Estructuras-Fallas-Pliegues

Manuel García Rodríguez ISBN: 978-84-92767-65-6. (2012)

L A I C I F O O I R A M E T

tema 11

BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA 11. Geología estructural. estructural. Esfuerzos y deformaciones deformaciones de las rocas. Deformación dúctil: los pliegues y sus tipos. Mecanismos de plegamiento. Deformaciones frágiles: diaclasas y fallas. Características y tipos. Asociaciones de pliegues y fallas.

11.1. Geología estructural. Esfuerzos y deformaciones de las rocas. 11.2. Deformación dúctil: los pliegues y sus tipos. Mecanismos de plegamiento. 11.3. Deformaciones frágiles: diaclasas y fallas. 11.4. Características y tipos. 11.5. Asociaciones de pliegues y fallas. 3 1 7 1 8 3 2 3 2



1.

GEOLOGÍA ESTRUCTURAL. ESFUERZOS Y DEFORMACIONES DE LAS ROCAS

1.1.

GEOLOGÍA ESTRUCTURAL

1.2.

TIPOS DE ESFUERZOS

1.3.

DEFORMACIONES DE LAS ROCAS 1.3.1. Niveles estructurales 1.3.2. Tipos de deformación 1.3.3. Factores de la deformación

2. 2.1.

DEFORMACIÓN DÚC TIL: LOS PLIEGUES Y SUS TIPOS. MECANISMOS DE PLEGAMIENTO

LOS PLIEGUES 2.1.1. Partes de un pliegue 2.1.2. Dirección y buzamiento de un pliegue

2.2.

CLASIFICACIÓN Y TIPOS DE PLIEGUES 2.2.1. Anticlinal y sinclinal 2.2.2. Clasificación de pliegues por el plano axial

2.3.

MECANISMOS DE PLEGAMIENTO 2.3.1. Bordes divergentes 2.3.2. Bordes convergentes

3.

DEFORMACIONES FRÁGILES: DIACLASAS Y FALLAS

3.1.

DIACLASAS

3.2.

FALLAS 3.2.1. Definición 3.2.2. Partes de una falla

4.

CARACTERÍSTICAS Y TIPOS

5.

ASOCIACIONES DE PLIEGUES Y FALLAS

5.1.

ASOCIACIONES DE PLIEGUES

5.2.

ASOCIACIONES DE FALLAS 5.2.1. Graben y horst 5.2.2. Mantos de cabalgamiento 5.2.3. Ejemplos geográficos

BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA tema 11

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INTRODUCCIÓN

Geología estructural es la rama de la geología que estudia la corteza terrestre, sus estructuras y la relación de las rocas que las forman. Estudia la geometría de las rocas y la posición en que aparecen en superficie. Interpreta y estudia la deformación de los materiales en la corteza terrestre, cuyas representaciones más habituales son la formación de pliegues y de fallas. La geología estructural tiene relación directa con la ingeniería geológica, desde el momento en que suministra información y permite interpretar procesos geológicos cotidianos con los que se encuentra la ingeniería en el desarrollo de obras civiles. Algunos hitos en la historia reciente del hombre que han marcado la necesidad de realizar estudios geológicos detallados fueron la rotura de grandes presas, como la de San Francisco (1929) o la de Vanjoc en Italia (1963), o deslizamientos como el de El Berriche (Honduras, 1998).

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BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA


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1. GEOLOGÍA ESTRUCTURAL. ESFUERZOS Y DEFORMACIONES DE LAS ROCAS 1.1.

GEOLOGÍA ESTRUCTURAL 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. Es de destacar que uno de los fines prioritarios de la geología en relación con la vida del hombre ha sido la localización, valoración y extracción de los recursos naturales, es decir, materias minerales, combustibles fósiles y agua. Sin embargo, desde hace unas décadas la geología desempeña un importante papel en las obras públicas. Hoy en día no se concibe una obra importante de ingeniería o arquitectura sin que previamente se haya realizado el correspondiente informe geológico del terreno donde se va a asentar. Esto ha dado origen a una nueva especialidad conocida como ingeniería geológica. Las catástrofes más importantes, en vidas humanas y en coste económico, son debidas a lo riesgos geológicos. La geología debe de ser la ciencia que más se ocupe en estudiar los riesgos derivados de los procesos, tanto externos como internos, y los factores que condicionan tales riesgos.

Cita algunos ejemplos que conozcas de riesgos geológicos relacionados con la geología estructural que hayan tenido una fuerte repercusión social.

1.2.

TIPOS DE ESFUERZOS Cuando se habla de esfuerzos se hace referencia a la fuerza aplicada a un área determinada de roca. La unidad de medida más habitual es el kilogramo por centímetro cuadrado (kg/cm 2). En la naturaleza, según la dirección de las fuerzas aplicadas, el esfuerzo puede reconocerse en tres variedades; la compresión, la tensión y la cizalla. 

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.



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.



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.



1. Compresivos con acortamiento de la corteza. 2. Distensivos o de tensión y alargamiento de la corteza. 3. Laterales o de cizalla. 4. Verticales produciendo abombamiento.

Figura 1. Tipos de esfuerzos que influyen en la deformación de las rocas.

1.3.

DEFORMACIONES DE LAS ROCAS 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. Las condiciones y ambientes de deformación de las rocas son muy variados, ya que pueden encontrarse desde niveles muy superficiales hasta los 40 kilómetros de profundidad. Generalmente, las condiciones de presión y de temperatura bajo las que se desarrollan son de hasta más de 10 kilobares y más de 1.000 ºC. Para poder interpretar las condiciones de formación de cada estructura, es imprescindible asociarla a un nivel estructural.

1.3.1.

Niveles estructurales Se entiende por nivel estructural 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. Si consideramos la superficie de la Tierra, hacia zonas más profundas, han sido definidos tres niveles estructurales en los que las rocas tienen diferente comportamiento. Como es lógico, a medida que nos encontramos en niveles más profundos, las condiciones de presión y temperatura se incrementan, por lo que las rocas adquieren un comportamiento más dúctil. 

Nivel estructural superior. Se localiza desde la superficie del terreno (según la altitud en cada lugar) 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.

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Nivel estructural superior

FALLAS

0

Nivel estructural medio

FALLAS Y PLIEGUES Frente superior de esquistosidad Nivel estructural inferior

5.000

ESQUISTOSIDAD

Límite superior de la foliación

10.000 Fusión

(granito de anatexia)

Figura 2. Niveles estructurales de la corteza terrestre (según Mattauer, 1976).

1.3.2.



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.

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. En general, las rocas son poco elásticas en niveles muy superficiales de la corteza terrestre, pero sí pueden serlo cuando se encuentran sometidas a una gran presión litostática y niveles más profundos.



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 de plasticidad, las rocas se fracturan y pasan a comportarse como cuerpos frágiles.

Cita dos ejemplos de objetos o materiales cotidianos que tengan comportamiento elástico, y otros dos con comportamiento plástico.



1.3.3.

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Factores de la deformación Los factores que controlan el tipo de deformación son: la naturaleza de la roca, presión, temperatura, tipo de esfuerzo aplicado y tiempo de aplicación del esfuerzo. Para comprender el proceso de fracturación es necesario evaluar todos ellos conjuntamente. 

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 (por ejemplo, las arcillas), y otras un comportamiento frágil (por ejemplo, la caliza).



Presión y temperatura. Son los factores determinantes de la deformación. Como regla general, a mayor presión y temperatura, la roca tiene un comportamiento más dúctil y, por tanto, la deformación es mayor (ver niveles estructurales).



Tipo de esfuerzo aplicado. La compresión provoca acortamiento en los estratos, bien por pliegues o por fallas. Esfuerzos distensivos 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.



Tiempo de aplicación del esfuerzo. Influye el tiempo de aplicación y la intensidad. 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.

Aplanamiento

Flexión Cizallamiento

Flujo

Temperatura FRÁGIL (Fallas) DÚCTIL (Pliegues) FUSIÓN

(Foliación)

Presión Figura 3. Comportamiento de las rocas según las condiciones de presión y temperatura (ver relación entre este gráfico y los niveles estructurales).

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2. DEFORMACIÓN DÚC TIL: LOS PLIEGUES Y SUS TIPOS. MECANISMOS DE PLEGAMIENTO 2.1.

LOS PLIEGUES Una roca se pliega cuando una superficie de referencia definida antes del plegamiento como plana se transforma en una superficie curva. 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.

2.1.1.

Partes de un pliegue Las partes de los pliegues que pueden identificarse y nos permiten definirlos y clasificarlos son:    

 

Líneas de cresta. Las curvas que unen los puntos más elevados de la superficie curvada. Línea de valle. Las curvas que unen los puntos más bajos de la superficie curvada. Flanco del pliegue. Cada uno de los lados del pliegue. Eje de pliegue. Lugar de los puntos de curvatura máxima. También se puede definir como la línea que resulta de la intersección entre el pliegue y el plano axial. Plano axial. Superficie que contiene los ejes de los pliegues de varios estratos. Inmersión. Es el ángulo que forma una línea (o eje del pliegue) con el plano horizontal medido sobre un plano vertical que contenga esa línea. El valor de la inmersión de una línea varía entre 0º y 90º.

Dibuja un pliegue con indicación de cada una de sus partes. Si lo consideras necesario, busca ayuda en la bibliografía recomendada. 2.1.2.

X

Dirección y buzamiento de un pliegue Dirección Este concepto se refiere al ángulo que forma con el norte geográfico la línea que resulta de la intersección de un plano horizontal imaginario con la capa, estrato o estructura que se estudia. La dirección de un pliegue es, por tanto, el ángulo que forma la proyección del eje del pliegue sobre un plano horizontal con el norte geográfico. El valor de la dirección suele darse de 0º a 90º, añadiendo si ese ángulo con respecto al norte es hacia el este o hacia el oeste; por ejemplo N 53º E. La dirección del pliegue (del eje del pliegue) no tiene por qué coincidir con la dirección de los flancos de dicho pliegue, aunque sí suelen ser parecidos.

X

Buzamiento Se define como el ángulo que forma la capa o estructura estudiada con un plano horizontal imaginario, medido en la línea de máxima pendiente de la capa. El sentido del buzamiento de un plano es el ángulo que forma la proyección de la línea de máxima pendiente en un plano horizontal con el norte geográfico e indica hacia dónde se inclina la capa en relación con el norte; por ejemplo, 45º E o 30º SE. El sentido del buzamiento de un plano es siempre perpendicular a la dirección del plano. Por lo general, cuando se habla de buzamiento del pliegue se hace referencia al ángulo de inmersión.


2.2. 2.2.1.


CLASIFICACIÓN Y TIPOS DE PLIEGUES Anticlinal y sinclinal Cada uno de los tramos de un estrato o conjunto de capas comprendidos entre los puntos de inflexión es un pliegue, por el que se da una sucesión de formas cóncavas seguidas de otras convexas y a la inversa. Si consideramos un tren de pliegues, periódicamente se repiten y alternan formas convexas o antiformes, y formas cóncavas o sinformes. Los conceptos de anticlinal y sinclinal informan, además, de la convexidad o concavidad de la edad de los materiales en el pliegue. 

Anticlinal: pliegue arqueado o con la convexidad ascendente en el que los materiales más antiguos se localizan en el núcleo.



Sinclinal: pliegue arqueado o con la convexidad descendente en el que los materiales más modernos se localizan en el núcleo.

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.

PLANOS AXIALES

Norte FLANCO OESTE

Material más moderno

EJE DEL ANTICLINAL EJE SINC ángulo de buzamiento B = 78º E Material más antiguo

SINCLINAL

ANTICLINAL

Figura 4. Asociación de pliegue anticlinal y sinclinal con indicación de los planos axiales, ejes, flancos. La dirección de los pliegues de la figura es N 0º E, ya que el plano axial es paralelo al norte geográfico. El buzamiento del pliegue (eje del pliegue) es 0º, ya que el eje del pliegue es horizontal. El buzamiento del flanco este es 78º E.

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Sentido de vergencia

TUMBADO

INCLINADO

EN ABANICO

RECTO

Figura 5. Clasificación de pliegues según la incitación del plano axial.

2.2.2.

Clasificación de pliegues por el 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:

2.3.



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.

MECANISMOS DE PLEGAMIENTO Para entender los mecanismos del plegamiento debe recurrirse a la tectónica de placas. Los movimientos de las placas litosféricas, en sus bordes constructivos y destructivos, son los responsables de la mayor parte de los procesos de plegamiento y fracturación que actúan sobre la corteza terrestre. Sin entrar en detalle de la tectónica de placas, a continuación se repasan los tipos de borde, con indicación del mecanismo de plegamiento o fracturación dominante.

2.3.1.

Bordes divergentes Son los bordes donde las placas se separan produciendo un ascenso de material desde el manto, para crear nuevo suelo oceánico. Pueden encontrase sobre corteza oceánica o continental. En relación con la deformación de los materiales, tienen mayor importancia los que se inician bajo corteza continental, creando los rift o valles de rift . Durante este proceso se produce primero un abombamiento y adelgazamiento de la corteza, seguido de un estiramiento que da lugar a un sistema de fracturas (fallas normales) en cadena, alternado con episodios de vulcanismo, hasta llegar a formar una gran fosa tectónica. El rift en corteza oceánica no se comenta debido a su escaso interés en el proceso de deformación.



Etapa inicial de rift continental

Apertura del fondo oceánico

Fase de expansión del fondo oceánico

Figura 6. Rift continental y apertura del fondo oceánico.

2.3.2.

Bordes convergentes Las zonas de convergencia de placas son las zonas donde la litosfera subduce en el manto o crea grandes cadenas montañosas por el choque entre placas. En las zonas de subducción se produce la fusión de la placa litosfera originando magmatismo, que al intruir en la corteza puede crear deformación de los materiales que atraviesa. Cuando dos placas de litosfera continental chocan, se produce el mayor mecanismo de de deformación, al dar lugar a grandes cadenas montañosas con un gran número de estructuras plegadas que generalmente van acompañadas de todo tipo de fracturas. En este tipo de colisión es muy frecuente la formación de grandes mantos de cabalgamiento. Un ejemplo actual de este tipo de borde es la formación de la cordillera del Himalaya.

Dibuja un esquema en el que se vea la relación entre la deformación de los materiales de la corteza y la intrusión de cuerpos ígneos en relación con una zona de subducción.

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3. DEFORMACIONES FRÁGILES: DIACLASAS Y FALLAS 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. 3.1.

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.

3.2. 3.2.1.

FALLAS Definición Son fracturas en la corteza a lo largo de las cuales ha tenido lugar un desplazamiento apreciable. Pueden tener longitudes en planta desde pocos metros hasta centenares de kilómetros, como por ejemplo la de San Andrés en California. Los movimientos repentinos de las fallas son normalmente los responsables de la mayoría de los terremotos. Las fallas antiguas suelen ser inactivas.

3.2.2.

Partes de una falla Las fallas se visualizan como planos o superficies que dividen una porción del terreno desplazando una con respecto a otra, ya sea en la vertical, en la horizontal o en ambos sentidos. Los elementos que definen una falla son: 

Plano de falla. Es la superficie de rotura sobre la que se produce el movimiento de un bloque sobre el otro.





Labio levantado. Porción del terreno o bloque con un movimiento de ascenso con respecto al labio hundido. Labio hundido. Bloque del terreno con un movimiento descendente con respecto al labio levantado. Dirección de la falla. Ángulo que forma con el norte geográfico la línea que resulta de la intersección de un plano imaginario horizontal con el plano de falla. Buzamiento de la falla. Ángulo que forma el plano de falla con un plano horizontal imaginario, medido en la línea de máxima pendiente. Espejo de falla. Superficie pulida que se visualiza sobre el plano de falla como consecuencia de la fricción entre los dos bloques. Estrías de falla. Estrías o hendiduras sobre el plano de falla por presión y fricción entre los dos bloques. Brecha de falla. Material de aspecto caótico que se encuentra en el plano de falla debido al desplazamiento y presión de los dos bloques. Techo de falla. Superficie rocosa que está inmediatamente por encima de la falla.



Muro de falla. Superficie rocosa que está inmediatamente por debajo de la falla.



Salto de falla. Desplazamiento de un bloque o labio con respecto al otro, medido en las componentes vertical y horizontal.













Dibuja una falla con indicación de cada una de sus partes.



4. CARACTERÍSTICAS Y TIPOS Según el tipo de desplazamiento que tengan los bloques uno respecto a otro, así como que se trate de movimientos en la vertical u horizontal, pueden definirse los siguientes tipos de falla: 

Fallas normales. Se produce un desplazamiento vertical por esfuerzos distensivos cuando el bloque de techo se desplaza hacia abajo con respecto al bloque de muro.



Fallas inversas. Se produce un desplazamiento vertical por esfuerzos compresivos cuando el bloque de muro se desplaza hacia arriba con respecto al bloque de techo.



Fallas en dirección. Son planos de fractura con desplazamiento en la horizontal paralela a la dirección de la falla. Se dan en todas las escalas, pueden recorrer desde centenares de kilómetros y afectar a toda la corteza o tratarse de pequeños accidentes que acompañan a los pliegues.

Las fallas transformantes son un tipo de fallas horizontales o en dirección que afectan a la litosfera y cortan a las dorsales oceánicas.

FALLA NORMAL

FALLA INVERSA

FALLA EN DIRECCIÓN Figura 7. Clasificación básica de fallas: normal, inversa y en dirección.

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5. ASOCIACIONES DE PLIEGUES Y FALLAS 5.1.

ASOCIACIONES DE PLIEGUES El ejemplo más sencillo de asociaciones de pliegues es la relación entre anticlinales y sinclinales, combinación de estructuras que suelen aparecer juntas en la mayoría de los casos. Este tipo de relaciones en la naturaleza se complica extraordinariamente desde el momento en que podemos combinar diferentes buzamientos de los flancos de los pliegues, e incluso introducir fracturas en el sistema. Las asociaciones de pliegues más complejas suelen relacionarse con los mantos de cabalgamiento.

5.2.

ASOCIACIONES DE FALLAS Es frecuente encontrar asociaciones de fallas, que dan lugar a estructuras tipo graben, horst y mantos de cabalgamiento.

0m

5.000 m

Figura 8. Ejemplo de un sistema con asociación de pliegues y fallas.

5.2.1.

Graben y horst Los graben y horst son estructuras que suelen localizarse en el contexto de la tectónica de placas y se caracterizan por tratarse de zonas hundidas o valles alargados, limitados por fallas con desplazamiento vertical. También se denominan fosas tectónicas. Cuando se suceden varias fosas tectónicas, las zonas elevadas limítrofes entre dos consecutivas se denominan horst. El tamaño de este tipo de estructuras puede variar de decenas a miles de kilómetros.

5.2.2.

Mantos de cabalgamiento Los mantos de cabalgamiento son un tipo particular de falla inversa con desplazamiento vertical que se realiza a través de un plano de fractura de dimensiones regionales, y con buzamientos que suelen ser inferiores a 45º. Tienen su origen en esfuerzos compresivos en la horizontal que producen un acortamiento en la corteza, de forma que el bloque de techo «cabalga» sobre el bloque de muro.



A. Representación de un sucesión de horst y graben sin presentar erosión.

Granito

FOSA TECTÓNICA Relleno de materiales sedimentarios

Granito

B. Graben relleno de sedimentos o fosa tectónica. Figura 9. Estructura tipo graben y horst.

5.2.3.

X

Ejemplos geográficos Falla de San Andrés (California) Es uno de los mejores ejemplos de falla en dirección. Se trata de una fractura de unos 900 km de longitud, que va acompañada de numerosas fallas que son paralelas o conjugadas a ella. Se sabe que funciona periódicamente en parte de su longitud, a veces a lo largo de más de 300 km, y es la responsable de numerosos terremotos que afectan a la región. Se ha estimado que el movimiento de la falla podría ser de unos 4 cm/año, y que lleva en funcionamiento desde al menos hace 25 millones de años, e incluso posiblemente desde el Cretácico, hace 70 millones de años.

X

Rift africano Se trata de una zona de borde divergente en el interior de una zona continental en el contexto de la tectónica de placas. Actualmente es un buen ejemplo de sucesión de estructuras tipo graben separadas por horst, que llegan a alcanzar una longitud de 6.000 km. El abombamiento de la corteza continental en los estadios iniciales se debe al ascenso de una pluma caliente desde el manto que adelgaza y estira la corteza. La extensión de la corteza va acompañada de episodios de vulcanismo y formación de fallas, que dan origen al valle de rift. A medida que continúa la expansión en el tiempo, el rift se hace cada vez más profundo y ancho, hasta formar un océano. La actividad volcánica que acompaña al rift africano se hace visible en la formación de montañas como el Kilimanjaro.

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X

Orógeno del Himalaya Es el ejemplo actual más representativo de acortamiento cortical, y es el resultado más espectacular de la colisión de dos placas tectónicas continentales. El Himalaya se extiende unos 2.400 km y comprende la mayor altura del mundo (8.848 m en el Everest) y la mayor tasa de elevación tectónica (1 cm/año en el Nanga Parbat). En el Cretácico superior (84 Ma), la placa de la India comenzó su deriva hacia el norte muy rápidamente, a una velocidad media de 16 cm/año, para cubrir una distancia de unos 6.000 km hasta la colisión de la parte noroeste de la India con Eurasia en el Eoceno inferior (48-52 Ma). Desde entonces y hasta hoy, el continente indio continúa su ascenso hacia el norte a un ritmo más lento, pero aún sorprendentemente rápido, de unos 5 cm/año, empujando a Eurasia. Mientras la mayoría de la corteza oceánica era «simplemente» subducida debajo del bloque tibetano durante el movimiento hacia el norte de la India, se presentaban al menos dos mecanismos principales: la subducción de la corteza continental de la India, bajo el Tíbet, y un acortamiento cortical por empuje y el plegamiento de los sedimentos del margen pasivo de la India, junto con la deformación de la corteza tibetana. El resultado final es la presencia de innumerables pliegues, fallas y mantos de cabalgamiento por todo el Himalaya.

Busca en la bibliografía recomendada información sobre la falla de San Andrés y las fallas asociadas que la acompañan.



BIBLIOGRAFÍA BIBLIOGRAFÍA COMENTADA CENTENO J. D., FRAILE, M. J., OTERO, M. A. y PIVIDAL A. J. (1994): Geomorfología aplicada. Ejercicios de fotointer pretación y planificación ambiental . Madrid: Rueda. Esta obra está estructurada en siete lecciones a modo de capítulos. La primera hace una introducción a la fotografía aérea e incluye una realización práctica. En las sucesivas lecciones se aumenta en complejidad, aplicando la fotointerpretación a la geomorfología de una zona de estudio concreta. El libro contiene varias realizaciones prácticas y colecciones de pares estereoscópicos. MATTAUER, M. (1976): Las deformaciones de los materiales de la corteza terrestre. Barcelona: Omega. En el contexto de una explicación lógica y unitaria de los fenómenos fundamentales de la geología, ofrece una visión general de la tectónica que trata más a fondo los métodos y problemas de las ciencias de la Tierra que el aspecto descriptivo y regional. El texto está estructurado en 18 temas. MONROE J. S., WICANDER, R. y POZO, M. (2008): Geología. Dinámica y evolución de la Tierra. Madrid: Paraninfo. Pretende ser un texto de referencia en las asignaturas de geología que se imparten en diferentes licenciaturas e ingenierías. El objetivo del libro es proporcionar a los alumnos una comprensión básica de la geología moderna. POZO RODRÍGUEZ, M., GONZÁLEZ YÉLAMOS, J. y GINER ROBLES J. (2005): Geología práctica. Introducción al reconocimiento de materiales y análisis de mapas. Madrid: Pearson. Prentice Hall. Abarca un amplio espectro de prácticas de geología. Aborda la identificación de minerales y rocas, y un conjunto de prácticas sobre interpretación de mapas topográficos, geológicos y fotografía aérea. STRAHLER, A. N. (1988). Geografía física. Barcelona: Omega. Se trata de un libro clásico e imprescindible para las personas que deseen introducirse o profundizar en las materias que constituyen la geografía física. Está estructurado en cuatro partes: (1) El globo terráqueo, (2) La atmósfera y los océanos, (3) El clima, suelos y vegetación, y (4) La forma del modelado. Está ilustrado con numerosos dibujos, esquemas y fotografías de ejemplos reales. Contiene además cuestionarios de repaso de cada tema.

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RESUMEN


11. Geología estructural. Esfuerzos y deformaciones de las rocas. Deformación dúctil: los pliegues y sus tipos. Mecanismos de plegamiento. Deformaciones frágiles: diaclasas y fallas. Características y tipos. Asociaciones de pliegues y fallas. 11.1. 11.2. 11.3. 11.4.

Geología estructural. Esfuerzos y deformaciones de las rocas. Deformación dúctil: los pliegues y sus tipos. Mecanismos de plegamiento. Deformaciones frágiles: diaclasas y fallas. Características y tipos.

11.5. Asociaciones de pliegues y fallas.

1. GEOLOGÍA ESTRUCTURAL. ESFUERZOS Y DEFORMACIONES DE LAS ROCAS

1.3.3. 



1.1. GEOLOGÍA ESTRUCTURAL Geología estructural es la rama de la geología que aborda el estudio de la cor teza terrestre, sus estructuras y la relación de las rocas que las forman.





Tiene relación directa con algunas disciplinas geológicas, como la mecánica de suelos, de rocas y la geotecnia.

1.2. TIPOS DE ESFUERZOS Se refiere a la fuerza aplicada a un área determinada de roca. El esfuerzo puede ser por: 





Compresión. Esfuerzo al que son sometidas las rocas cuando se comprimen por fuerzas dirigidas unas contra otras a lo largo de una misma línea. Tensión. Resultado de las fuerzas que actúan a lo largo de la misma línea pero en dirección opuesta. Cizalla. El esfuerzo actúa en paralelo pero en direcciones opuestas.

1.3. DEFORMACIONES DE LAS ROCAS Como resultado del esfuerzo aplicado, una roca puede fracturarse o deformarse, arrugándose. Las condiciones y ambientes de deformación de las rocas varían según el nivel estructural.

1.3.1. 





1.3.2. 



Niveles estructurales Nivel estructural superior. Poca profundidad, a presión y temperatura bajas. Comportamiento frágil y dominio de las fallas. Nivel estructural medio . El mecanismo predominante es la flexión debido al comportamiento dúctil de las rocas; predominio de pliegues. Nivel estructural inferior. Es el nivel del metamorfismo.

Tipos de deformación Deformación elástica. Cuando tras cesar el esfuerzo la roca deformada recupera su forma original. Deformación plástica . Cuando una roca sufre una deformación plástica, tras la que ya no puede recuperar su forma original.

Factores de la deformación Naturaleza de la roca. No todas las rocas tiene la misma resistencia interna. Presión y temperatura. Como regla general, a mayor presión y temperatura, la roca tiene un comportamiento más dúctil y, por tanto, la d eformación es mayor. Tipo de esfuerzo aplicado. Diferentes tipos de esfuerzos producen deformaciones distintas. Tiempo de aplicación del esfuerzo. Influye el tiempo de aplicación y la intensidad.

2. DEFORMACIÓN DÚCTIL: LOS PLIEGUES Y SUS TIPOS. MECANISMOS DE PLEGAMIENTO

2.1. LOS PLIEGUES Una roca se pliega cuando una superficie de referencia definida antes del plegamiento como plana se transforma en una superficie curva.

2.1.1.      

2.1.2. 



Partes de un pliegue Líneas de cresta. Línea de valle. Flanco del pliegue. Eje de pliegue. Plano axial. Inmersión.

Dirección y buzamiento de un pliegue Dirección. La dirección de un pliegue es el ángulo que forma la proyección del eje del pliegue sobre un plano horizontal con el norte geográfico. Buzamiento. Se define como el ángulo que forma la capa o estructura estudiada con un plano hori zontal imaginario, medido en la línea de máxima pendiente de la capa.

1

2



2.2. CLASIFICACIÓN Y TIPOS DE PLIEGUES 2.2.1. 



2.2.2.    

Anticlinales y sinclinal Anticlinal. Pliege con la convexidad ascendente y contiene los materiales más antiguos en el núcleo. Sinclinal. Pliegue con la convexidad descendente y con los materiales más modernos en el núcleo.

Clasificación de pliegues por el plano axial Pliegue recto. Pliegue inclinado. Pliegue tumbado. Pliegue en abanico.

2.3. MECANISMOS DE PLEGAMIENTO Los movimientos de las placas litosféricas, en sus bordes constructivos y destructivos, son los responsables de la mayor parte de los procesos de plegamiento y fracturación.

2.3.1.

Bordes divergentes

Se inician bajo corteza continental, creando los rift. Llegan a una gran fosa tectónica.

2.3.2. Bordes convergentes Cuando dos placas de litosfera continental chocan, se produce el mayor mecanismo de deformación, al originarse grandes cadenas montañosas con muchos pliegues y fallas.

3. DEFORMACIONES FRÁGILES: DIACLASAS Y FALLAS Se producen por el comportamiento frágil de las rocas.

3.1. DIACLASAS Plano de fractura sin desplazamiento de los bloques que quedan a ambos lados.

4. CARACTERÍSTICAS Y TIPOS 







5. ASOCIACIONES DE PLIEGUES Y FALLAS

5.1. ASOCIACIONES DE PLIEGUES El ejemplo más sencillo de asociaciones de pliegues es la relación entre anticlinales y sinclinales. Las asociaciones de pliegues más complejas suelen relacionarse con los mantos de cabalgamiento.

5.2. ASOCIACIONES DE FALLAS 5.2.1.

3.2.1.

Definición

Fracturas en la corteza a lo largo de las cuales hay desplazamiento.

3.2.2.           

Partes de una falla Plano de falla. Labio levantado. Labio hundido. Dirección de la falla. Buzamiento de la falla. Espejo de falla. Estrías de falla. Brecha de falla. Techo de falla. Muro de falla. Salto de falla.

Graben y horst

Se caracterizan por zonas hundidas o valles alargados, limitados por fallas con desplazamiento vertical. También se denominan fosas tectónicas.

5.2.2.

Mantos de cabalgamiento

Son un tipo particular de falla inversa con desplazamiento vertical de dimensiones regionales.

5.2.3.  

3.2. FALLAS

Fallas normales. Desplazamiento vertical por esfuerzos distensivos. Fallas inversas. Desplazamiento vertical por esfuerzos compresivos. Fallas en dirección. Desplazamiento en la horizontal paralelo a la dirección de la falla. Fallas transformantes. Son un tipo de fallas en dirección que afectan a la litosfera y cortan a las dorsales oceánicas.



Ejemplos geográficos Falla de San Andrés (California). Falla en dirección. Rift africano. Fosa tectónica. Orógeno del Himalaya. Borde convergente.


AUTOEVALUACIÓN

1.

2.

3.

4.

5.

La geología estructural tiene relación con: 

a. La hidrología de superficie.



b. La hidrogeología.



c. La geotecnia.



d. La dinámica litoral.

La compresión de las rocas da lugar a: 

a. Solo fallas normales.



b. Fallas normales e inversas.



c. Pliegues y fallas.



d. Solo pliegues.

El nivel estructural medio se caracteriza por: 

a. Ser el dominio del comportamiento frágil de las rocas.



b. Iniciarse el metamorfismo.



c. La presencia de esquistosidad.



d. Un comportamiento dúctil de las rocas.

Los factores determinantes que condicionan el tipo de deformación son: 

a. La presión y la temperatura.



b. La naturaleza de la roca.



c. El tiempo de esfuerzo.



d. La presencia de esquistosidad.

La orientación de una falla en el espacio se define por: 

a. El desplazamiento vertical.



b. El desplazamiento horizontal.



c. La dirección y buzamiento del plano de falla.



d. La presencia de estrías de falla.


1

2


6.

7.

8.

9.

10.


Un pliegue en abanico tiene: 

a. Dos flancos con la misma vergencia.



b. Un plano axial que buza más de 30º.



c. Un plano axial vertical.



d. Dos flancos con diferentes vergencias.

El techo de falla es: 

a. La superficie topográfica más elevada.



b. La superficie rocosa que está inmediatamente por encima de la falla.



c. El labio levantado.



d. El labio hundido.

Los mantos de cabalgamiento se relacionan con: 

a. Zonas de rift continental.



b. Fallas en dirección y fallas transformantes.



c. Zonas de colisión continental.



d. Intrusión de rocas ígneas.

La falla de San Andrés es un ejemplo de: 

a. Inicio de rift continental y fallas normales.



b. Zona de subducción y fallas inversas.



c. Fosa tectónica en ambiente distensivo.



d. Falla en dirección con otras fallas asociadas.

La geología estructural tiene interés en la sociedad actual por: 

a. Suministrar conocimiento para poder predecir riesgos geológicos.



b. Conocer la historia de la Tierra.



c. Hacer clasificación de procesos naturales.



d. Estudiar la dinámica global de la corteza.

Estructuras-Fallas-Pliegues

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