Universidad Central del Ecuador Facultad de Ingeniería, Ciencias Físicas y Matemáticas Escuela de Ingeniería Civil
Geología
Título de la práctica: Esfuerzos y deformaciones de las rocas
Docente: Ing. Diego Cárdenas
Nombres de los integrantes: -Tufiño Bedón Jhonny Alejandro -Guajala Armijos Darling Manuel -Mediavilla Flores Andrés Sebastián -Gallegos López Yesenia Maricela
Semestre: Tercero
Paralelo: Primero
Fecha de envío: 31 de octubre 2016
Fecha de entrega: 28 de noviembre 2016
Día y Hora: lunes 7:00 a 10:00
Semestre: Septiembre 2016- Febrero2017
1. Introducción: Introducción: La Tierra es un planeta dinámico. Como es de nuestro conocer la meteorización, los procesos gravitacionales y la erosión causada por el agua, el viento y el hielo modelan continuamente el panorama de la naturaleza (las fuerzas tectónicas deforman las rocas de la corteza). Entre las evidencias que demuestran la actuac ión de fuerzas enormes dentro de la tierra se cuentan los miles de kilómetros de estratos que están doblados, plegados, volcados y a veces muy fracturados, por ejemplo, en las montañas rocosas canadienses, algunas unidades de roca han sido empujadas sobre otras de una manera casi horizontal durante centenares de kilómetros. A una escala menor, durante los grandes terremotos, la corteza se mueve unos pocos metros a lo largo de las fallas. Además, la expansión y la extensión de la corteza producen depresiones alargadas y en los largos intervalos de tiempo geológico crean las cuencas oceánicas. Los resultados de la actividad tectónica son impresionantes en los principales cinturones montañosos de la Tierra, donde pueden encontrarse rocas que contienen fósiles de organismos marinos miles de metros por encima del nivel del mar actual y las unidades rocosas están intensamente plegadas, como si fueran de masilla. Incluso en los interiores estables de los continentes, las rocas revelan una historia de deformación que muestra que han aflorado de niveles mucho más profundos de la corteza. Los geólogos estructurales estudian la arquitectura de la corteza terrestre y cómo adquirió este aspecto en la medida en que fue consecuencia de d e la deformación. Estudiando la orientación de los pliegues y las fallas así como los rasgos a pequeña escala de las rocas deformadas. Los geólogos estructurales pueden determinar a menudo el ambiente geológico original, y la naturaleza de las fuerzas que produjeron esas estructuras rocosas. De este modo se están descifrando los complejos acontecimientos que constituyen la historia geológica. La comprensión de las estructuras tectónicas no es sólo importante para descifrar la historia de la Tierra. Sino que es también básica para nuestro bienestar económico. Por ejemplo, la mayor parte de los yacimientos donde aparecen petróleo y gas natural está asociada con estructuras geológicas que atrapan esos fluidos. Además, las fracturas rocosas son el lugar donde se producen las mineralizaciones hidrotermales, lo cual significa que pueden ser fuentes importantes de minas metálicas. Además, cuando se seleccionan las zonas de ubicación de proyectos de construcción importantes, como los puentes, las centrales hidroeléctricas y las centrales de energía nuclear, debe considerarse la orientación de las superficies de fractura, que representan zonas de debilidad de las rocas. Bibliografía Bibliografía 1. Tarbuck, E. J., Lutgens, F. K., & Tasa, D. (2005). Ciencias de la Tierra. 2. Iriondo, M. (2007). Introducción a la Geología. Editorial Brujas.
2
2. Objetivos 2.1.Objetivo General: Realizar una investigación sobre las deformaciones de las rocas en la corteza terrestre dentro de la geología estructural. 2.2.Objetivos Específicos:
Reconocer las clases de deformaciones presentes en las rocas.
Clasificar las deformaciones de las rocas y sus consecuencias.
3. Desarrollo La geología estructural tiene relación directa con disciplinas geológicas como la mecánica de suelos, de rocas y la geotecnia. La importancia de esta disciplina geológica para la sociedad se manifiesta particularmente en dos campos: en forma de proyectos en estudio para obras de ingeniería (edificación, obras lineales, aprovechamientos hidráulicos, etc.) y como herramienta de prevención para la mitigación y control de riesgos geológicos. (Rodriguez, 2012)
3.1.Esfuerzos y deformaciones en las rocas 3.2.Esfuerzos El término esfuerzo se utiliza en Geología para referirse a la fuerza que ejerce, por ejemplo, una placa litosférica sobre otra en una placa de subducción. (Ordoñez, 2011) En geología interesan los esfuerzos que se aplican a las rocas, como por ejemplo las que se asocian a las fuerzas de gravedad y los que son causados por fuerzas independ ientes a la masa del cuerpo en cuestión, es decir, fuerzas de superficie, como las que se originan por actividad tectónica. Pueden ser de dos tipos: De confinamiento: Es aquel derivado del peso de las rocas superyacentes y actúa uniformemente en todas las direcciones. Dirigido: Derivado del empuje tectónico y es el responsable de la formación de las estructuras tectónicas: pliegues, fallas, cabalgamiento, etc. Estos esfuerzos pueden ser de tres modos:
Compresión. Esfuerzo al que son sometidas las rocas cuando se comprimen por fuerzas dirigidas unas contra otras a lo largo de una misma línea. Cuando los materiales se someten a este tipo de esfuerzos, tienden a acortarse en la dirección del esfuerzo mediante la formación de pliegues o fallas según que su comportamiento sea dúctil o frágil. 3
Fig. 3 Ciencias de la Tierra 8 Edicion – Una Introducción a la Geología Física. Edward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".
Tensión. Resultado de las fuerzas que actúan a lo largo de la misma línea pero en dirección opuesta. Este tipo de esfuerzo actúa alargando o separando las rocas.
Fig. 4 Ciencias de la Tierra 8 Edicion – Una Introducción a la Geología Física. Edward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".
Cizalla. Esfuerzo en el cual las fuerzas actúan en paralelo, pero en direcciones opuestas, lo que da como resultado una deformación por desplazamiento a lo largo de planos poco espaciados.
Fig. 5 Ciencias de la Tierra 8 Edicion – Una Introducción a la Geología Física. Edward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".
4
Gráfico de Análisis:
Fig.6 Tipos de deformación
5
Deformación Deformación es un término general que se emplea para referirse a cambios en la forma y/o volumen que pueden experimentar las rocas. Como resultado del esfuerzo aplicado, una roca puede fracturarse o deformarse arrugándose. La deformación se produce cuando la intensidad del esfuerzo es mayor que la resistencia interna de la roca. La deformación es la consecuencia de la aplicación de un esfuerzo a un bloque tectónico, y se refiere al cambio de forma que experimenta en esa situación. 6
7
Niveles estructurales Son cada uno de los dominios de la corteza en que los mecanismos dominantes de la deformación permanecen iguales. El término “nivel” hace referencia a los diferentes dominios, que generalmente están superpuestos entre sí. Han sido definidos tres niveles estructurales en los que las rocas tienen diferente comportamiento.
Nivel estructural superior . Se localiza desde la superficie del terreno hasta la cota 0 m, que sirve como referencia, aunque puede llegar a más profundidad. La presión y temperatura no son muy elevadas y las rocas tienen un comportamiento frágil; es el dominio de las fallas. 8
Nivel estructural medio. Se sitúa entre la cota 0 m y unos 4.000 m de profundidad. El mecanismo predominante es la flexión debido al comportamiento dúctil de las rocas; son característicos de este nivel los pliegues.
Nivel estructural inferior . Es el nivel del metamorfismo, y como media se localiza entre los 4.000 m y los 8.000 o 10.000 m de profundidad. En los niveles más superficiales domina el aplanamiento, con el frente superior de esquistosidad. A mayor profundidad predominan estructuras de flujo, con pliegues acompañados siempre de esquistosidad y foliación. Su límite inferior viene marcado por el inicio de la fusión y la presencia del granito de anatexia.
9
Fig.7 Niveles estructurales de la corteza terrestre (según Mattauer, 1976)
Tipos de deformación Cuando los materiales se deforman plegándose se habla de deformación dúctil y cuando se fracturan se habla de deformación frágil. Según el comportamiento de la roca, puede hablarse de deformación elástica y deformación plástica.
Deformación elástica . Una roca tiene comportamiento cuando, tras cesar el esfuerzo, la roca deformada recupera su forma original. La deformación es reversible.
Fig.8 Deformación elástica
Deformación plástica. Cuando una roca sometida a una deformación elástica supera su límite elástico, sufre una deformación plástica, tras la que ya no puede recuperar su forma original. Si se supera el límite
10
de plasticidad, las rocas se fracturan y pasan a comportarse como cuerpos frágiles. La deformación es irreversible
Fig.9 Niveles estructurales de la corteza terrestre (según Mattauer, 1976)
Deformación frágil, el material se fractura con respuesta al esfuerzo. La deformación es irreversible.
Fig.10 Diagrama Esfuerzo vs deformación de las rocas Los factores que controlan el tipo de deformación son: Naturaleza de la roca: No todas las rocas tienen la misma resistencia interna, por lo que su respuesta al esfuerzo es también diferente. En superficie y condiciones ambientales, algunas rocas tienen un comportamiento dúctil (arcillas), y otras un comportamiento frágil (caliza). Presión y temperatura: Son los factores determinantes de la deformación. A mayor presión y temperatura, la roca tiene un comportamiento más dúctil y, por tanto, la deformación es mayor. Tipo de esfuerzo aplicado: La compresión provoca acortamiento en los estratos, bien por pliegues o por fallas. Esfuerzos por tensión estiran y adelgazan los estratos, creando fallas a partir de un límite. Cuando el esfuerzo aplicado es la cizalla, se produce la deformación por desplazamiento a lo largo de planos poco espaciados.
11
Tiempo de aplicación del esfuerzo: Un esfuerzo pequeño aplicado durante un largo periodo de tiempo favorece la deformación plástica. Si el esfuerzo es muy grande pero aplicado puntualmente, se favorece el comportamiento frágil y, por tanto, la fracturación de la roca.
Fig.11 Comportamiento de las rocas según las condiciones de presión y temperatura
Deformación dúctil: Pliegues Cuando la deformación sufrida por las rocas es de tipo plástica, los materiales se doblan dando la idea de qué fuerzas los plegaron. El plegamiento es tanto mayor cuanto más numerosas y fuertes son las variaciones de buzamiento. Las rocas en las que se aprecia el plegamiento con mayor facilidad son las sedimentarias, cuyos planos de estratificación se muestran como buenos planos de referencia. En las rocas ígneas, cristalinas y de aspecto masivo, resulta más compleja la identificación de pliegues por la escasez de estructuras planares de referencia.
Partes de un pliegue
12
Fig.11 Elementos de un pliegue
Fig.12 Tipos de pliegue definido por su plano axial
Clasificación y tipos de pliegues
Anticlinal: pliegue arqueado o con la convexidad ascendente en el que los materiales más antiguos se localizan en el núcleo.
Fig.13 Pliegue Anticlinal 13
Sinclinal: pliegue arqueado o con la convexidad descendente en el que los materiales más modernos se localizan en el núcleo.
Fig.14 Pliegue sinclinal Anticlinales y sinclinales suelen sucederse en el espacio, y tienen planos axiales que dividen los pliegues en dos mitades, cada una de las cuales es un flanco. Estas estructuras son ondulaciones de los estratos que no tienen por qué visualizarse como ondulaciones del terreno.
Clasificación de pliegues de acuerdo al plano axial Existen diferentes clasificaciones que emplean criterios distintos para denominar los pliegues. La clasificación que se presenta en este apartado es una de las más claras, y tiene en cuenta la inclinación del plano axial:
Pliegue recto. La superficie del plano axial es vertical.
Pliegue inclinado. La superficie axial está inclinada. En este caso los flancos no tienen necesariamente el mismo buzamiento, y si uno de ellos rebasa la verticalidad, entonces tenemos un flanco invertido.
Pliegue tumbado. La superficie del plano axial es horizontal.
Pliegue en abanico. Tiene vergencias en dos direcciones opuestas, con dos planos axiales que se abren en forma de abanico.
14
Fig.15 Clasificación de los pliegues
Deformaciones Frágiles Un material tiene comportamiento frágil cuando se rompe fracturándose bruscamente tras ser sometido a un esfuerzo. Cuando en el estudio de las rocas se hace referencia a la deformación frágil, se apunta a la fracturación de los materiales en forma de diaclasas o fallas.
Diaclasas. Una diaclasa es un plano de fractura a favor del cual no se produce desplazamiento de los bloques que quedan a ambos lados de esta.
Fallas. Las fallas constituyen la deformación frágil más frecuente en Geología y, por lo tanto, al igual que en el caso de los pliegues, se trata de uno de los elementos más representados en Geología Estructural. Pueden
tener
longitudes
desde
pocos
metros
hasta
centenares
de
kilómetros.
Los movimientos repentinos de las fallas son normalmente los responsables de la mayoría de los terremotos. Las fallas antiguas suelen ser inactivas.
Fig.19 Fallas y cizallamiento
Fallas con desplazamiento vertical Son aquellas en las que el movimiento es paralelo al buzamiento o inclinación del plano de falla. El movimiento vertical puede producir pequeños resaltes denominados escarpes de falla.
Fallas con desplazamiento vertical Techo de falla o bloque colgante: es el bloque que se encuentra inmediatamente sobre la superficie de la falla. Piso de falla o muro: es el bloque que se encuentra bajo la superficie de falla. 15
Fallas según el desplazamiento del techo de falla • Normales • Inversas • De cabalgamiento
Fig.20 Fallas con desplazamiento vertical
Fallas normales Ocurren debido a los esfuerzos tensionales de la corteza terrestre. El techo de la falla se hunde con respecto al muro o piso. Se produce un alargamiento o extensión del bloque rocoso. No crean salientes. Es posible caminar sobre el área expuesta.
Fig.21 Fallas con desplazamiento normal
4. Conclusiones: 16
1. Las rocas cambian con el pasar de los años porque nuestro planeta es geodinámica, esto nos dice que en cualquier proyectos de infraestructura nosotros debemos tener en cuenta el lugar donde nos estamos asentando al momento de construir, como ingenieros civiles y calculistas no solamente debemos centrarnos en eso sino también en nuestro medio de desarrollo como los es el suelo del planeta tierra. (Jhonny Tufiño) 2. El comportamiento mecánico de las rocas está definido por su resistencia y su deformabilidad. La resistencia, como se ha definido anteriormente, es el esfuerzo que soporta una roca para determinadas deformaciones. Cuando la resistencia se mide en probetas de roca sin confinar se denomina resistencia a compresión simple, y su valor se emplea para la clasificación geotécnica de las rocas. (Darling Guajala) 3. El estudio de los esfuerzos y deformaciones de las rocas es de gran utilidad para la realización de una obra civil, ya que al conocer estos parámetros se podrá elegir la mejor técnica constructiva o en su caso elegir el mejor sector para realizar cualquier tipo de construcción reduciendo al mínimo el riesgo geológico de la zona. Los esfuerzos y deformaciones de rocas dan formación a diferentes estructuras rocosas, fallas, pliegues, etc., los cuales son de gran importancia debido a las consecuencias que conllevan si a lo largo del tiempo llegan a actuar sobre una estructura. (Andrés Mediavilla) 4. Ensayo Triaxial de las rocas.-
17
5.- Efecto de anisotropía.- r uptura en compresión monoaxial de una roca con fractura preexistente
18
Bibliografía: Ordoñez, M. M. (7 de Diciembre de 2011). Slide Share. Obtenido de Defromacion de las rocas: http://es.slideshare.net/MauricioMontoya2/deformacion-rocas Rodriguez, M. G. (2012). Biología y Geología. Tarbuck, E. J., Lutgens, F. K., & Tasa, D. (2005). Ciencias de la Tierra. Una introduc. Arlegui, L. E. (1996). Diaclasas, fallas y campo de esfuerzos en el sector central de la Cuenca del Ebro. Unpublished Ph. D. thesis, Universidad de Zaragoza. Martínez, O. R. (2007). Geografía física II. Roca, E. (1994). La evolución geodinámica d e la Cuenca Catalano-Balear y áreas adyacentes desde el Mesozoico hasta la actualidad. Acta geológica hispánica, 29(1), 3-25. Anexo 1:
La evolución geodinámica de la Cuenca Catalano-Balear y áreas adyacentes desde el Mesozoico hasta la actualidad La cuenca catalana-balear es un Oligoceno tardío a una cuenca sedimentaria reciente situada entre las partes internas del cinturón de empuje Betic-Baleanc (situado debajo de la actual cuenca argelina) y el conjunto de la cuenca Ibérica de la Cadena-Ebro. Integrado parcialmente en el cinturón de empuje temprano a medio del Mioceno báltico-balear, la cuenca catalana-balear comprende no sólo las zonas ibéricas orientales afectadas por procesos extensionales (Valencia, Cataluña y Sureste de la Cadena Ibérica), sino también la externa Partes del Orógeno Bético-Balear (Promontorio Balear). Desde el punto de vista regional, la cuenca catalana-balear corresponde a la prolongación suroccidental de la cuenca oceánica Liguro-provenzal y, en las zonas no muy afectadas por las estructuras compresivas BeticBaleanc, se caracteriza por un rift continental muy atenuado. Hasta ahora, las principales características de la cuenca catalana-balear han sido intentadas explicarse sólo a partir de los procesos geodinámicos que crearon la cuenca. Con el fin de reconocer el papel desempeñado por los procesos geodinámicos que afectaron a la Cuenca Catalan aBalear con anterioridad a su formación, se analiza en este artículo la evolución triásica hasta la actualidad del área ocupada por la cuenca. A partir de este análisis, se pueden distinguir tres etapas principales: a) una primera etapa mesozoica, en la que el área fue sometida a procesos extensionales que generaron cuencas anchas y volcánicas alcalinas; B) una segunda etapa paleogénica con predominio de los procesos de compresión que dieron ese a los cinturones complejos de plegado y empuje; Y c) un tercer estadio Oligoceno-Neógeno tardío, muy complejo, en 19
el que se formó la Cuenca Catalana-Balear en respuesta tanto a la compresión (edificio Oligoceno-Mioceno Medio del cinturón Betic-Balear) como a los procesos geodinámicos extensionales Fase tardía de rifting OligocenoMioceno Temprano y colapso extensional Mioceno Pos-Medio del Orógeno Bético-Balear). La estructura actual del área se relaciona principalmente con los últimos procesos compresivos y extensivos de Oligoceno-Neógeno tardío. Sin embargo, el despliegue progresivo de una sección transversal de la corteza a lo largo de toda la cuenca catalana-balear indica que las estructuras que se formaron durante el Mesozoico determinaron no sólo las características geométricas de la deformación compacta del P aleógeno sino también las del Oligoceno-Neógeno tardío Deformación extensional que creó la cuenca catalana-balear. En este sentido, el análisis de las etapas evolutivas diferenciadas del Mesozoico y del Cenozoico muestra que: i) las principales deformaciones cenozoicas están situadas a lo largo de los márgenes de las anteriores cuencas mesozoicas, de manera que la mayoría de las fallas activas durante el Cenozoico resultaron de la Reactivación de las fallas normales que delimitaron las cuencas mesozoicas anteriores; Ii) la cuenca catalana-baleana coincide en gran medida con la zona cubierta por las cuencas catalanas y columbreras mesozoicas; Iii) el adelgazamiento cenital demostrado por la Cuenca Catalana-Balear, podría ser parcialmente inhalado desde la extensión mesozoica.
20
