIGURA 13 OMITIR]

[FIGURA 14 OMITIR]

Por ultimo, se realizo una comparacion entre los dos metodos utilizados MRL y Fry (figura 19). Es importante destacar que cada uno de los dos metodos utilizados miden de forma distinta la deformacion finita y que por ello es util el uso de ambos a la vez con el objetivo de determinar la deformacion interna en los granos y en el total de la roca. Tambien es cierto que pese a estas diferencias ambos metodos miden en teoria lo mismo, por lo tanto el resultado debe ser similar. Como era esperado entre los dos metodos existe una correlacion, aunque no es optima, pero existe.

DISCUSION

Tras representar graficamente el tamano medio, cantidad de matriz frente a [R.sub.s] de las muestras estudiadas tanto para el metodo MRL como para el metodo de Fry (figuras 15 y 16) se aprecia que no existe ninguna correlacion entre ninguno de los parametros y [R.sub.s]. En la grafica del tamano medio de grano los puntos correspondientes a las muestras procedentes de la Peninsula Iberica, se observan dos tendencias: una casi vertical que corresponde con las muestras que presentan los menores tamanos de grano, que son las muestras procedentes de las formaciones Pizarras del Narcea, Oville y Huergas; y la segunda tendencia que es aproximadamente horizontal y corresponde con los valores de relacion axial mas cercanos a 1,0, es decir, las muestras que apenas presentan deformacion interna. Aunque puede parecer que existe una correlacion entre la deformacion y el tamano de grano, esta conexion es un artefacto. Estas dos tendencias se explican por la coincidencia y por el diferente estilo de deformacion que caracteriza a las zonas internas y externas de los orogenos, y ya que, en este caso en particular, la mayoria de las muestras tomadas en una zona interna de un orogeno y, por lo tanto, mas deformadas internamente, son las de menor tamano de grano, en concreto todas las tomadas en la Formacion Pizarras del Narcea. De la misma manera las relaciones entre la proporcion de carbonato, feldespato y fragmentos de roca medida en las muestras estudiadas de Talas Ala Tau y [R.sub.s] resultaron ser tambien inexistentes. La ausencia de correlacion entre los parametros petrologicos y [R.sub.s] indica que estos parametros no ejercen ningun control sobre las medidas de deformacion efectuadas en ninguno de los dos casos de estudio.

[FIGURA 15 OMITIR]

[FIGURA 16 OMITIR]

[FIGURA 17 OMITIR]

[FIGURA 18 OMITIR]

[FIGURA 19 OMITIR]

Por otro lado y aunque los datos regionales presentados anteriormente muestran que la deformacion no se produce de identica forma en ambos lugares, los resultados se comportan estadisticamente igual, es decir, son el mismo tipo de poblacion tanto representados de forma separada como en conjunto (figura 17). Sin embargo, no es tan sorprendente ya que por otra parte el comportamiento log-normal es uno de los mas comunes, si no el mas comun, en la naturaleza (LIMPERT et al, 2001), y es asumible que todas las zonas de bajo grado de deformacion interna se comporten de la misma manera. Esta conclusion esta apoyada por el hecho de que las desviaciones tipicas sean casi identicas en ambos casos. Sin embargo, las poblaciones fractales (figura 18) no se comportan como una unica al mostrarse juntas, lo que indica que han existido diferentes mecanismos de deformacion interna en cada una de las regiones. Esta afirmacion apoya la hipotesis propuesta por ABAD et al. (2003a) de que ambos cinturones de pliegues y cabalgamientos tienen un origen muy distinto.

Los resultados obtenidos con ambos metodos correlacionan aunque sea de forma grosera (figura 19). Esto indica que los resultados obtenidos con ambos metodos son comparables en muestras con bajas tasas de deformacion independientemente de la cantidad de matriz, tamano de grano u otras caracteristicas petrograficas.

CONCLUSIONES

La utilizacion de tecnicas informaticas aplicadas al analisis de deformacion finita permite realizar en poco tiempo una gran cantidad de analisis, en contraposicion a las tecnicas clasicas. Este hecho permite la realizacion de estudios de detalle en amplias regiones y estudios comparativos con un numero suficiente de datos.

Las tasas de deformacion interna en dos regiones correspondientes a cinturones de pliegues y cabalgamientos son muy bajas y similares en donde [R.sub.s] oscila entre 1 y 2,5 aunque se corresponden en principio con ambientes geodinamicos diferentes (figuras 8 a 13). Aun asi, y en general, Talas Ala Tau esta mas deformado, lo que concuerda con la presencia de un clivaje de plano axial generalizado en todas las rocas mientras que en la Zona Cantabrica este clivaje aparece solo de formal local.

Los resultados obtenidos para Talas Ala Tau son en parte diferentes a los presentados en el estudio de KHUDOLEY (1993) y, sin embargo, son similares a los presentados por VOITENKO et al. (2004). No obstante, sorprende que el valor de la deformacion finita sea tan grande en una zona de tan bajo metamorfismo. Mientras, los resultados obtenidos para las muestras del Antiforme del Narcea y el Manto de Somiedo son muy parecidos, aunque algo menores, a los presentes en trabalos previos.

Mientras que en las muestras procedentes de Talas Ala Tau se observan variaciones bastante importantes en los resultados de deformacion finita en funcion de accidentes locales, mas en concreto la relacion axial de las elipses de deformacion aumenta hacia los cabalgamientos, debido a deformacion por cizalla simple y sin embargo no se observa en esta region ningun gradiente de deformacion en una direccion concreta, hacia la parte mas interna del orogeno. En las muestras tomadas en la Peninsula Iberica se observa una deformacion en el Manto de Somiedo muy baja o nula sin que se aprecie ningun gradiente hacia el O en el Manto de Somiedo, no obstante, este gradiente si se observa en las muestras tomadas en el Precambrico del flanco oriental del Antiforme del Narcea, que corresponde a la Zona Cantabrica. Por otra parte, las muestras analizadas en el flanco occidental del Antiforme del Narcea, que se situa ya en la Zona Asturoccidental-Leonesa, presentan, como es predecible para una zona de cizalla, valores mas altos de deformacion interna. Ademas los valores obtenidos en las muestras tomadas dentro de la Zona Asturoccidental-Leonesa, pero fuera de la zona de cizalla, son mas altos que los obtenidos en la Zona Cantabrica, pero menores que los de la zona de cizalla. Este resultado tambien era esperable puesto que la Zona Asturoccidental-Leonesa corresponde con las zonas internas del Orogeno Varisco.

No ha sido posible evaluar en las muestras procedentes de Talas Ala Tau que parte de la deformacion fue asumida por disolucion por presion, aunque en las laminas delgadas de las areniscas apenas se aprecia mientras que es muy evidente en las rocas carbonatadas. Queda por resolver en el futuro si esta deformacion por disolucion por presion de las calizas es igual a la deformacion interna presente en las areniscas.

Del estudio realizado tambien se ha podido conocer que los resultados obtenidos no dependen de la litologia, composicion mineral o tamano de grano. Tambien, que los dos metodos distintos utilizados son comparables.

Ademas, los resultados obtenidos con cada uno de los metodos representan poblaciones log-normal tanto individualmente como en conjunto para Talas Ala Tau como para la Zona Cantabrica. Aunque dos regiones no son suficientes como para generalizar, los resultados invitan a esperar que la deformacion interna se distribuya de esta manera en otros cinturones de pliegues y cabalgamientos.

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo ha sido Financiado con el proyecto CGL2006-00902 (Oroclinales y Delaminacion: Relaciones y Efectos) del Ministerio de Educacion y Ciencia y por una "Ayuda destinada a contratar Personal Investigador de reciente titulacion universitaria" de la Junta de Castilla y Leon.

(FECHA DE RECEPCION: 2008-08-22) (FECHA DE ADMISION: 2008-09-11)

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ANEXO

En este anexo se presentan todos los resultados obtenidos. El codigo de muestras utilizado es sencillo: las muestras procedentes de Talas Ala Tau estan etiquetadas con una K y las procedentes del NO de Iberia con SOM.

Daniel PASTOR-GALAN (*)

Gabriel GUTIERREZ-ALONSO (*)

Patrick MEERE (**)

Kieran MULCHRONE (**)

(*): Departamento de Geologia. Universidad de Salamanca. 37008 Salamanca, Espana.

(**): University College of Cork. Republica de Irlanda
Determinacion de la deformacion finita en dos secceiones distintas
(Talas Ala Tau, Kirguistan y zona cantabrica, NO de Espana).
Relaciones entre litologia y deformacion interna

                                                       [conjunto
                             [conjunto    [R.sub.s]      vacio]
                [R.sub.s]      vacio]     medido con   medido con
MUESTRA           medido       medido       metodo       metodo
                 con MRL      con MRL       de Fry       de Fry

k3-1               1,45        -2,63         1,78        8,033
k3-2               1,38         1,71         1,5         -73,18
k3-4               1,52        -1,34         2,61        77,36
k5-1               1,74         9,14         1,6         -70,32
k8-2               1,29         2,3          1,05        53,53
ki3-2               2           1,55         1,63        -83,25
k17-1              1,51         4,18         1,64        -72,02
k17-3              1,2          1,34         1,12        41,77
k20-3              1,33         8,15         1,75        57,82
k31A-1             1,53        24,89         1,57        -49,33
k31A-4             1,46        13,07         1,67        -67,73
k31B-2             1,38        10,44         1,08        80,25
k33-1              1,87         7,68         1,7         88,95
k33-3              1,79         8,49         1,47        -58,91
k35-1              1,35        -17,62        1,74        77,34
k35-4              1,41        -30,64        1,36        57,66
k3G-1              1,45         2,37         2,08        -79,15
k3G-2              1,66        11,82         1,66        -73,88
k39-2              1,74         7,05         2,49        -77,78
k40a-1             1,86        11,54         1,8         -75,08
k40a-4             2,01         9,71         1,47        -78,5
k40b-2             2,01         5,13         2,2         -70,44
k42-1              1,34         21,6         2,13        85,76
k42-2              1,45         6,14         1,34        -79,01
k43-3              1,54         8,03         1,75        77,32
k43-4              1,61         0,4          1,81        75,88
k44-1              1,55        17,35         1,34        -59,93
k44-3              1,5         17,32         1,23        -56,76
k45-2              1,33        -15,12        1,26        67,65
k45-4              1,24        -6,35         1,42        -73,19
k4Ga-1             1,28        21,18         1,3         -52,11
k46a-3             1,4         15,07         1,44        -68,53
k4Gb-2             2,38         2,75         1,27        85,23
k4Gb-4             2,31         2,04         2,05        86,21
k47-1              1,51        11,18         1,82        -86,81
k47-3              1,61         7,65         1,44        -59,35
k48-4              1,52        22,03         1,53        -76,84
k49-1              1,47        24,08         1,35        -49,89
k49-4              1,51        21,52         1,36        38,67
k52-2              1,42         8,62         1,76         1,11
k52-3              1,43         9,77         1,34        -80,27
k54A-1             1,33         4,87         1,66        84,39
k54A-4             1,31        -3,46         1,66        84,39
k54B-2             1,95        -0,73         1,95        82,23
k55-1              1,45         7,94         1,45        -88,7
k55-4              1,45         2,83         1,41        -69,39
k57-1              1,66         5,44         1,57        -71,06
k57-2              1,71         2,87         1,75        84,57
k57-3              1,74         0,77         1,33        -75,09
k58a-1             1,43         -5,5         1,15        -89,62
k58a-4             1,44         -3,4         1,19        67,08
k58b-Z             2,28         1,68         2,75        -81,15
k58b-4             1,93         7,1          1,84        -85,51
k59-i              1,29         5,13         1,13        33,41
k59-4              1,31        21,52         1,14        74,58
k60-1              1,66         5,53         1,7         85,12
k60-3              1,55         4,6          1,41        -46,25
k61-1              1,6          7,39         1,33        -55,54
k62-1              1,46         15,1         1,56        -61,62
k62-4              1,38        17,72         1,56        -60,39
k63-1calcita       1,63          21          1,07        89,51
k63a-1cuarzo       1,44        14,71         1,95        -77,81
k63a-1             1,56        17,24         1,63        -43,67
k63a-3             1,55         13,2         1,59        62,57
k63a-3cuarzo       1,54        12,43          1          45,79
k63b-2             1,57         5,08         2,1         -76,85
k63b-1calcita      1,42         3,56         4,25        72,95
k63b-1cuarzo       1,6          4,84         2,69        80,37
k63b-4             1,92        -3,11         1,19        66,37
k64-2              1,2          8,28         1,22         80,7
k64-4              1,27        -4,69         1,24        61,49
k65-2              1,45        11,45         1,15        -65,16
k65-4              1,57        13,58         1,6         -61,34
k67a-1             1,47         9,85         2,07        -12,43
k67a-4             1,46        -3,46         1,34         52,6
k67b-2             1,98         4,32         1,65        -75,17
k67b-4             1,9          4,22         1,73        -75,09
k68-1              1,2          7,19         1,37        -11,13
k68-3              1,07        13,62         1,37        -11,13
k69-1              1,29        24,14         1,94        -67,94
k69-3              1,37        15,35         1,07        51,58
k70-1              1,32        17,27         1,35        -63,05
k70-3              1,32        20,73         1,71        -54,36
k71a-2             1,59        15,32         1,59        -39,56
k71b-2             1,74        13,86         2,28        -78,19
k72-2              1,45        17,23         1,2         -66,04
k72-4              1,51         9,73         1,65        -70,64
k73-2              1,27         10,6         1,58        -77,68
k73-3              1,17         2,99         1,86        -68,25
k75-1              1,21         3,93         1,19        -82,08
k75-3              1,41          15          1,37        -47,93
k7G-2              1,23        15,73         1,39         70,2
k7G-3              1,24         2,63         1,97        -78,95
k77a-1             1,67        20,04         1,31        -60,47
k77a-2             1,84        17,15         1,69        -62,92
k77b-2             1,84         6,91         2,32        -84,56
k77b-3             1,86         3,76         2,09        -78,35
k79-2              1,26        12,19         1,31        54,99
k79-3              1,27        19,68         1,96        -54,84
k80-1              1,56        16,09         1,31        -65,49
k80-2              1,55        14,78         1,8         -75,99
k82a-2             1,53        15,65         1,43        -61,95
k82a-3             1,34         13,7         2,28        -86,99
k82b-2             1,45        24,54         1,91        -62,04
k82b-3             1,46        18,18         1,41        -73,03
k84-1              1,39         9,62         1,82        -56,64
k84-2              1,35         6,41         1,45        57,09
k8Ga-1             1,34        10,13         1,54        -73,34
k8Ga-3             1,49        12,97         2,51        -79,47
k8Gb-1             1,17         4,27         1,17        -52,91
k8Gb-2             1,18        10,16         1,43        58,17
k87-3              1,15        11,75         1,77        -56,93
k88-1              1,35         10,7         2,15        -82,05
k89-3              1,32         4,37         1,27        -29,01
Som1               1,53         9,66         1,3         58,88
Som4               1,3         42,18         1,63        -33,75
SomS               1,24        -4,38         1,4         68,19
Som10              1,99        -3,71         2,15        82,92
Som14              1,53         9,66         2,06        -69,03
Som15              1,25         7,6          1,46        -68,15
Som1G              1,79        -2,27         1,57        -66,91
Som19              1,14        -16,09        1,1          0,01
Som21 AB           1,02        -26,39        1,11         0,02
Som21 CD           1,03        80,95         1,06        -18,26
Som23-1            1,11        77,09         1,15        76,89
Som25-1            1,29        -76,53        1,1          4,05
Som25-2            1,15        -62,33        1,34        89,87
Som2G-2            1,3         82,67         1,08        -89,99
Som2G-3            1,17        81,79         1,11        10,47
som27-1            1,2         79,48         1,02        23,71
Som27-2            1,29        -87,39        1,1         -22,15
Som29-1            1,4          -88          1,19        -0,07
Som29-3             1          -70,56        1,05        -26,5
Som31-1            1,26        -85,54        1,19        30,99
Som31-2            1,1         -79,97        1,06         69,3
Som32-1            1,16        86,64         1,13        -55,1
som33-1            1,24        87,67         1,16        18,49
Som33-3            1,11        81,02         1,06        24,36
Som34-1            1,11        53,69         1,01        10,72
Som34-2            1,05        65,36         1,21        -9,54
Som35-1            1,1         88,41         1,09         2,82
Som35-2            1,1          61,5         1,23        -8,73
Som36-1            1,14        62,46         1,14        -20,56
Som36-3            1,17        53,86         1,2         -34,46
Som50-2            1,55        12,95         1,42        -1,86
Som50-3            1,36         3,53         2,06        84,03
Som50b-2           1,14         0,47         2,24        57,36
Som55-2            1,12        63,28         1,31        -13,76
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Author:Pastor-Galan, Daniel; Gutierrez-Alonso, Gabriel; Meere, Patrick; Mulchrone, Kieran
Publication:Studia Geologica Salmanticensia
Date:Jul 1, 2008
Words:9374
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