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Este documento explora los conceptos fundamentales de la deformación en geología, incluyendo el análisis de deformación, el análisis microtectónico y el análisis tectónico. Se profundiza en la deformación coaxial y no coaxial, el elipsoide de deformación y su relación con el esfuerzo, y se analizan los diferentes tipos de deformación, como la deformación plástica, viscosa y frágil. El documento también aborda el régimen frágil y las estructuras de deformación frágil, incluyendo fallas, diaclasas y venas.
Tipo: Resúmenes
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Unidad 1: La geología estructural es aquella que trata sobre las estructuras que se forman a medida que las rocas y sedimentos están sometidos a un esfuerzo suficiente que cause su deformación. Una estructura geológica se trata de la configuración geométrica de las rocas. La geología estructural solo se encarga de aquellas estructuras creadas durante la deformación de las rocas , no con estructuras primarias creadas por procesos sedimentarios o magmáticos. Sin embargo, las estructuras deformadas pueden surgir de la modificación de estructuras primarias, tales como el plegamiento o la estratificación. Por otro lado, la tectónica está conectada con los procesos externos o causas , ajenas al volumen de roca deformado, que generan un grupo de estructuras características en una región. Cada una de estas causas pueden crear estructuras características que definen un estilo tectónico. La parte de la tectónica vista a macroescala se denomina tectónica de placas , la cual involucra directamente al movimiento y la interacción entre placas litosféricas como la causa de la deformación. a. La tectónica de placas es la expresión superficial del mecanismo por el cual el calor escapa del interior de la tierra. b. Las fuentes de calor son principalmente el decaimiento radioactivo y el calor residual de la formación de la tierra. c. Las placas se encuentran movilizadas por distintas fuerzas : a. Ridge push , o empuje de la dorsal , es simplemente el empuje de la dorsal oceánica topográficamente alta que marca los límites de placas divergentes. O sea, la creación de nueva corteza oceánica desde la dorsal produce una fuerza lateral significativa que empuja la losa hacia el interior de la tierra. b. Deslizamiento gravitatorio , el cual se caracteriza por el deslizamiento de la placa en el fondo oceánico debido a la pendiente topográfica que existe desde la dorsal hacia la trinchera. c. Trench pull, la cual se caracteriza por el arrastre por su propio peso de la losa hacia el interior de la tierra (por acción de la gravedad ), ya que cuando se aleja de la dorsal se hace más fría y densa. d. Arrastre sobre la celda convectiva , principalmente dado por los movimientos de la celda convectiva que se ubica infrayacente a la corteza oceánica. Otros tipos de tectónica que genera movimientos pueden ser la tectónica de glaciares , la cual se enfoca en la deformación de sedimentos y roca madre por avance de una capa de hielo, y la tectónica salina , la cual se enfoca en los movimientos verticales producidos por los diapiros salinos. Entonces, la geología estructural estudia la geometría , distribución y formación de estructuras creadas durante los procesos tectónicos.
Además, la geología estructural involucra la recolección de datos estructurales. En los trabajos de campo, se obtiene: Descripción y cartografía de rocas y estructuras tectónicas (meso y macroestructuras). Cortes estructurales Bosquejos y fotografías Recolección de datos estructurales Recolección de muestras orientadas Relaciones de contacto. También se utilizan otras fuentes de datos , como:
Por ejemplo, en la imagen de la izquierda se observa un tip de falla asociado a un pliegue por propagación de falla. a. Por un lado, la falla es una estructura frágil ya que hace que las capas sean discontinuas (les quita cohesión). b. Por otro lado, el pliegue es una estructura dúctil ya que mantiene la continuidad. Puede o no ser una estructura plástica (depende de la observación microscópica). Si las estructuras se combinan entre frágil y dúctil, reciben el nombre de estructuras de deformación frágil-dúctil. Las estructuras geológicas pueden ser de dos tipos: estructuras primarias (originales) o estructuras secundarias (deformacionales).
También existen las zonas de cizalla dúctil , las cuales son planares y dúctiles. Son zonas planares de alta deformación interna generadas por deformación por cizalla simple dominante bajo condiciones de metamorfismo y generalmente ocurren por debajo del límite plástico en la corteza. Además, existen estructuras dúctiles y planares como lo son los pliegues. Estos pliegues, pueden encontrarse asociados a fallas, por lo tanto, se podría decir que son estructuras que también pueden estar asociadas a estructuras de deformación frágil. También existen los boudines , los cuales son capas de rocas competentes (planares, dúctiles), que son separados en segmentos por extensión y cuya dimensión mayor forma una lineación. Las foliaciones son estructuras planares, y dúctiles , entre las cuales podemos encontrar: clivaje pizarreño, esquistosidad, foliación milonítica y foliación gnéisica. También encontramos estructuras como las lineaciones minerales y de estiramiento (frágiles), y estrías (dúctiles) las cuales son lineares. Unidad 2: Deformación, esfuerzo y reología de corteza y manto El término deformación hace referencia a la distorsión (strain) que es expresada en una roca deformada. En otras palabras, esto puede significar un cambio en forma o tamaño, el cual hace que la roca se transforme desde una geometría inicial (no deformada) hacia una geometría final (estado deformado) por fuerzas tectónicas. Formalmente, se define a la deformación como la diferencia en la posición de un punto previa y posteriormente a la ocurrencia de la deformación. La transformación de una forma inicial a una final a través de deformación puede ocurrir por medio de mecanismos. Estos, observados como un sistema externo de coordenadas, pueden tener los siguientes componentes: La translación del cuerpo rígido. La rotación del cuerpo rígido. La distorsión/deformación interna (strain). Esta puede dividirse en tres tipos (cizallas). o Cizalla simple o Cizalla subsimple o Cizalla pura El cambio de volumen del cuerpo.
a. Implica que las partículas en la roca cambiaron de posición relativa una a la otra. b. Puede ser una deformación homogénea , o heterogénea. a. Se trata de una deformación homogénea si: i. Las líneas originalmente rectas permanecen rectas. ii. Las líneas originalmente paralelas permanecen paralelas. iii. Los círculos se vuelven elipses , o en 3D, las esferas se vuelven elipsoides. b. Se trata de una deformación heterogénea si: i. No se cumple alguna de las tres anteriores (rectitud, paralelismo o la transformación en elipses/elipsoides). La deformación continua es aquella que se da de manera gradual y uniforme, donde no hay fractura o ruptura abrupta de las rocas. La deformación discontinua es aquella que se da cuando los esfuerzos tectónicos fracturan o rompen las rocas de manera abrupta y no uniforme. Cuando hablamos de deformación en una dimensión, la deformación se trata de estiramiento y acortamiento (estiramiento negativo) de líneas u objetos aproximadamente lineares. Además, podemos incluir ciertos términos: La elongación se expresa con el término matemático e = (l – l 0 ) / l 0 , donde l 0 y l son las longitudes de la línea antes y después de la deformación, respectivamente. El estiramiento (stretching) de una línea es designado como s = 1 + e , es decir que s = l/l 0. Los factores de estiramiento son comúnmente mencionados en análisis estructurales de rifts y cuencas extensionales. Son normalmente llamados factores β (Factor β = s). Por otro lado, cuando se habla de deformación en dos dimensiones hace referencia a toda aquella deformación que se encuentre contenida en un plano o sección. De la misma manera, se incluyen ciertos términos: La cizalla angular (angular shear o ψ) se describe como el cambio de ángulo entre dos líneas originalmente perpendiculares en un medio deformado. La distorsión por cizalla (shear strain o γ) está determinada por la fórmula γ = tan ψ (o Δx/y ) y se encuentra, básicamente, en objetos con relaciones angulares iniciales conocidas. En donde aparece un número de estos objetos dentro de un área deformada homogéneamente, se puede encontrar un elipse de deformación (strain ellipse): o El elipse de deformación se trata de un elipse que describe la cantidad de elongación en cualquier dirección en un plano de deformación homogénea. Básicamente, representa la geometría deformada de un círculo imaginario de una sección indeformada. o Normalmente, el elipse de deformación es convenientemente descrito por un eje largo (X) y un eje corto (Y) cuando hablamos de dos dimensiones. Si son tres dimensiones son X , Y y Z.
Al contrario, cuando hablamos de deformación en tres dimensiones , los posibles estados de deformación aumentan significativamente ya que se estaría permitiendo el estiramiento y la contracción en tres dimensiones. Cuando se habla de deformación en tres dimensiones se representa a la deformación con un elipsoide de deformación. El elipsoide de deformación es la forma deformada de una esfera imaginaria con un radio unitario que es deformada junto con el volumen de roca considerado: o Este elipsoide consta de tres ejes principales de deformación: X (mayor estiramiento), Y, Z (menor estiramiento). o El elipsoide de deformación presenta tres planos de simetría ortogonales , los cuales son los planos principales de deformación , o elipses de deformación (ya que cada uno forma un plano 2D). o Las líneas que son paralelas a los ejes principales de deformación son ortogonales y también lo eran en el estado indeformado , ya que no han experimentado deformación por cizalla. o Para deformación no dilatante, el elipsoide de deformación contiene dos superficies de no deformación finita. Estas son definidas en la intersección entre la esfera no deformada y el elipsoide, y ambas superficies cruzan el centro del elipsoide (figura b). Las dimensiones de un elipsoide de deformación se presentan en el diagrama de Flinn , donde el eje horizontal se define por la relación Y/Z , mientras que el eje vertical se representa por la relación X/Y. a. Separa geometrías proladas o en forma de cigarro (en la parte superior) de geometrías obladas o en forma de panqueque (en la parte inferior). b. El eje horizontal representa aplastamiento axialmente simétrico, mientras que el eje vertical representa extensión axialmente simétrica.
El ISA 1 describe la dirección de mayor tasa de estiramiento , siendo las líneas físicas orientadas a lo largo del ISA 1 las que experimentan el estiramiento más rápido posible respecto todas las líneas orientadas durante la deformación. El ISA 3 describe la dirección de menor tasa de estiramiento , siendo las líneas orientadas a lo largo del mismo las que experimentan las tasas de estiramiento más lentas, o las que experimentan una mayor tasa de acortamiento. Se ubican en lo que se conoce como elipse de deformación infinitesimal o instantáneo. Entonces: a. El elipse de deformación finita es aquel que caracteriza a la deformación una vez que acaba el proceso, es decir, representa la deformación acumulada al final del período de deformación. b. El elipse de deformación infinitesimal o instantáneo , se usa para referirse a cuando existe una deformación en un período muy corto de tiempo (por eso se dice que es infinitesimal ). c. El elipse de deformación incremental es un caso intermedio, ya que solo considera una porción de la historia de deformación. Es una secuencia de incrementos la que describe la historia de deformación, es decir, representa la deformación describiendo los cambios que ocurren en un tiempo finito a medida que incrementa la deformación. Cuando hablamos de cizalla nos referimos a la deformación producida por esfuerzos paralelos y de sentido contrario. Cuando hablamos de deformación por cizalla, podemos hablar de tres tipos : cizalla pura, cizalla simple y cizalla subsimple : a. Cizalla pura. a. Es una deformación plana , perfectamente coaxial. Esto implica que las líneas a lo largo de los principales ejes de deformación tienen la misma orientación que tenían durante el estado no deformado. b. Las líneas paralelas a X, Y, Z al inicio de la deformación no rotan respecto a los ejes mencionados. c. Los ejes principales de los elipsoides incrementales permanecen paralelos durante la deformación progresiva. d. La orientación de los principales ejes de deformación siempre tiene la misma dirección , aunque puede tener distintas longitudes. b. Cizalla simple. a. Es un tipo especial de deformación plana , de volumen constante, y no coaxial. Esto implica que las líneas paralelas a los principales ejes de deformación rotan y se alejan de sus posiciones iniciales. Es decir, no permanecen paralelas. b. La rotación interna que compone a este tipo de deformación permite denominar a la cizalla simple y otras deformaciones no coaxiales como deformación rotacional. c. Para deformaciones no coaxiales , la orientación de los principales ejes de deformación es diferentes para distintas cantidades de deformación (van cambiando las orientaciones de x, z). c. Cizalla subsimple. a. Es una combinación simultánea de cizalla simple y cizalla pura. Son deformaciones planares ubicadas en el espectro que se encuentra entre las deformaciones por cizalla simple y la cizalla pura. b. Es una deformación plana , no coaxial. c. Los ejes principales de los elipsoides incrementales no permanecen paralelos durante la deformación progresiva, sino que rotan.
La deformación , tanto por cizalla pura como por cizalla simple, es dependiente de la escala. Una deformación puede ser considerada como cizalla simple en una escala y como cizalla pura en una escala más grande, por ejemplo, o viceversa. Algunas zonas de cizalla pueden contener dominios a pequeña escala con diferentes tipos de deformación que, juntos, constituyen una cizalla simple. Una fuerza es un vector que describe el empuje o tirón sobre un objeto que resulta de la interacción con otro objeto que puede ser físico o dentro de un campo de fuerza. Se trata de un vector que produce un cambio en la velocidad o dirección de movimiento de un cuerpo que puede estar estacionario o en movimiento. Una fuerza puede cambiar la velocidad o forma de un objeto. Utiliza las unidades Newtons (N). Su fórmula matemática, F = m.a , deriva de la segunda ley de Newton , la cual indica que el cambio en la velocidad (o sea, la aceleración ) de un objeto con una masa “m” es proporcional a la fuerza neta aplicada. En geología, se utiliza el término presión (p) cuando se refiere a medios con nula o muy baja resistencia a la cizalla , como los fluidos. Por otro lado, el término esfuerzo (σ) se usa cuando se trata con medios con alta resistencia a la cizalla , como las rocas. a. El esfuerzo en una superficie , como una fractura o un contacto entre dos granos , es un vector que puede ser definido como la tasa entre una fuerza (F) y el área (A) donde la fuerza actúa. b. En esfuerzos normales los esfuerzos compresivos son generalmente considerados positivos en la geología, mientras que los esfuerzos tensionales se ven como negativos. c. En esfuerzos de cizalla , la rotación contrarreloj es positiva , mientras que la rotación a favor del reloj es negativa. d. En la litósfera , los esfuerzos son en su mayoría compresivos , incluso en rifts y en áreas que se encuentran experimentando extensión. Descomponiendo un vector de esfuerzo como el de la imagen de la izquierda (σ), obtenemos vectores secundarios. Un vector orientado perpendicular a una superficie es llamado esfuerzo normal (σn). Un vector que actúa paralelo a una superficie es llamado esfuerzo de cizalla (σs). Una fuerza puede ser sencillamente descompuesta en una fuerza normal y una fuerza de cizalla. Sin embargo, un esfuerzo no puede ser descompuesto de esta forma ya que el esfuerzo depende del área a través de la cual la fuerza actúa. Entonces, para descomponer el vector de esfuerzo se deben aplicar fórmulas trigonométricas , como se muestra en el cilindro.
El esfuerzo desviatorio , como se mencionó antes, es anisótropo. Esto entonces indica que el esfuerzo no es idéntico en todos los planos que atraviesan al punto. Por esta razón, el elipsoide será σ 1 ≠ σ 2 ≠ σ 3. Esto, entonces, da la pauta de que el esfuerzo desviatorio causa, además de deformación , cambio de forma y representa en forma sencilla el esfuerzo tectónico en la corteza. Anderson (1951) establece que ya que no hay esfuerzo de cizalla en la superficie de la Tierra (ya que no puede ocurrir en fluidos), entonces uno de los tres esfuerzos principales debía ser vertical mientras que los otros dos horizontales. Así, si: El esfuerzo vertical es σ 1 , se define un régimen de fallamiento normal. El esfuerzo vertical es σ 2 , se define un régimen de fallamiento de deslizamiento de rumbo. El esfuerzo vertical es σ 3 , se define un régimen de fallamiento inverso. Esto es aplicable, únicamente, en situaciones donde la deformación es coaxial y en rocas isotrópicas , donde las líneas paralelas a los ISA y los ejes principales de deformación no roten. El diagrama de Mohr se trata de un gráfico utilizado con el fin de ilustrar los esfuerzos normales (σn) y de cizalla (σs) que actúa sobre planos potenciales de fractura. En él: a. El eje horizontal representa el esfuerzo normal (σn), mientras que el eje vertical representa el esfuerzo de cizalla (σs) que actúan en un plano que atraviesa un punto. b. El máximo y mínimo esfuerzo principal ( σ 1 y σ 3 ) se plotean en el eje horizontal y el diámetro del círculo de Mohr está dado por la diferencia entre σ 3 – σ 1 , lo cual también representa el esfuerzo diferencial. c. El círculo de Mohr describe los posibles esfuerzos normales y de cizalla actuando en un plano que contiene a σ 2 para un dado estado de esfuerzo.
d. θ es el ángulo que se forma entre la normal y σ 1. Dos puntos representando planos perpendiculares están separados por 180° en el diagrama de Mohr (ya que los ángulos se duplican en este diagrama, y los planos se separan por 90°, entonces 90° + 90° = 180°). Esta es la razón por la cual los dos principales esfuerzos plotean en el eje horizontal. Otra razón por la cual los dos principales esfuerzos plotean en el eje horizontal es porque en estos planos no hay deformación por cizalla , lo cual únicamente se cumple en el eje horizontal. Se ve en el gráfico de arriba que σ 1 está más lejos de la ordenada porque el valor del esfuerzo es mayor que σ 3. El duplicado de los ángulos en el diagrama de Mohr significa que cualquier plano, como el indicado en el punto 1 de la figura, tiene un plano complementario (el punto 3 de la figura), que posee idéntico esfuerzo de cizalla y diferente esfuerzo normal. El máximo esfuerzo por cizalla ocurre en planos cuyo 2θ = ± 90, o donde el ángulo de la normal a σ 1 sea 45°. Por convención, en el diagrama de Mohr en geología, loscírculos que representan esfuerzos compresivos (positivos) se ubican a la derecha de la ordenada, mientras que los círculos que representan esfuerzos tensionales (negativos) se ubican a la izquierda de la ordenada. Por eso, si todos los esfuerzos principales son tensionales , el círculo estará completamente a la izquierda de la ordenada. Y si todos los esfuerzos principales son compresivos , el círculo estará completamente a la derecha de la ordenada. El diagrama de Mohr también puede ser utilizado en tres dimensiones , donde los tres principales esfuerzos son ploteados en el eje horizontal, como en el primer círculo de arriba. El comportamiento de una roca frente a un esfuerzo va a depender de sus propiedades y los factores externos como la: T°, tasa de esfuerzos, presión y presencia de fluidos. La reología es el estudio de las propiedades mecánicas de los materiales sólidos, así como también fluidos y gases. Por un lado, la reología trata sobre el flujo de las rocas mientras que la mecánica de rocas trata principalmente sobre la forma en la que las rocas responden a esfuerzos por fracturación. Lo que las diferencia, básicamente, es que la reología está más inclinada hacia la deformación dúctil mientras que la mecánica de rocas se inclina más hacia la deformación frágil (fracturamiento). En un contexto simple e idealizado de mecánica continua, los materiales reaccionan al esfuerzo mediante tres formas fundamentales de deformación :
La deformación plástica describe deformación permanente y sin ruptura. No es, esencialmente, un concepto reológico sin embargo, ya que los materiales plásticos poseen comportamiento viscoso, su reología puede ser descrita de esa manera. Es decir, involucra deformación permanente sin desarrollo de fracturas. Esta deformación (strain) se acumula con el tiempo por un esfuerzo sostenido más allá del límite elástico del material. Más allá del límite elástico, se añade deformación (strain) permanente al cuerpo. Si se sigue añadiendo deformación permanente, entonces se tiene una deformación plástica perfecta. Cuando se remueve el esfuerzo, solo queda la deformación plástica remanente. Deformación plástica está asociada a mecanismos de deformación en microescala como movimientos de dislocación , difusión o maclado. La deformación plástica de las rocas está favorecida por la alta temperatura y presión y por una baja velocidad de distorsión (tiempo geológico). Estas condiciones pueden acentuar el comportamiento viscoso y por lo tanto la habilidad de fluir de las rocas. Generalmente, las rocas no se comportan como materiales perfectamente plásticos durante la deformación: o Si se necesita incrementar el esfuerzo aplicado para que se acumule deformación (strain) adicional, entonces hablamos de strain hardening. Es decir, el esfuerzo necesario para deformar la roca debe ser incrementado para que la deformación se acumule, ya que la roca se vuelve más fuerte y difícil de deformar. o Si no hay strain hardening , y el material continúa deformándose sin ningún incremento en el esfuerzo aplicado, el proceso se denomina creep. o Si se requiere menos esfuerzo para que la deformación continúe, o se acumule, entonces hablamos de strain softening.
La deformación viscosa es una deformación dependiente del tiempo ; la deformación no es instantánea sino que se acumula con el tiempo a diferentes tasas (depende del material). Esta deformación es irreversible y crea deformación permanente. Muestra una relación lineal entre el esfuerzo y la tasa de deformación. En rocas en capas la viscosidad relativa también es de gran interés ya que las capas más viscosas (rígidas) tienden a desarrollar boudinage / fracturamiento o plegamientos (buckle) durante extensión/acortamiento paralelo a la capa. La viscosidad relativa está asociada a la competencia de las capas. Donde una capa competente es más rígida o más viscosa que sus alrededores. La competencia es la resistencia de las capas u objetos a fluir. Es un término cualitativo relativo a las capas adyacentes o matriz. También se usan modelos combinados ya que las rocas y otros materiales son complejos reológicamente y no se comportan únicamente de una forma plástica, elástica o viscosa. Cuando hay una combinación de deformación plástica-elástica , el esfuerzo y deformación (strain) elástica incrementan hasta que se alcanza el límite elástico y la deformación pasa a ser plástica. Este es un material de Prandtl. Aplicado a deformación de gran escala de la corteza y el manto. Cuando hay una combinación de deformación viscosa-plástica , o material de Bingham, el material fluye perfectamente como un material viscoso, pero solo por encima de cierto límite de esfuerzo. Por debajo no hay deformación en absoluto. Esto ocurre en lavas silícicas. Maxwell, o viscoelástico , aplicado al manto: deformación elástica durante la propagación de ondas sísmicas y comportamiento viscoso durante convección o flujo relacionado a carga litosférica. También se aplica deformación de gran escala de la corteza. El comportamento lineal general es el que más se aproxima a la respuesta natural de las rocas al esfuerzo. La presión de confinamiento es aquella que se ejerce en todas direcciones en la roca debido al peso de las rocas o material sedimentario que se encuentra por encima del mismo. Existen ciertos factores que intervienen, en cierta medida, en la deformación, favoreciéndola o no, estos son: El incremento de la presión de confinamiento permite:
o El estilo de deformación frágil es aquel en el cual dominan los mecanismos de deformación frágil. La deformación frágil es un tipo de deformación de las rocas en la que estas se rompen o fracturan cuando están sometidas a esfuerzos. En la imagen de la derecha se ve la relación entre los estilos de deformación dúctil y frágil y los mecanismos a microescala plásticos y frágiles (friccionales). El ejemplo 4 es imposible porque no podemos formar un estilo de deformación frágil mediante mecanismos 100% plásticos. En cuanto a la reología en la litósfera : Tres minerales son particularmente comunes en la litósfera : El cuarzo y el feldespato , los cuales dominan en la corteza , y el olivino el cual domina la reología del manto superior. Como se observa en la imagen, el cuarzo se deforma de manera frágil hasta los 10-12 km de profundidad y luego se comienza a deformar por mecanismos cristaloplásticos (creep y difusión). El feldespato igual, se deforma de manera frágil hasta aproximadamente 20-30km y luego por mecanismos cristaloplásticos. El olivino, por otro lado, se deforma por mecanismos frágiles hasta una profundidad de 50 km aproximadamente. La transición que ocurre entre las partes dominadas por mecanismos frágiles y dúctiles se denomina transición frágil-dúctil. Esto no quiere decir que la corteza (y el manto) tenga un único mineral, quiere decir que esa parte de la litósfera tiene suficiente mineral para controlar la reología de esa zona. Se puede observar en la imagen, además, que las rocas secas en general son más resistentes que las rocas mojadas. Unidad 3: Regimen frágil y estructuras de deformación frágil En el regimen friccional o regimen frágil , la roca se deforma al fracturarse una vez que su fuerza de ruptura es alcanzada. Durante el fracturamiento frágil, los granos son destruidos y reorganizados, y la deformación (strain) se hace más localizada. El regimen frágil es aquel donde las condiciones físicas promueven los mecanismos de deformación frágil tales como deslizamiento friccional a lo largo de los contactos entre granos, rotación de granos y fractura de granos. Al estar extremadamente localizada , la deformación frágil resulta en estructuras, o fracturas , que terminan debilitando la corteza. Generalmente, los mecanismos de deformación frágil están restringidos a los 10-15km superiores de la corteza. Existen dos tipos de flujos frágiles :