ESTRUCTURAL_001

UNIVERSIDAD NACIONAL DE SAN LUIS DEPARTAMENTO DE GEOLOGÍA

GUIA DE ESTUDIO PARA LAS CLASES TEÓRICAS DEL CURSO

GGEEOOLLOOGGÍÍAA EESSTTRRUUCCTTUURRAALL

2006

Dr. Carlos H. Costa

IMPORTANTE La presente guía ha sido diseñada para reunir el material gráfico principal que se presenta en las clases teóricas, junto con conceptos fundamentales y definiciones de diferentes temas del programa teórico del curso. En ese sentido, representa un material de estudio orientativo y complementario que no reemplaza a la consulta bibliográfica de los textos que se sugieren al final de cada tema

Universidad Nacional de San Luis

DEPARTAMENTO DE GEOLOGÍA

GEOLOGÍA ESTRUCTURAL

TEMA 1 INTRODUCCIÓN

Definiciones Geología Estructural Es la disciplina que se ocupa del estudio y análisis morfológico y geométrico de las deformaciones que sufren los materiales de la corteza terrestre. (Análisis descriptivo) Tectónica Disciplina que se ocupa del análisis cinemático y dinámico de las deformaciones corticales. Esto implica el estudio de las fuerzas involucradas, historia evolutiva, génesis, procesos y mecanismos que gobiernan el desarrollo de una estructura. (Análisis Genético) Se reserva el término "Geotectónica" para los problemas tectónicos que involucran escalas regionales o continentales. Estructura: Disposición espacial según un determinado arreglo geométrico de: líneas, planos, cuerpos de roca u otras discontinuidades geológicas. Reflejan la interacción de los esfuerzos y las litologías preexistentes. Estructuras primarias: Arreglo general de líneas y planos que no han sido sometidos a esfuerzos, se la considera luego de su deposición (ondulitas, estratificación diagonal etc.). Estructuras secundarias: Toda aquella estructura que ha sido afectada por una o varias fases deformacionales (pliegues, fallas). Objetivos 1. de la "Geología Estructural": reconocer, analizar y sistematizar estructuras. Establecer cronologías. 2. de la "Tectónica" Estudio de las estructuras para conocer los esfuerzos que la generaron, con la distribución espacio-temporal de los mismos y el estado físico de los materiales que son afectados. Análisis de las deformaciones: Organización del estudio de las estructuras - El estudio de las estructuras esta dado en función de sus elementos planares y lineares - El análisis descriptivo y genético es la base de toda clasificación estructural * Análisis Descriptivo: Trata sobre la forma y geometría de las estructuras. Pueden describirse en base a criterios a)gráficos y/o b) estadísticos. a) Proyección planar de las características tridimensionales de las estructuras (mapas, secciones, fotos etc.) b) Análisis de gran población de datos - rosas, proyecciones estereográficas, histogramas. * Análisis Genético: Trata sobre los aspectos cinemáticos y dinámicos de las deformaciones. - Mecanismos y procesos (análisis tectónico) (persistencia en el tiempo del campo de esfuerzo, condiciones físico-químicas etc.). Entonces, el estudio de las deformaciones pasa por una aproximación descriptiva o estructural propiamente dicha que es base de la aproximación genética o tectónica. Siempre deben encararse primero los aspectos descriptivos de una estructura antes de intentar analizar su

génesis. Métodos de análisis * Directos: Trabajos de campo, microscopio, lupa. * Indirectos: Sensores remotos en general (Imágenes aéreas, geofísica). * De laboratorio y experimentales: Ensayos sobre mecánica de rocas, cajas de arena, modelos analògicos,

modelos de deformaciones de laboratorio. Tortas de arcilla (problema de tiempo y escala entre otras) Principales relaciones con otras disciplinas Estratigrafía: Para entender como se deforma una secuencia sedimentaria es necesario conocer primeramente como se forma una columna o edificio (Tectónica sedimentaria) La geología estructural estudia el análisis de sedimentos deformados. Entonces es esencial conocer la secuencia sedimentaria. Inversamente, en un área tectonicamente perturbada no se pueden solucionar problemas estratigráficos sin un análisis de las estructuras. El espesor de los estratos esta regido por la velocidad de hundimiento de una cuenca o sea que en gran parte la composición sedimentaria. está en gran parte controlada por el tectonismo. También la composición y estructura sedimentaria tendrán un efecto profundo en la deformación tectónica. La alternancia de capas competentes e incompetentes, cambios de facies, acuñamientos, etc. controlan en gran parte las características de las deformaciones. Por esta relación es de vital importancia reconocer y distinguir entre estructuras sedimentarias y estructuras secundarias o epigenéticas. Geomorfología: Es necesario conocer los rasgos morfológicos de las estructuras para facilitar su identificación (escarpas de falla) y a su vez se necesita conocer los rasgos estructurales para entender los controles sobre el desarrollo del paisaje.; por esto existe una relación biunivoca entre estas disciplinas, cuya rama interactiva se denomina morfotectónica o geomorfología estructural Petrología ígnea y metamórfica: Interelación entre estudios petrográficos para determinaciones estructurales y estudios estructurales para determinaciones petrológicas. La mineralogía, la textura y estructura determinan el tipo de deformación que puede sufrir una roca. Geofísica: Todo tipo de registros geofísicos son de gran utilidad en el análisis de la estructura profunda de la tierra Aplicaciones Hidrocarburos. Identificación de trampas y zonas favorables de concentración. Problemas de producción Minería. Problemas de desaparición de vetas, Teoría de tectónica de Placas (macrotectónica - metalotectónica). Ej Asociación de porfidos de cobre y las cordilleras circumpacíficas en las márgenes convergentes de placas. Asociación de sulfuros macizos y corteza oceánica generada en las dorsales oceánicas, las que son transportadas a las zonas de subducción y aparecen en las cordilleras plegadas Geología ingenieril.(geotecnia) Problemas de estabilidad, control estructural de obras civiles, riesgo geológico. El conocimiento detallado de los rasgos estructurales constituye la base de un estudio de factibilidad en proyectos hidroeléctricos, túneles, ferrovías, carreteras, minas. Geología ambiental. Neotectónica, riesgo geológico. Identificación de zonas tectonicamente estables para la disposición de desechos de veneno, residuos nucleares, la construcción de plantas nucleares. Hidrogeología. Caracterización de estructuras neógenas. El control estructural es de vital importancia en la distribución de agua subterránea, tanto para el abastecimiento de agua en la hidrogeología, como para el control de agua subterránea en las minas.- Nuevos avances: * Sensores remotos: Imágenes satelitarias (TM, SPOT, Interferometría SAR), Técnicas geofísicas (tomografías sísmicas y eléctricas, sísmica de reflexión profunda, sísmica 3D), Posicionamiento satelitario (GPS). Los mayores progresos producidos en los últimos 30 años han sido en gran parte acelerados por: 1.- Tectónica de Placas; 2.- Desarrollo de los sensores remotos y otras tectónicas indirectas. Contribuciones: Wrench colision en la India, Drenajes en el Sahara, límites de placas, localización de yacimientos y análisis de lineamientos. Avances en los mapeos y comprensión de las megaestructuras. Visión sinóptica.

Escala de observación de las deformaciones corticales Escala submicroscópica: Utiliza la observación de medios indirectos (microscopio electrónico, rayos X. Se estudian defectos en estructuras cristalinas. Escala microscópica: Observación mediante microscopio o lupa, en cortes delgados. Se observan cristales deformados, seccionados o con orientaciones preferenciales, planos de fracturas, etc. Escala mesoscópica: Es aquella comprendida entre la muestra de mano hasta el afloramiento contínuo. Escala macroscópica: Comprende las estructuras demasiado grandes como para poder ser observadas en afloramientos mayores (10 m - 100 km) Escala megascópica: Involucra todas las estructuras mayores de 100 km. Escala gigascópica: Involucra rasgos a escala planetaria. Bibliografía complementaria sugerida DAVIS, G. (1984). Structural geology of rocks. J. Wiley. N.Y., 530 p. HATCHER, R. (1990) Structural geology, 531p. Merril HILLS, E. (1977). Elementos de Geología Estructural. Ariel, Barcelona, 579 p. HOBBS, B. et.al. (1981). Geología estructural. Omega. Barcelona, 518 p. JAROSZEWSKI, W. (1984). Fault and fold tectonics. Ellis, Horwood, 565 p. MATTAUER, M. (1976). Las deformaciones de los materiales de la corteza terrestre. Omega, Barcelona, 524 p. PARK, R. (1983). Foundations of structural geology. Blackie, London, 135 p. LISLE, R. (1985). Geological structures and maps. Pergamon. RAMSAY, J. (1977). Plegamiento y fracturación de rocas. Blume, Madrid, 568 p. SPENCER, E. (1977). Introduction to the structure of the earth. Mc.Graw, N. York, 640 p. SUPPE, J. (1985). Principles of structural geology. Prentice Hall, N.J., 537 p. TWISS, R. y MOORE, P. (1992) Structural geology. Freeman UEMURA, T y MIZUTANI, S. (1984). Geological structures. J. Wiley, 309 p. Actualizado 8-8-2003.

1

UNIVERSIDAD NACIONAL DE SAN LUISDepartamento de Geología

GEOLOGIA ESTRUCTURALT E M A 2

EL INTERIOR DE NUESTRO PLANETA

Cuál es el fundamento de este tema dentro del programa del curso?

Para estudiar las deformaciones, debemos primero conocer y entender el marco global que subyace a la corteza,

para luego concentrarnos en las estructuras corticales. Por una cuestión

de escala, las deformaciones de la corteza, están en gran parte controladas

por la dinámica del manto.

Para comprender como y porqué las capas superiores de la tierra se

deforman y los continentes derivan, debemos conocer la naturaleza de las

entidades que se mueven y se deforman.

2

Velocidades de las ondas sísmicas

Vp = √(k + 4/3 µ) / δ

Vs = √ (µ/ δ)

k: Módulo de compresividad.

µ: Módulo de rigidez.

δ: Densidad del medio.

Las ondas "S" no atraviesan medios donde el módulo de rigidez es cero. Ej.: líquidos u otros materiales de muy bajo módulo de rigidez.

Otras técnicas: Pozos profundos: Se han efectuado perforaciones profundas en lugares como la península de Kola, Rusia (13 Kms.), Selva Negra en Alemania (16 Kms). Las perforaciones del Deep Sea HoleProgram buscan a su vez caracterizar la corteza oceánica y el manto superior

Métodos de estudioInformación Sísmica: Utilización de eventos sísmicos naturales o inducidos para conocer la constitución del interior terrestre, en función de las características de las ondas registradas.A finales del siglo XIX se confirmó que las ondas sísmicas generadas por terremotos podían viajar a través del interior de la tierra y registradas en cualquier punto y en función de las características de la velocidad de propagación de los dos principales tipos de ondas, se pudo establecer en forma indirecta algunos parámetros de la composición del interior terrestre.

La variación de las velocidades, confirmó la presunción de una estructura en capas de nuestro planeta y la existencia de un gradiente de densidad hacia el núcleoSe utilizan también comparaciones con los materiales extraterrestres provistos por meteoritos.

TIPOS DE ONDAS SISMICAS

Desfasaje de ondas en función de la distancia

3

REGIONRANGO DE

PROFUNDIDAD(KMS)

VELOCIDAD DE ONDAS P

(KMS/SEG)

DENSIDAD(KG/M3)

MATERIALES QUE

PREDOMINAN

CORTEZA

Discontinuidad de Mohorovicic

0-35 promedio

< 6.9 < 3sedimentos, granitos, basaltos

MANTOManto Superior

Zona de transición

Manto inferior

Discontinuidad de Gutemberg-

Richter

30-400

400-1000 (aprox)

1000-2885

7.5 - 14 5

rocas máficas y ultramáficas,

peridotitas y otros óxidos estables.

NUCLEONúcleo Exterior

Núcleo interior

2885-5144

5144-63708-11 > 10

PrincipalmenteNi, Fe, V, Co

Clasificación geofísica del interior de nuestro planeta

ZONAPROFUNDIDAD

PROMEDIO(KMS)

COMPORTAMIENTO MECANICO vP

LITOSFERA 70-150 FRAGIL MEDIA - ALTA

ASTENOSFERA 150-700 APROX. DUCTIL BAJA

MESOSFERA 700-2885 RIGIDO ALTA

Clasificación geodinámica de la corteza y manto superior

4

LA CORTEZA TERRESTRE

Corteza continental (cc)

. Mohorovicic reconoció la existencia de la corteza terrestre merced al análisis de la propagación de ondas sísmicas en el interior del planeta, debido a un abrupto incremento en la velocidad de las ondas sísmicas (vp 5-8 km/seg aumenta a > 8 kms/seg en el manto). Esta discontinuidad (Moho o Mohorovicic) está presente debajo de continentes y océanos con

espesor variable. El Moho esta menos definido en la CC que en la CO.

. La discontinuidad de Conrad separa la parte superior de la inferior de la corteza, aunque no siempre está presente.. El espesor promedio de la corteza continental es de 40 kms. Este valor también se considera

representativo del espesor cortical en la región de San Luis.

. La corteza continental presenta una evolución geológica prolongada y compleja y en ella se encuentran las rocas más antiguas del planeta.

. Conceptos de SIAL y SIMA vs. Los modernos conceptos corticales.

. Actualmente la zonación vertical de la corteza continental se divide en:Corteza superior: Reconocida tradicionalmente como de composición granítica, sin embargo su composición promedio es

diorítica-granodiorítica.

Corteza inferior: El rango de velocidades de las ondas P es de 6.5-7.6 kms/seg. Su composición química es más básica y/o más densa que la parte superior, aunque aún existen discrepancias respecto a su composición petrográfica.

. A pesar de este ordenamiento general, debe tenerse en cuenta que la corteza continental es muy heterogénea y varía lateralmente tanto en litología como en estructuras

Principales Tipos CorticalesVariación espacial de las características corticales

Zonas móvilesCordilleras y cinturones orogénicos, zonas de bordes de placas: Mayor espesor y frecuentemente interpenetrada

por el manto (Andes, Alpes, Himalaya, Apalaches, etc.). Son sectores del globo donde han ocurrido orogenias fanerozoicas (post-Precámbrico) y presentan relieve montañoso asociado.

Zonas establesRegiones estables durante largas épocas. Generalmente positivas no afectadas por orogenias post-precámbricas,

excepto procesos de rift (extensión y adelgazamiento cortical asociado generalmente al desmembramiento continental (Ej.: Ruptura de Gondwana).

Escudos: Regiones constituídas por rocas aflorantes del basamento cristalino. Han tenido generalmente tendencia positiva e indeformable desde fines del precámbrico (Escudo canadiense, escudo escandinavo).

Plataformas continentales: Regiones de gran extensión constituida predominantemente por rocas cristalinas del Precámbrico/Paleozoico inferior. Tendencia subnegativa, con cobertura sedimentaria. Pueden estar rodeadas por zonas móviles (Plataforma rusa).

Cratones: Término general para una region estable de gran extensión que no ha experimentado actividad orogénica desde fines del Precámbrico. Los cratones incluyen tanto a escudos como a las plataformas

5

Espesores CorticalesFuente:USGS

Concepto de IsostasiaRefiere a la respuesta de la capa

externa de la tierra frente a la imposición o descarga de grandes masas. Este principio indica que debajo de una cierta profundidad (profundidad de compensación), la presión generada por todos los materiales suprayacentes en cualquier punto es la misma, si la región se encuentra en equilibrio isostático.

Hipótesis de AiryAsume que la parte superior de la

corteza tiene una densidad constante y está sobrepuesta a una capa de mayor densidad.. La superficie topográfica es compensada variando el espesor de la capa cortical superior. Una simple analogía serían bloques de hielo de espesor variable flotando en el agua, con el bloque de mayor espesor mostrando el mayor relieve.

Hipótesis de PrattAsume una profundidad constante

para la base de la parte superior de la corteza, cuyas densidades varian acorde con el relieve topográfico. Entonces, las cordfilleras estarían formadas por material relativamente “liviano” y los océanos por material relativamente “denso”.

6

Corteza Oceánica (co)

De composición similar a rocas basálticas. No existen edades más antiguas que el Triásico. La corteza oceánica es mucho más delgada (7 kms. en promedio) que la corteza continental y se caracteriza por la diferenciación de por lo menos tres capas.

Zonas oceánicas típicas: Aparece la capa basáltica cubierta con sedimentos (Vp = 6,5 Km/seg, Espesor = 4.800 m). El manto se encuentra a una profundidad promedio de 7 Kms.

Dorsales: En la dorsal propiamente dicha, no aparecen sedimentos.

Mares interiores: Zonas con gran cantidad de sedimentos (Mar Mediterráneo, Mar Negro, Golfo de México).

Principales diferencias entre corteza continental y corteza oceánica

1. Estructura en capas: Bien definida en la corteza oceánica (CO) y practicamente inexistente en la corteza continental (CC).

2. Espesor: La CC tiene en promedio 35-40 kms. La CO aproximadamente 7 kms.3. Edad: No se han reconocido edades mayores de 200 Ma en la CO, mientras que las rocas más antiguas en la CC

alcanzan a 4.000 Ma.4. Actividad tectónica: La CO muestra deformación escasa o nula, mientras que importantes procesos tectónicos

se localizan en las zonas móviles de la CC.5. Actividad ígnea: Es comparativamente escasa en la corteza continental, mientras que en la CO es mucho más

importante (cordilleras oceánicas, arcos de islas).6. Moho bien diferenciado. El Moho está representado aquí por un marcado cambio litológico (probablemente

gabros a peridotitas) y se localiza por una abrupta variación de la velocidad de las ondas P.

7

EL MANTO

Corresponde a la principal subdivisión de nuestro planeta en cuanto a masa y volumen. Sus materiales rara vez pueden observarse en la superficie terrestre asociados a complejos ofiolíticos, kimberlitas y xenolitos en rocas basálticas. Se supone constituído principalmente por peridotitas.

En la estructura sísmica del manto se destaca una zona de baja velocidad, la cual se interpreta como consecuencia de una incipiente fusión parcial de las rocas del manto en este sector. Esto da como consecuencia un comportamiento mecánico diferente (menor viscosidad) lo cual es de fundamental importancia para los aspectos dinámicos de la tectónica de placas.

Las tomografías sísmicas muestran importantes variaciones del manto en 3D, las cueles pueden representar cambios en temperatura, composición o ambos.

La incorporación y hundimiento en el manto de las placas subductadas pueden introducir importantes cambios locales en la composición y respuestas mecánicas.

EL NUCLEO

Está separado del manto por la discontinuidad de Gutember-Richter.Se subdivide en núcleo exterior e interior. El núcleo exterior (2885-5144 kms) no transmite a las

ondas S y se lo supone en un estado pseudofluido o de muy baja viscosidad. El núcleo interno se interpreta como sólido. Su composición se cree que está dominada por compuestos de níquel e hierro.

LITOSFERA Y ASTENOSFERA

Estos conceptos se basan en las características mecánicas o reológicas de la parte superior de nuestro planeta (clasificación geodinámica) (Figura 2.6), antes que en su composición química (clasificación geofísica).

Litósfera: Capa compuesta por la corteza terrestre y la parte superior del manto. Contiene a las placas litosféricas y se deforma esencialmente de manera elástica. Su espesor varía en las diferentes regiones corticales.

Se caracteriza por presentar rigidez flexural en escala de tiempo geológico. Esto significa la resistencia a la flexura de un material y es la manifestación de la componente elástica de sus materiales. Si la litosfera no se comportara de manera esencialmente elástica, la propagación de las ondas sísmicas sería mucho menos eficiente.

Astenósfera: Representa una porción del manto superior en la que sus materiales se encuentran muy cercanos al punto de fusión. Los mismos se parecen al comportamiento de un fluido viscoso y no muestran rigidez flexural.

Su ubicación depende del gradiente geotérmico, pudiendo ubicarse a profundidades someras debajo de las cordilleras oceánicas, donde el mismo es alto. La zona de baja velocidad de las ondas sísmicas es coincidente con este sector.

El límite entre ambas zonas no es neto, sino que el mismo es transicional y este sector de transición puede ocupar un espesor de varios kilómetros.

Importante: La diferencia de comportamiento mecánico entre litósfera y astenósfera y su diferente respuesta ante las deformaciones genera un desacople entre ambas que permite entender los movimientos de las placas litosféricas.

8

DERIVA CONTINENTAL

Concepto surgido a fines del siglo pasado que proponía la movilidad de los continentes a partir de similitudes en la geometría de las líneas de costas, principalmente de los continentes ubicados actualmente a ambos lados del Océano Atlántico.

Teorema de Euler: Concepto básico para la reconstrucción geométrica de la movilidad continental. Postula que el movimiento de

una porción de una esfera a través de su superficie está unicamente definido por una rotación angular simple sobre un polo de rotación. Como consecuencia de este movimiento, solo quedan fijos los dos polos resultantes de la proyección del eje de rotación en la superficie de la esfera.

Entonces, el movimiento de un continente sobre la superficie de la tierra a su posición pre-deriva, puede ser descripto por la posición del polo y el ángulo de rotación.

.

TIPOS DE EVIDENCIAS QUE PERMITIERON POSTULAR LA DERIVA CONTINENTALEvidencias geológicas

* Continuidad de cinturones orogénicos

* Similitudes estratigráficas

* Provincias ígneas y metalogenéticas

* Correlación de áreas con edades similares

Evidencias paleoclimatológicas

* Correspondencias en la posición latitudinal y cronológica de depósitos que indican climas similares, tales como: Depósitos glaciares, de arrecifes, evaporitas, estratos rojos, petróleo y carbón, fosforitas, bauxitas y lateritas.

Evidencias paleontológicas

* Similitud de provincias florísticas y faunísticas. Correlación de fósiles marinos sin posibilidad de dispersión oceánica (Mesosaurus, Pérmico Inf.)

9

Paleomagnetismo

Técnica constituida en el principal soporte de la confirmación de la deriva continental.

Minerales paramagnéticos y ferromagnéticos. Magnetización natural remanente:

Ciertos minerales (ferromagnéticos) en determinadas condiciones (debajo de la

temperatura de Curie) preservan un magnetismo fósil que responde a la orientación y polaridad que tenía el campo magnético terrestre. Conociendo la

edad de las rocas, esto permite determinar las Curvas de desplazamiento polar , lo que muestra el “recorrido” de las placas o ciertos sectores de los

continentes Curvas de desplazamiento polar

10

EXPANSION DEL FONDO OCEANICO

*Anomalías magnéticas en el fondo marino. Zonas de magnetismo normal e inverso. Distribución espacial* Hipótesis de Vine-Matthews: Combinación del fenómeno de expansión con las anomalías magnéticas.

Expansión del Fondo Oceánico y formación de Proto Odcéanos

11

Modelo de elevación digital (DEM) de la dorsal atlántica

Afloramiento de la dorsal atlántica en Islandia

12

TECTONICA DE PLACAS

Qué es una placa? : Porción litosférica compuesta por corteza oceánica, corteza continental o ambas, cuyos límites están determinados por alguno/s de los bordes que se indican:

Tipos de bordes de placas

* Constructivos: Cordilleras oceánicas, rift oceánicos. Movimientos divergentes de placas

* Destructivos: Zonas de subducción. Movimientos convergentes.

* Conservativos: Fallas transformantes

13

14

A

A`

B

B`

C

C`

D

D`

DORSAL

FALLA TRANSFORMANTE

B C D

D`A` B` C`

A

1 2

. Dinámica de las fallas transformantes y variación de la posición de puntos de referencia.

Tectónica de placas y sismicidad

* Características de los sismos asociados a los distintos bordes de placas

15

Bibliografía complementaria sugerida

Condie, K., 1989. Plate tectonics and crustal evolution, PergamonDavis, G., 1984. Structural geology of rocks and regions, J. Wiley.Hatcher, R., 1990. Structural geology, MerrilKearey, P. & F. Vine, 1990. Global tectonicsMattauer, M., 1976. Las deformaciones de los materiales de la corteza terrestre. Omega.Tuzo Wilson, J. (Ed.), 1977. Deriva continental y tectonica de placas. Selecciones de Scientific American. Blume.Van der Pluijm, B. y S. Marshak, 1997. Earth structure. McGraw-Hill, 495p.

Actualizado: 04-08-2006

1

UNIVERSIDAD NACIONAL DE SAN LUISDepartamento de Geología

GEOLOGIA ESTRUCTURAL

TEMA 3ASPECTOS TEORICOS DE LA DEFORMACION

Mediante el estudio de las estructuras se puede apreciar que gran parte de los materiales de la corteza terrestre se encuentran deformados de diversas maneras. Por esto es necesario analizar el comportamiento mecánico de las rocas y los factores que lo controlan, para comprender como se deforma una roca sometida a esfuerzos y que influencia ejerce su entorno.

En este capítulo se estudian algunos conceptos de mecánica de rocas, con el objeto de entender las cuestiones que influyen en el comportamiento de los materiales ante los esfuerzos y las modalidades de deformación que se originan.

Los Campos de Fuerza de la Corteza Terrestre

Fuerzas volumétricas: Presión hidrostática, presión litostática (el vector Fuerza tiene componentes semejantes)

Fuerzas superficiales: Fuerza aplicada sobre una superficie (son las que en general producen deformación y de las que resultan la mayoría de las estructuras geológicas)

EL CONCEPTO DE ESFUERZO Intensidad de una fuerza aplicada respecto a una unidad de área (Kg/cm2).

fuerza volumétrica

Fenómenos de tensión, compresión y cupla

2

Si un cuerpo es sometido a un campo de esfuerzos, el vector esfuerzo aplicado y el vector esfuerzo reacción (Principio de acción y reacción de Newton) se pueden descomponer en tres ejes ortogonales. El módulo de estos componentes por lo general no tienen el mismo valor y se distinguen el esfuerzo máximo (P o σ1), intermedio (Q o σ2) y el mínimo (R o σ3).

La diferencia (∆P = P-R = σ1- σ3) es el esfuerzo diferencial.

La manera práctica de visualizar los ejes de esfuerzo es darle una longitud proporcional a la magnitud o módulo de cada componente del esfuerzo aplicado para generar el elipsoide de esfuerzos.

Cuando un esfuerzo es aplicado sobre una discontinuidad inclinada, el esfuerzo principal F se descompone en un vector paralelo al plano (esfuerzo tangencial o de cizalla) (σs o τ) y un vector perpendicular (σn). La magnitud de cada uno depende del ángulo de incidencia neta de la fuerza aplicada sobre el plano

3

DEFORMACIÓN

Cambio en la forma y/o volumen de un

cuerpo producido cuando el esfuerzo que lo

afecta supera un valor límite. Una forma útil de

ver la deformación es suponer el cambio que

sufriría una esfera ubicada en una masa de roca

cuando es comprimida en forma vertical. El

resultado va a ser un elipsoide achatado cuyo eje

mayor es horizontal y el menor vertical

coincidiendo con la aplicación del esfuerzo

máximo de esta manera se genera el elipsoide de deformación cuyos ejes son A, B y C. La posición

del elipsoide de deformación permite predecir la

posición de pliegues, fallas y otras estructuras

* Distorsión: Cambio en la forma.

* Dilatación: Cambio en el volumen (+).

* Contracción: Cambio en el volumen (-).

Vectores de desplazamiento

Cada punto de un cuerpo no deformado

puede ser conectado con el mismo punto en

el cuerpo ya deformado, por medio de

Vectores de desplazamiento.

4

TIPOS DE DEFORMACIONES (Clasificación descriptiva)

Deformación Homogénea: No hay cambio de volumen asociado. Las líneas que eran paralelas en el cuerpo predeformado, lo siguen siendo después de la deformación. Los vectores de desplazamiento son paralelos (Fig. 3.7a).

Deformación Inhomogénea: Puede existir cambio de volumen asociado. Las líneas que eran paralelas en el cuerpo predeformado, ya no lo son después de la deformación. Los vectores de desplazamiento no son paralelos (Fig. 3.7b).

Diferentes mecanismos generadores de deformaciones homogéneas

Cizalla PuraImplica deformación plano o deformación general en la cual las líneas de partículas que son

paralelas a los ejes principales del elipsoide de deformación y tienen la misma orientación antes y después de la deformación por no existir rotación de las líneas materiales a lo largo de las direcciones principales; por tanto se puede clasificar como cizalla irrotacional. (Figura 3.8)

Puede estar asociada a:* Extensión axial simétrica* Acortamiento axial simétrico* Deformación plana* Deformación general

5

Cizalla simple

Deformación homogénea constante. Implica deformación plana en

la cual en el estado deformado solo una familia de planos paralelos

entre si no se distorsionan y se mantienen paralelos a la familia de

planos en estado no deformado. La cizalla simple implica cambios

de orientación de líneas materiales a lo largo de los ejes

principales σ1 y σ3 por tanto se la define como cizalla rotacional.

Se puede usar como ejemplo la analogía con la deformación que

sufre un mazo de cartas en que los planos no distorsionados

equivaldrían a cartas o la transformación de un circulo en elipse.

Los deslizamientos pueden darse a lo largo de superficies muy

próximas entre sí, cuyas distancias muchas veces son casi igual a

las dimensiones de las celdas cristalinas (Figura 3.9). Por ello la

impresión de una deformación continua a escala macroscópica, es

debida en realidad a una gran cantidad de discontinuidades por

cizallamiento a nivel micro y submicroscópico. En la elipse se

puede ver el aspecto dentado de sus bordes, porque es

reconocible a simple vista la separación entre los planos de

deslizamiento. Peso si esa distancia se reduce a la centésima parte

de su valor, seguramente la elipse aparecerá a la vista del

observador con sus bordes continuos.

6

7

TIPOS DE DEFORMACIONES (Clasificación descriptiva) –continuación-Deformación Continua

Es la variación suave en la geometría del cuerpo deformado. Ocurre sin pérdida de cohesión como en el plegamiento o flujo en estado sólido en metamorfitas (deformación dúctil).

Deformación DiscontinuaVariación abrupta en la geometría del cuerpo deformado, disgregados a través de planos de discontinuidad

(deformación frágil).Los diferentes comportamientos se expresan en diagramas esfuerzo/deformación.

Importante: LA ESCALA DE OBSERVACIONUn cuerpo puede ser deformado por una combinación de deformaciones. Esto no es fácil de distinguir ya que

depende de la escala de observación, por ejemplo En los Andes existen numerosas fallas con distintos desplazamientos y bloques con distintas composiciones y relaciones. Sin embargo desde la luna, los Andes parecen un sistema montañoso homogéneo sin discontinuidades internas.-

8

COMPORTAMIENTO DE LOS MATERIALES ANTE LOS ESFUERZOS (Reología de cuerpos ideales) Un cuerpo puede experimentar los siguientes comportamientos:

Comportamiento elásticoDeformación reversible y proporcional al esfuerzo, el tiempo no interviene en la deformación -sólido de Hooke-

idealizado por un resorte de recuperación perfecta.-

Comportamiento plásticoCuando el esfuerzo supera cierto límite, la deformación es irreversible, no recuperándose al estado inicial aún después

de retirar el esfuerzo. Ej: alambre acerado deformado cuando se aplica un esfuerzo.

Comportamiento viscosoDeformación permanente proporcional al esfuerzo o sea velocidad constante desde la aplicación. Ej. pistón perforado,

móvil sin rozamiento conteniendo un líquido perfecto y sin inercia - liquido Newtoniano - .

Etapas de la deformación

Deformación vs. tiempo: Campos elásticos, plásticos y de ruptura.

Si un cuerpo es sometido a la acción de

esfuerzos dirigidos, se comporta al principio en

forma elástica. Si el esfuerzo sobrepasa un de

terminado valor umbral (limite elástico), se

produce una deformación permanente que puede

ser por ruptura (A) o por flujo (B). Los gráficos

expresan relaciones de esfuerzo-deformación

(stress-strain) o deformación-tiempo (strain-

time). Si la deformación es elástica, teóricamente

debería volver a su estado inicial en forma

instantánea. En cuerpos no ideales, esta

recuperación elástica implica un determinado

tiempo en volver a la forma inicial, lo cual se

denomina histéresis

9

FACTORES QUE INFLUENCIAN EL COMPORTAMIENTO DE LOS MATERIALES

Las condiciones físico-químicas del ambiente en el cual esta situado un material le permite al mismo experimentar distintos comportamientos deformacionalesconforme se produzca la variación de una serie de factores:

Factores externos* Presión * Temperatura * Tiempo

¨ Factores internos* Soluciones* Anisotropía* Composición química y mineralógica

CONCLUSION

1.- LOS FACTORES ENUNCIADOS TIENEN LA PROPIEDAD DE VARIAR EL ENTORNO FISICO-QUIMICO DE LAS ROCAS Y POR TANTO SU MODALIDAD DEFORMACIONAL

2.- POR ACCION INTENSA DE LOS FACTORES, LOS ESFUERZOS REQUERIDOS PARA PRODUCIR DEFORMACION EN UN MATERIAL PUEDEN SER MUCHO MENORES. O SEA QUE EN ESTAS CONDICIONES UN ESFUERZO REQUERIDO PUEDE PROVOCAR IMPORTANTES DEFORMACIONES QUE EN SUPERFICIES NO HUBIERAN SIDO SUFICIENTES NI SIQUIERA PARA DEFORMAR TEMPORARIAMENTE LAS ROCAS.-

10

Influencia de las anisotropías

Mecanismos de la deformación continua

Concepto de flujo, fluencia plástica o deformación plástica.Cómo pueden cambiar las rocas su forma y/o volumen sin la aparición de fracturas visibles?.

Los procesos que ocurren dentro de las rocas y que producen tales efectos son variados y no siempre bien conocidos,

pero incluyen a movimientos intergranulares, intragranulares y recristalización

11

Mecanismos de deformación discontínua (Teoría de la fracturación)

La fracturación es tal vez el fenómeno tectónico de mayor importancia global y de ocurrencia universal. Prueba de ello son los bordes de placas y la aparición de fracturas en otros planetas. Para el estudio de la deformación frágil es necesario hacer hincapié en los principios teóricos que gobiernan la fracturación.

Ruptura: Proceso irreversible por el que los materiales de la corteza tratan de ajustarse a un nuevo estado de equilibrio mediante la aparición de superficies de discontinuidad.

La fracturación en experimentosLos experimentos de fracturación en laboratorio muestra la consistencia entre la actitud de zonas de

fracturas y la dirección del esfuerzo aplicado para lograr la deformación del material mientras ellos sean frágiles. Cuando los materiales son comprimidos se desarrollan planos de cizalla inclinados a 45° (o menos) a la dirección del esfuerzo principal y posteriormente se desarrollan fracturas tensionales paralelas a la dirección del esfuerzo. También suelen aparecer fracturas perpendiculares al esfuerzo cuando se le quita la aplicación del mismo.

En general, los materiales exhiben comportamiento frágil a bajas temperaturas y presión confinante.

Criterios relativos a la fracturación por cizallaLa ruptura en rocas sigue leyes generales en las cuales es importante conocer la posición espacial de los

esfuerzos. Los esfuerzos generados sobre un cilindro de roca, se pueden descomponer en un esfuerzo normal (σn) y un esfuerzo de cizalla (τ) paralelo al plano de ruptura. Los valores de ambos varían en función de la orientación del plano (o bien del esfuerzo aplicado - σ1) y por lo tanto están en función del angulo θ.

CIRCULO DE MOHR

La curva envolvente proporciona algunos datos interesantes como ser:

. El punto donde la envolvente toca al circulo permite conocer q, entonces para cierto esfuerzo aplicado podemos conocer la angularidad del plano de ruptura.

. Se pueden definir los dominios de estabilidad e inestabilidad de un determinado material para ciertas condiciones ambientales .

. Permite conocer el ángulo de fricción interna de la roca.

. Cuando la presión hidrostática es grande entonces tiende a 45° y θ es menor cuando σ3 es aprox = 0

. Se demuestra que la resistencia de los materiales al alargamiento es menor que a la compresión.-

12

Criterios relativos a la deformación por cizalla

Criterio de Mohr-Coulomb

Coulomb (1773) propuso que la fractura de cizalla se produciría cuando el esfuerzo de cizalla sobre

un plano de falla potencial inclinado respecto al esfuerzo principal, alcanzara un valor crítico dado por:

τ(σs) = c + µ σn, donde:

c: Coeficiente de resistencia a la cizalla

µ: Coeficiente de rozamiento interior.

En 1900 Mohr dio otra sugerencia para el desarrollo de la fracturación. Dijo que σn y τ se

relacionan por una función no lineal, diferente para cada material, con lo que definió la envolvente de

Mohr. Por ello una vez determinada la envolvente se puede determinar la resistencia última, el ángulo de

falla que se producirá en ensayos efectuados a otras presiones de confinamiento

Este criterio permite obtener buenas aproximaciones teóricas respecto al comportamiento de los

materiales en el campo compresivo.

Microgrieta vista en microscopio electrónico donde se observa el nucleamiento y propagación de unamicrofractura a partir de la asociación de microgrietas de orientación semejante.

Criterio de Griffith (o del “starting point”)

Griffith supuso que aún en las rocas supuestamente isótropas (ej. vidrio volcánico), existían anisotropías y todo plano de fracturas tenía un punto inicial de propagación de las fracturas. Aún las imperfecciones submicroscópicas o “grietas de Griffith” , puede agrandarse y propagarse bajo la influencia del esfuerzo aplicado, ya que según Griffith, los esfuerzos aplicados a una grieta o imperfección submicroscópica se concentran en los extremos de este, favoreciendo su crecimiento. Estas grietas pueden ser aberturas originarias o aberturas inducidas a lo largo de bordes de granos o en su interior, si guardan una orientación apropiada respecto al esfuerzo principal.Para valores compresivos de SN, la ecuación es:

σs = 2 T + S . σn

T : Resistencia a la tensión uniaxial.(es el esfuerzo de tensión bajo el cual un cilindro de roca se rompe cuando es extendido paralelamente a su longitud, a una presión de confinamiento nula. S: Coeficiente de fricción.

Este criterio destaca la importancia de las microgrietas como concentradores de esfuerzos. Da buen ajuste en el campo tensional y bajo comportamiento elástico.

Actualmente es bastante utilizado el criterio compuesto Griffith- Coulomb, aplicándose la ecuación de Griffith en el campo tensional y la de Mohr-Coulomb en el campo compresivo.

13

Ley de esfuerzo efectivo (o Ley de Byerlee): σe = σs – P

σe: Esfuerzo efectivoσs: Esfuerzo aplicado.P: Presión de fluidos.

TEORÍA DEL REBOTE ELASTICO

a) Acumulación de deformación contínua en ambos lados del trazo de una falla en el intervalo intersísmico.

b) Desplazamiento brusco por deformacióndiscontínua en el evento co-sísmico

14

Bibliografía complementaria sugeridaBLES, B. Y FEUGA, T., 1984. La fracturation des roches. Masson. Paris.HATCHER, R., 1990. Structural geology, Merrill.HOBBS, B., MEANS, W. Y WILLIAMS, P., 1976. Geología estructural. Omega.MATTAUER, M., 1976. Las deformaciones de los materiales de la corteza terrestre. Omega.NICOLAS, P., 1986. Principles of rock deformation. Reidel.RAMSAY, J., 1977 Plegamiento y fracturación de rocas. Blume.RAMSAY, J. Y HUBBER, M., 1983. The techniques of modern structural geology. Vol I. Academic Press.SPENCER, E., 1977. Introduction to the structure of the earth. McGraw-Hill.SUPPE, J., 1985. Principles of structural geology. Prentice-Hall.


1

Universidad Nacional de San LuisDepartamento de Geología


TEMA 4

ESTRUCTURAS NO TECTÓNICAS

ESTRUCTURAS DE ORIGEN DEPOSICIONAL

Las estructuras sedimentarias pueden ayudar a determinar la polaridad de los estratos. Entre ellas se destacan:

* a)Estratificación gradada * b) Estratificación cruzada o diagonal

a)

b)

Estratificación diagonal

Cenizas en lahar del volcán Nevado del Ruiz, Colombia

Areniscas triásicas. Zion National Park, Utah, USA

Geología Estructural -UNSL-

2

* c) Ondulitas de oscilación

* d) Marcas de lluvia

* e) Marcas de fósiles

* f) Marcas de base (implican compactación diferencial)-sole marks. groove marks, flute casts-

c)

f)

Ondulitas y grietas de desecación


3

Ondulitas de corriente (izq.), grietas de desecación y marcas de lluvia

DISCORDANCIASSuperficie de erosión o no deposición (generalmente lo primero), que separa estratos más jóvenes de rocas más

antiguas.

Discordancia erosiva (disconformity): Plano de discordancia formado por erosión de las rocas infrayacentes, sin que éstas hayan sido perturbadas por procesos tectónicos. Las rocas infra y suprayacentes al plano son generalmente paralelas o subparalelas entre sí.

Discordancia angular (angular unconformity): Las rocas infrayacentes al plano de discordancia han sido perturbadas y por lo general las rocas infra y suprayacentes al plano de discordancia no son paralelas entre sí.

No concordancia (non conformity): Superficie de erosión en la que las rocas infrayacentes son litologías ígneas o metamórficas.

Paraconcordancia (paraconformity): Corresponde a una discordancia originada durante un intervalo de no deposición.

Discordancia local: Corresponde a una discordancia erosiva de menor magnitud. Refiere por ejemplo a los fenómenos de erosión-depositación fluviales, como relleno de cauces y canales. La interrupción del registro estratigráfico es generalmente corta.

Discordancia transicional: Refiere a las superficies de erosión cubiertas por una gruesa capa de suelos residuales (por ej. en climas tropicales). El plano de discordancia estará aquí mal definido. Los sedimentos infrayacentesincorporan algo del suelo residual y el contacto no es nítido.


4

Las características geométricas de las discordancias pueden variar según el punto de observación de las unidades infra y suprayacentes a las mismas, por ejemplo:

DISCORDANCIAANGULAR PARACONCORDANCIA

O DISCORDANCIA EROSIVA

PASOS INVOLUCRADOS EN LA FORMACIÓN DE DISCORDANCIAS EROSIVAS Y ANGULARES

Cretácico vs. Terciario. Desierto de Gobi-AltaiMongolia

DISCORDANCIAS ANGULARES


5

DISCORDANCIAS ANGULARES


6

No concordancia. Basamento cristalino vs. rocas volcánicasTerciarias. Valle de Varvarco, Neuquén

No concordancia

Contacto intrusivo. Punta de Vacas, Mendoza

Relaciones geométricas de los estratos suprayacentes al plano de discordancia

Las diferentes geometrías de los estratos depositados sobre la superficie de discordancia pueden dar información sobre episodios transgresivos o regresivos en una cuenca y además pueden vincular las tasas de sedimentación con el levantamiento y actividad de estructuras.

Discordancia progresivaDesarrollo de numerosos

planos de discordancias subparalelos que implican una corta interrupción en el registro sedimentario entre ellos debido a cambios en la inclinación del plano infrayacente. Generalmente están asociados a plegamiento sinsedimentario (estratos de crecimiento)

OfflapCaracteriza a secuencias

regresivas y/o a tasas de levantamiento mayores que la tasa de sedimentación.

Onlap; OverlapCaracterizan a secuencias

transgresivas y/o a tasas de levantamiento menores que la tasa de sedimentación

OFFLAP

REGRESIONDISCORDANCIAPRINCIPAL

ONLAP

DISCORDANCIAPRINCIPAL

OVERLAP


7

Estratos de crecimiento y discordanciasprogresivas asociadas a sedimentacióncontemporánea con plegamiento activo.Tomado de Burbank y Vergés, 1994.

Bibliografía complementaria sugerida:

Burbank, D. y Vergés, J., 1994. Reconstruction of topography and related depositional systems during active thrusting. Journal of Geophysical Research, 99: 20.281-20.297.

Davis, G., 1984. Structural geology of rocks and regions, J. Wiley.Hatcher, R., 1990. Structural geology. Merril.Hills, S., 1972. Elements of structural geology.Lisle, R., 1988. Geological structures and maps, Pergamon PressMcClay, K., 1987. The mapping of geological structures. J. Wiley.Roberts, J., 1982. Geological maps and structures, Pergamon Press.



1

Departamento de GeologíaUNIVERSIDAD NACIONAL DE SAN LUIS


TEMA 5

PLIEGUES

Deformaciones curviplanares desarrolladas en una superficie preexistente. Si no existen superficies que permitan visualizar la geometría de las rocas, difícilmente podrá identificarse el plegamiento, aunque el macizo se encuentre intensamente plegado. A excepción del plegamiento sinsedimentario, se considera al plegamiento como una estructura secundaria.

Aspectos descriptivos del plegamiento

Terminología

Antiforme: Pliegue cóncavo hacia abajo (a)Sinforme: Pliegue cóncavo hacia arriba (b)Anticlinal: Pliegue cóncavo en la direcciónde los estratos más antiguos (c).Sinclinal: Pliegue cóncavo en la dirección de los estratos más jóvenes (d)

Anticlinal sinforme: Pliegue que presenta las rocas más antiguas en su núcleo y que por inversión aparece cóncavo hacia arriba (Fig. 5.2a).

Sinclinal antiforme: Pliegue que presenta las rocas más jóvenes en su núcleo y que por inversión aparece cóncavo hacia abajo (Fig. 5.2b).

Monoclinal: Plegamiento a modo de escalón localizado en una zona estrecha, donde la inclinación de los estratos se acentúa o suaviza (Fig. 5.2c)

Homoclinal: Término descriptivo que se aplica a estratos con inclinación uniforme. En muchos casos no puede decidirse si se trata de una sucesión estratigráfica normal o existe repetición debida a fenómenos de plegamiento

Geología EStructural -UNSL-

2

Elementos de un pliegueCharnela: Punto o zona de curvatura máximaEje o Línea de charnela: Línea que conecta puntos de máxima curvatura en el perfil longitudinal de un pliegueSuperficie axial: Superficie imaginaria que une los puntos de máxima curvatura y divide al pliegue tan simetricamente como es posible, en un perfil transversal a éste.Plano axial: Tipo particular de superficie axial que se distingue por su actitud planar en el espacio.Trazo axial: Línea definida por la intersección entre la superficie axial y la superficie topográfica.Limbos o flancos: Parte menos curvada de un pliegue. Su desarrollo depende de la geometría del plegamiento.Cresta: Parte de la curvatura de un pliegue que tiene mayor cota. Puede o no coincidir con la charnela.Seno: Parte de la curvatura de un pliegue que tiene menor cota. Puede o no coincidir con la charnela.Línea de cresta y de seno: Línea imaginaria que une los puntos de cresta o de seno en el perfil longitudinal de un pliegue.Línea de cresta y de seno: Línea imaginaria que une los puntos de cresta o de seno en el perfil longitudinal de un pliegue.Punto de inflexión: Punto o zona que define el cambio de sentido de curvatura en el flanco de un pliegue, cuya unión en el perfil longitudinal define la línea de inflexión. Si los flancos son marcadamente rectos, los puntos de inflexión no pueden definirse.

Angulo de abertura: Es el ángulo de intersección de los flancos de un pliegue o de sus extensiones imaginarias (Figura 5.4).Superficie envolvente: Superficie imaginaria que conecta las crestas y los senos de una población de pliegues (Fig. 5.5).

Superficie media: Superficie imaginaria que conecta todos los puntos de inflexión (Fig. 5.5)Longitud de onda: Longitud de la unidad periódica “W” (o “Wm” para pliegues asimétricos) (Fig. 5.5).Amplitud de onda (A o Am): Es la mitad de la distancia existente entre las dos superficies envolventes (Fig. 5.5).Vergencia: Refiere al sentido de inclinación de la superficie axial de los pliegues (Fig. 5.5c y d).


3

Imagen SPOT de los Montes Atlas, Marruecos

Elementos en el perfil longitudinal de un pliegue

A los elementos ya descriptos, se agregan los conceptos de culminación y depresión (o anticulminación de la línea de charnela), cierre o nariz de un pliegue, cabeceo (A), inmersión o plunge (D).

Braquianticlinal, Braquisinclinal, domo, cubeta


4

Longitud del pliegue: Longitud de afloramiento de una capa particular del pliegue dentro de la traza de afloramiento del mismo.

Ancho del pliegue: Distancia entre dos afloramientos de la misma unidad estratigráfica en ambos flancos de un pliegue, medido perpendicularmente al trazo axial del mismo.

CLASIFICACIÓN DESCRIPTIVA DE PLIEGUES

Esta sistematización se basa fundamentalmente en las características geométricas de las superficies plegadas.

.

Simetría de la fábrica

. Rómbica (a)

. Monoclínica (b)

. Triclínica (c)

. Simetría del pliegue

. Simétricos

a superficie axial divide al pliegue en dos partes iguales, el cual presenta un desarrollo semejante de sus flancos (Fig. 5.8a).

. Asimétricos

a superficie axial NO divide al pliegue en dos partes iguales, el cual presenta un desarrollo desigual de sus flancos (Fig 5 8c)


5

Otros casos de simetría de pliegues

Pliegues cilíndricosLa superficie plegada está engendrada por una línea recta imaginaria que no tiene posición fija y que

moviéndose paralelamente asimisma con radio único, genera la forma del pliegue. Por lo tanto, un eje ubicado en el punto de máxima curvatura es el caso particular de una línea de charnela recta (Fig. 5.9a, 5.10a)

Pliegue cilindroideoPliegue con línea de charnela levemente curvada (B)

Pliegues no cilíndricosPliegues en los que no se puede definir un eje recto (C,D)

Actitud de la superficie axial Recto o derecho (a); Desigual (b); Inclinado (c); Volcado o invertido (d); Recumbente o acostado (e); Neutral (f); Curvado (g)


6

1. Curvatura de la charnelaSuave; Abierto; Cerrado; Apretado;

Isoclinal

1. Rasgos morfológicosCirculares (a); En caja o conjugados (b); En cúspide (c);

Elípticos (d); Angulares, en acordeón, chevron o cabríos (e); Diapíricos o en lágrima (f) ; Meándricos (g).

. Variación en el espesor de los estratos (Fig. 5.15)

l espesor o potencia se mide siempre perpendicular a la superficie del estrato.

Isópacos: No existe variación en el espesor de los estratos. Pueden ser paralelos o concéntricos (a).

Anisópacos: Existe variación en el espesor de los estratos (b).

Pliegue supratenue: Caso particular de pliegue anisópaco

. Continuidad de las características geométricas (Fig. 5.15)

. Plegamiento disarmónico: Lo contrario al punto anterior (a)

. Plegamiento armónico: Los pliegues se corresponden en forma, longitud de onda y simetría. (b)


7

Sinclinal anisópaco volcado/recumbente

Pliegue neutral anisópaco

1. Clasificación isogonal

Isogona: Línea que une puntos de la curvatura interna y externa de un pliegue, en donde los valores de inclinación son iguales (a).

Clase 1: La curvatura del arco interno es siempre mayor que la del arco externo (clase 1b=pliegue isópaco)Clase 2: La curvatura de los arcos externo e interno es la misma.(pliegues similares)Clase 3: La curvatura del arco interno es siempre menor que la del arco externo.(b)

TODO PLIEGUE SIMILAR ES ANISÓPACO, PERO NO TODO PLIEGUE ANISÓPACO ES SIMILAR!


8

. Pliegues compuestos

Anticlinorios y sinclinorios

Pliegues parásitos y de arrastre.

. Clasificación según

las Dimensiones del pliegue

Nombre Longitud de afloramiento

Megapliegue > 100 km

Macropliegue 20 m - 100 km

Mesopliegue 1-20 m

Minipliegues 1 cm-1 m

Micropliegues < 1 cm

Combinaciones de la nomenclaturaLos criterios de clasificación anteriores deben ser utilizados en lo posible en forma combinada, con el objeto

de lograr la precisión y eficiencia deseada en la descripción del plegamiento. No todas las posibilidades de sistematización pueden usarse en la descripción de un determinado tipo de pliegue/s. Debe escogerse con criterio las clasificaciones necesarias con el fin de hacer lo más gráfica posible su descripción.

Por ejemplo; el plegamiento expuesto en la Fig. 5.19 puede describirse como un mesopliegue recumbente y apretado, casi isoclinal en su núcleo interno, con variación a apretado en el núcleo externo. Vergencia al Este y anisópaco (presumiblemente similar). Otras propiedades como su carácter armónico o disarmónico no puede determinarse por observarse solamente un pliegue.

SIMBOLOGÍA PARA REPRESENTACIÓN DE PLIEGUES EN CARTAS Y FOTOS AÉREAS


9

CLASIFICACIÓN GENÉTICA (Mecanismos de formación de pliegues)

Algunas observaciones de campo en pliegues, que pueden dar pautas sobre sus mecanismos genéticos

. Importancia de las anisotropías: Diferentes tipos de aptitudes mecánicas de las rocas generan comunmentediferentes tipos de pliegues

. Importancia de la escala de observación: Deformaciones contínuas vs. deformaciones discontínuas

. Deformación de estructuras primarias: Fósiles u otros objetos de geometría conocida

. Espesor de los estratos: Puede ser: a. Constante; b. Variable

1. Transporte tectónico de limbos a charnelas; b2. Transporte tectónico paralelo a superficies axiales

. Preservación espacial de algunos atributos geométricos: Ej. Longitud y amplitud de onda, sugieren que el arqueamiento de los estratos (buckling) perpendicular al acortamiento, es un fenómeno importante.

. Estrías interestratales: Sugieren que existe deslizamiento entre estratos durante el plegamiento

. Asociación con fallas y superficies de despegue: En muchos casos existe una íntima asociación entre pliegues y fallas, siemdo el plegamiento una consecuencia del desplazamiento de fracturas en profundidad

Plegamiento Pasivo

La estratificación no tiene ninguna significación mecánica y no introduce ninguna variable en el mecanismo de deformación ni en las geometrías resultantes. Ocurren en rocas metamórficas, migmatitas y también en la deformaciones de un glaciar, con el hielo próximo a su punto de fusión.

Otro ejemplo son las pastas dentífricas multicolores, donde cada color se comporta igual al otro. Si no hubiera diferentes colores, no podríamos ver las geometrías del plegamiento.

Plegamiento Activo

Las diferencias litológicas tienen importancia mecánica. La presencia de capas de diferente competencia mecánica afectan la deformación y se reconoce un claro comportamiento diferencial en la respuesta mecánica de cada capa y las geometrías que la caracterizan. Hay dos condiciones dinámicas diferentes en el plegamiento activo:

1. "Buckling" (curvamiento, arqueamiento)

Plegamiento por esfuerzo aplicado paralelo a la planaridad de las capas. La anisotropía es determinante.

2. "Bending" (abovedamiento)

1. Sensu Ramberg (1963), Ramsay (1977), passive folds (Donath&parker, 1964)

Plegamiento bajo condiciones de contraste de viscosidad baja o ausente entre las capas. Los límites de capas son solo marcadores de la deformación, pero no controlan su geometría. El transporte tectónico se efectúa siempre a través de las capas (flujo pasivo).

2. Sensu Suppe (1985), Hatcher (1990), Twiss&Moores (1992)

Deformaciones amplias sujetas a esfuerzos con componente vertical (domamiento por intrusiones salinas e ígneas, ajustes flexurales de piroclastitas)


10

PRINCIPALES MECANISMOS GENETICOS

Pliegues generados por FLEXODESLIZAMIENTO

(Flexural-slip folding)

. Implica flexión y deslizamiento con cizalla principalmente interestratal(flexural-slip faults).

. Flexión y deslizamiento en un paquete de estratos con desarrollo de cuplas de esfuerzo.

. La deformación puede centralizarse en la charnela, en los flancos o en ambos (mixta)

. En un estrato individual aparecen fracturas tensionales en el arco exterior y compresivas en el arco interior, asumiéndose la existencia de un plano neutral. (Fig. 5.22b).

. Acomodan una cantidad limitada de deformación y afectan a una potencia limitada de estratos, generando disarmonías.

. Originan pliegues predominantemente isópacos.

. Las dimensiones de los pliegues están determinadas por la potencia de los estratos.


11

Pliegues isópacos cilíndricos flexodeslizantes

Pliegues flexodeslizantes


12

Pliegues generados por FLUJO FLEXURAL(Flexural flow)(5.22d). Caracteriza a pliegues en rocas de grado metamórfico bajo a medio, donde las anisotropías están más

atenuadas que en el caso anterior.. Las capas más rígidas no muestran un cambio apreciable en espesor (Fig. 5.22b). Las capas más dúctiles pueden experimentar importantes cambios en espesor y geometría. Acomodan mayor deformación que los pliegues flexodeslizantes. Generan pliegues cuasi-similares (combinación Tipos 1C + 3)


13

Pliegues generados por APLANAMIENTO(Flujo plástico; Amplificación pasiva; Bending)(5.22d). Las anisotropías entre las capas no son importantes. Flujo dúctil uniforme en toda la roca.. Las estructuras planares (estratificación, foliación, bandeamiento) son solo marcadores de la deformación, sin

desplazamiento diferencial entre ellas (pliegues pasivos).. Generan pliegues anisópacos y similares "ideales" (Tipo 2) (Fig. 5.15). Acomodan importante cantidad de acortamiento (pliegues isoclinales). No existen límites geométricos para su desarrollo


14

Pliegues generados por DESLIZAMIENTO PASIVO(muy controvertidos!)(5.22e, f) (Passive slip; shear folds; "card-deck")

. El deslizamiento forma un cierto ángulo con las capas preexistentes, con características de cizalla simple (microlitos)

. Las estructuras planares preexistentes no controlan el desplazamiento

. Las transposiciones paralelas a las superficies axiales son probablemente debidas a presión por disolución

. Criticas:. Dificultad para generar cizalla en el plano XY

. El deslizamiento paralelo a las superficies axiales no genera acortamiento (González Bonorino, 1950)

Pliegues generados por FLUJO

. Gradiente de esfuerzos muy variable

. Aparición de una incipiente fase fluida bajo condiciones de extrema ductilidad

. Se diferencian de los mecanismos de aplanamiento porque el flujo no es generalmente laminar y del flujo flexural por la escasa o nula importancia de las anisotropías.

. Caracterizan a:. Deformaciones en ambientes de alto grado metamórfico (Fig. 5.23)

. Deformaciones inducidas por la gravedad en condiciones superficiales o cuasi superficiales en pelitas o evaporitassaturadas en soluciones

. Las principales geometrías que caracterizan a estos pliegues corresponden a pliegues ptigmáticos, meándricos (5.23). Siempre son disarmónicos y es muy difícil representarlos bajo un determinado patrón geométrico.


15

Mecanismos combinados. Combinaciones en espacio y tiempo (deformación progresiva)

. Aplanamiento y cizalla (passive slip + passive flow)

. "Buckling" y flexodeslizamiento

. "Buckling" y flujo flexural


DAVIS, G. (1984). Structural geology of rocks. J. Wiley. N.Y., 530 p.

HATCHER, R. (1990) Structural geology, 531p. Merril

HILLS, E. (1977). Elementos de Geología Estructural. Ariel, Barcelona, 579 p.

HOBBS, B. et.al. (1981). Geología estructural. Omega. Barcelona, 518 p.

JAROSZEWSKI, W. (1984). Fault and fold tectonics. Ellis, Horwood, 565 p.

MATTAUER, M. (1976). Las deformaciones de los materiales de la corteza terrestre. Omega, Barcelona, 524 p.

NICOLAS, (1986). Principles of rock deformation. Reidel, 235 p.

PARK, R. (1983). Foundations of structural geology. Blackie, London, 135 p.

LISLE, R. (1985). Geological structures and maps. Pergamon.

RAMSAY, J. (1977). Plegamiento y fracturación de rocas. Blume, Madrid, 568 p.

RAMSAY, J. and M. HUBBER (1983). The techniques of structural geology. vol. I Ac. Press, 307 p.

RAMSAY, J. and M. HUBBER (1987). The techniques of moderm structural geology, Vol II. Ac. Press.

ROBERTS, J. (1982). Introduction to geological maps and structures. Pergamon, Oxford, 332 pSPENCER, E. (1977). Introduction to the structure of the earth. Mc.Graw, N. York, 640 p.

SUPPE, J. (1985). Principles of structural geology. Prentice Hall, N.J., 537 p.

UEMURA, T y MIZUTANI, S. (1984). Geological structures. J. Wiley, 309 p.

VAN DER PLUIJM, B. y MARSHAK, S. (1997) Earth structure. An introduction to structural geology and tectonics. McGraw-Hill, 495p.

WILSON, G. (1978). El significado tectónico de las estructuras menores para el geólogo de campo. Omega, Barcelona, 107 p..



1

efinición

iscontinuidades físicas del macizo rocoso, que no han tenido desplazamiento paralelo apreciable de sus planos.

lasificación descriptiva

. Según su forma (Figura 6.1)•Sistemáticas (a)•No sistemáticas (b)

uego o familia: Grupo de diaclasas de origen común y aproximadamente paralelas entre sí.

istema: Dos o más juegos de diaclasas presentes en un afloramiento o mapa (c)

Departamento de GeologíaUNIVERSIDAD NACIONAL DE SAN LUIS

GEOLOGIA ESTRUCTURALTEMA 6

DIACLASAS

2 2. Clasificación Según su longitud

•Diaclasas maestras o principales•Diaclasas mayores•Diaclasas menores

3. Clasificación según su importancia relativa (Figura 6.2)

Criterios de trabajo:Frecuencia: Número de planos de diaclasas intersectados por una línea perpendicular a ellas.Densidad: Número de diaclasas contenidas en una unidad de área Espaciamiento: Distancia promedio entre los diferentes planos de fracturas, reconocidos a lo largo de una distancia determinada.

Diaclasas primariasDiaclasas secundarias.


2

1. Clasificaciónegún su orientación respecto a estructuras plegadas (Figura 6.3)

Pasos a seguir para una correcta aplicación:1. Definición de un sistema de ejes de posición variable en el espacio, acorde con la posición 2. del plano de estratificación, donde:c: Perpendicular a la estratificaciónb: Es el eje del plieguea: contenido en el plano e estratificación y perpendicular a los otros dos ejes.2. Localizar la posición de dicho sistema de ejes en cada sector del pliegue (ver en la Fig. 6.4 la rotación de los ejes a y c en cada uno de los limbos del pliegue.3. Definir:

• Diaclasas que contienen dos ejes de simetría (ab, ac, bc)• Diaclasas que contienen un eje de simetría (hol, hko, okl)• Diaclasas que no contienen ejes de simetría (hkl)

Principales rasgos morfológicos superficiales de las diaclasas (Figura 6.4)

•Cara principal•Patrón plumoso•Diaclasas ¨augen¨•Diaclasas ¨F¨ o “B“ (hacle fringe)•Diaclasas ¨C´ (twist hackle)


3

Clasificación genética

. 1. Diaclasas tectónicas

•Diaclasas de cizalla•Diaclasas de tensión• Extensión (perpendicular al eje b de pliegues (ac)• Relajación (perpendicular a σ1 en pliegues (bc)• Descarga de presión (Sheeting) –Figura 6.6-

2. Diaclasas no tectónicas

•Disyunción columnar


4

3. Diaclasas de contracción

•Grietas de desecación

•Diaclasas en chert (pedernal)

Criterios para la observación de diaclasas en el campo y caracterización geomecánica de macizos rocosos

. Relevamiento mediante criterios selectivos o por inventario

. Fracturas sistemáticas o no sistemáticas? Fract. sistemáticas dependen fundamentalmente de las condiciones de los esfuerzos regionales, mientras que las no sistemáticas solo reflejan condiciones locales particulares.

. Orientación disposición de los diferentes juegos en el espacio . Importante para estabilidad de taludes.

. Longitud. Variable/independiente de los diferentes juegos.

. Control de la litología en:Longitud, frecuencia/densidad.

. Juegos conectados o aislados. Importante para caracterizar porosidad secundaria y estabilidad de taludes


5

Caracterización geomecánica

PARAMETRO CARACTERISTICA

Orientación Representación mediante histogramas circulares de rumbos y buzamientos y/o mediante proyecciones

estereográficas

Espaciamiento Distancia promedio entre los diferentes planos de fracturas reconocidos a lo largo de un segmento de

medición (semejante a frecuencia)

Persistencia Muy baja < 1mBaja 1-3 m

Media 3-10 mAlta 10-20 m

Muy alta > 20m

Rugosidad Características micromorfológicas de las caras de un plano de fractura:Alta – media - baja

Apertura Cerradas < 0.5 mmAabiertas 0.5-> 10 mmMuy abiertas > 10 mm

Relleno Arcilla, carbonatos, sílice, sin relleno, etc.

Sellamiento Sellada, no sellada, con humedad o flujo de líquido

Número de sets Cantidad de juegos de fracturas

Tamaño de bloques Muy pequeño < 1 cm3

Pequeño 1-10 cm3

Medio 10 cm3-1 m3

Grande 1-3 m3

Muy grande m3

Bibliografía sugerida

BLES, B. y FEUGA, T. (1984). La fracturation des roches. Masson, Paris.DAVIS, G. (1984). Structural geology of rocks. J. Wiley. N.Y., 530 p.HATCHER, R. (1990) Structural geology, 531p. MerrilHILLS, E. (1977). Elementos de Geología Estructural. Ariel, Barcelona, 579 p.HOBBS, B. et.al. (1981). Geología estructural. Omega. Barcelona, 518 p.JAROSZEWSKI, W. (1984). Fault and fold tectonics. Ellis, Horwood, 565 p.MATTAUER, M. (1976). Las deformaciones de los materiales de la corteza terrestre. Omega, Barcelona, 524 p. NICOLAS, (1986). Principles of rock deformation. Reidel, 235 p.PARK, R. (1983). Foundations of structural geology. Blackie, London, 135 p.LISLE, R. (1985). Geological structures and maps. Pergamon.RAMSAY, J. (1977). Plegamiento y fracturación de rocas. Blume, Madrid, 568 p. RAMSAY, J. and M. HUBBER (1987). The techniques of moderm structural geology, Vol II. Ac. Press.ROBERTS, J. (1982). Introduction to geological maps and structures. Pergamon, Oxford, 332 p. SPENCER, E. (1977). Introduction to the structure of the earth. Mc.Graw, N. York, 640 p. SUPPE, J. (1985). Principles of structural geology. Prentice Hall, N.J., 537 p. TWISS, R. y MOORES, P. (1992) Structural geology. FreemanUEMURA, T y MIZUTANI, S. (1984). Geological structures. J. Wiley, 309 p.VAN DER PLUIJM, B. y MARSHAK, S., (1997) Earth Structure. McGraw-Hill, 495p.



1

DefiniciónDiscontinuidad del macizo rocoso, con desplazamiento asociado.

ELEMENTOS Y TERMINOLOGÍA DE UNA FALLA

- Rumbo, Buzamiento, Pitch (Rake)

Departamento de Geología Universidad Nacional de San Luis


TEMA 7FALLAS

Techo –hanging-wall-(si la superficie no es vertical): Cuerpo de roca por encima de la superficie de falla.

Base –footwall- (si la superficie no es vertical) : Cuerpo de roca por debajo de la superficie de falla.

Componentes del desplazamiento

Desplazamiento Total (R),Desplazamiento Vertical (V) (salto, throw), Desplazamiento Horizontal Transversal (T) (Heave),Desplazamiento Horizontal Longitudinal (L).

SEPARACIÓN (No es sinónimo de desplazamiento neto)

Distancia entre las partes desplazadas de un horizonte guía, medidas a lo largo de una línea específica.

Separación de inclinación (D): Distancia entre dos puntos medida en la dirección de buzamiento de la superficie de falla.

Separación de rumbo (S en Fig. 7.2): Equivalente a Desplazamiento longitudinal (L, en Fig. 7.1)El plano de referencia para estas observaciones es comúnmente la superficie topográfica, por lo que los valores varían según el nivel de erosión que afecta a la falla.

Separación horizontal (H): Desplazamiento medido en un plano horizontal a lo largo de una linea perpendicular al plano e falla

Separación vertical (V): Distancia entre dos puntos del horizonte guía desplazado, medida en una dirección vertical. Corresponde por ejemplo, a la separación medida a lo largo de un pozo vertical que penetra través de estratos inclinados afectados por una falla.

Trazo de falla: Intersección del plano de falla con la superficie topográfica.

Zona de falla: Ocurrencia de varios planos de falla paralelos-subparalelos en una zona de espesor definido, donde la roca presenta comunmente una perdida o disminución de cohesión física. Los diseños geométricos asociados pueden involucrar también otros patrones, como anastomosados, en echelon, etc.


2

ASPECTOS GEOMETRICOS DE LAS FALLAS

1.- Clasificación según el tipo general de movimiento

- Fallas Normales, Inversas, Transcurrentes(dextrales, sinestrales) y Transformantes.

Combinación de la nomenclatura para fallas con desplazamiento oblícuo:

Normal dextral, normal sinestral, dextral inversa, sinestral inversa.

Se ubica en primer término la componente que predomina. Ejemplo: Una falla extensional con 85°(Bzto.) y 65° (Rake) será: Normal dextral, mientras que una falla con 85° (Bzto.) pero con 11° (Rake) será dextralnormal, porque en esta última la componente L más importante que V en la participación en el vector Desplazamiento Total. Las relaciones entre la proporcionalidad e los desplazamientos se muestran en la Fig. 7.3b

3.- Clasificación según el ángulo de inclinación del plano

- Verticales (aprox. 90) - Subverticales 80°-90°) - Alto ángulo (60°-80° )- Moderado ángulo (30°-60°)- Bajo ángulo ((10°-30°)- Subhorizontales (0°-10°) - Horizontales, tendidas o de suela (Aprox. 0°)

5.- Clasificación según el diseño (generalmente refiere a un conjunto de fallas)

- Paralelas, en echelon (en escalón), radiales, periféricas o anulares, en cuña, Cola de caballo (horse tail; preferentemente a escalas meso a microscópica


3

CRITERIOS DESCRIPTIVOSEn la descripción de campo (o eventualmente en imágenes aéreas), se trata de utilizar las modalidades de

clasificación que sean más representativas para describir a las fallas. Ej.: Fallas dextrales inversas de alto ángulo con diseño escalonado.

Otras clasificaciones de fallas:

Fallas Sintéticas y Antitéticas: Refiere a la posición respecto al plano o los planos de falla/s principal/es.

Fallas Distributivas: El desplazamiento se distribuye a través de numerosos planos paralelos (Figura 7.5).

Falla de desgarre: (Tear fault) Asociada a los mantos de plegamiento y corrimiento

Falla de crecimiento:(Growth fault)

Son fallas con movimiento contemporáneo a la sedimentación . El rechazo se atenúa hacia los estratos más jóvenes


4

Fallamiento en rampas: Variación abrupta en la angularidad de una falla horizontal o subhorizontal. Los segmentos "apilados" constituyen rampas tectónicas (Tema 11).

Fallas Lístricas: Fallas con plano curvo

RECONOCIMIENTO DE FALLAS

1. A escala macro-megascópica

* Mapas geológicos (Topográficos, estructurales) (Figuras 7.9, 7.10 y 7.11)* Geofísica (Sísmica, geoeléctrica, magnetometría, gravimetría)* Imágenes aéreas (Análisis del terreno)


5

Desplazamiento transcurrente aparente

Repetición de estratos

1.1 Evidencias geológicas

. Discontinuidades litológicas: Repetición u omisión de estratos, terminación brusca o biscelamiento de unidades, relaciones anómalas entre diferentes litozonas.

. Discontinuidades estructurales

. Potencias anormales de estratos (engrosamiento o adelgazamiento)

. Variaciones bruscas en los niveles freáticos y alturas en las tablas de hidrocarburos

. Diferentes presiones de fluidos en la explotación de hidrocarburos

Fenómenos con expresión semejanteDiscordancias angulares, contactos intrusivos, estratificación entrecruzada.

1.2 Evidencias geomorfológicasLineamientos, escarpas de falla, facetas/formas triangulares

2. A escala meso-miniscopicaBrechas y otros tipos de rocas cataclásticas, espejo de falla, jaboncillo, gouge, estrias de fricción, zonas de

cizalla, estilolitos y slicolitos, brechas hidráulicas, caballos de piedra .

Estos elementos permiten reconocer la existencia de un plano o de una zona de fallas y en algunos casos la dirección de desplazamiento (estrías, slicolitos) o el sentido del desplazamiento (estilolitos).


6


7

INDICADORES DEL SENTIDO DE MOVIMIENTO A LO LARGO DEL PLANO DE FALLA (Indicadores cinemáticos)

Escalones , nervios minerales, relleno fibroso, figuras de presión (elementos estriadores duros y blandos), figuras de presión-disolución (estilolitos-slicolitos)

REQUERIMIENTOS ENERGETICOS DE LAS FALLAS

Tipos de fallas Inversas Transcurrentes Normales

Esfuerzo Diferencial

4 1,6 1

Energía liberada 16 2,56 1


8

MODALIDADES DE DESPLAZAMIENTO

Saltos bruscos (stick-slip) y reptación asísmica (aseismic creep)

Factores controlantes del tipo de desplazamiento: Presión de fluidos, tipos litológicos, anisotropías existentes. Ejemplo del terremoto en Parkfield, California, 1966.

FALLA HAYWARD, FREEMONT (CALIFORNIA)

1979

1983


9

Bombeo Sísmico; Importante en la migración de fluidos mineralizantes

Brechas Hidráulicas: Proceso de fracturación bajo alta presión de fluidos.

Culminaciones de las fallas

Pueden terminar hacia arriba cortadas por estratos más jóvenes a través de una discordancia, distribuyendo su desplazamiento mediante plegamientos suprayacentes (pliegue por propagación de falla –ver capítulo Fajas Plegadas y Corridas en Asociaciones Estructurales)

Importancia de las fracturas en geología aplicada- Minería, Obras de ingeniería, Riesgos geológicos en general y sísmicos en particular


BLES, B. y FEUGA, T. (1984). La fracturation des roches. Masson, Paris. BURBANK, D. y ANDERSON, R. (2001) Tectonic geomorphology. Blackwell, 274p.DAVIS, G. (1984). Structural geology of rocks. J. Wiley. N.Y., 530 p.HOBBS, B. et.al. (1981). Geología estructural. Omega. Barcelona, 518 p.JAROSZEWSKI, W. (1984). Fault and fold tectonics. Ellis, Horwood, 565 p.MATTAUER, M. (1976). Las deformaciones de los materiales de la corteza terrestre. Omega, Barcelona, 524 p.NICOLAS, (1986). Principles of rock deformation. Reidel, 235 p.PARK, R. (1983). Foundations of structural geology. Blackie, London, 135 p.SPENCER, E. (1977). Introduction to the structure of the earth. Mc.Graw, N. York, 640 p. RAMSAY, J. and M. HUBER (1987). The techniques of moderm structural geology, Vol II. Ac. Press.van der PLUIJM, B. y MARSHAK, S. (1997) Earth structure. An introduction to structural geology and tectonics. McGraw-Hill, 495pYEATS, R., SIEH, K. y ALLEN, C. (1996) The geology of earthquakes. Oxford Press, 652p.



Universidad Nacional de San LuisDepartamento de Geología

GEOLOGÍA ESTRUCTURAL

TEMA 8

ASOCIACIONES ESTRUCTURALES:TECTONICA EXTENSIONAL

Asociaciones de estructuras generadas por condiciones de esfuerzos regionales, donde σ1 es vertical y σ3horizontal.

Algunas definiciones y conceptos básicos

* Margen pasivo: No son bordes de placas (Ej. costa atlántica de Sudamérica). Presentan abundante acumulación de sedimentos en respuesta a fenómenos de subsidencia.

* Rift: Zona de diseño generalmente lineal o elongado, donde se concentra abundante extensión debido a extensión litosférica y adelgazamiento cortical.

GEOLOGÍA ESTRUCTURAL - UNSL 2006

Principales Estructuras Características

Graben: Depresión marginada en ambos lados por fallas normales

Horst: Pilar tectónico marginado en ambos lados por fallas normales.

Hemigraben (half-graben): Depresión tectónica marginada en solo uno de sus bordes (margen activo) por fallas normales).

Combinaciones de las estructuras: Zonas de horst ygrabenes.


TERREMOTO DE BORAH PEAK29-10-1984Idaho, Estados Unidos


OTRAS ESTRUCTURAS COMUNES

. Fallas planares rotadas, tipo dominóo estantería de libros -"bookshelves"-)

. Fallas normales lístricas

. Anticlinales roll-over

. Fallas normales de bajo ángulo (mantos de deslizamiento)

. Fallas de crecimiento.GEOLOGÍA ESTRUCTURAL - UNSL 2006

TIPOS DE AMBIENTES GEOLÓGICOS EN TECTÓNICA EXTENSIONAL

* Rift intracontinentales: Comprenden también a los denominados rift abortados o aulacógenos(Basin and Range, cuencas intracontinentales del noroeste argentino , Grupo Salta, Cuenca Cuyana)


PRINCIPALES MECANISMOS EXTENSIONALES

* Extensión rotacional (cizalla simple) -fallas con geometría lístrica o planar-

* Extensión no rotacional (fallas de alto ángulo con superficie preferentemente planar) Sistemas conjugados de fallas y dominio de la cizalla pura.

A nivel cortical predomina el primer tipo


“Core complexes”

Exposición de zonas metamórficas asociadas a un frente milonítico, debido a una severa extensión cortical a lo largo de una zona de despegue. Su importancia económica reside en la localización frecuentes de yacimientos minerales en las fajas miloníticas


Causales del rifting

. Anomalías térmicas (“plumas” del manto)

. Extensión extra-fosa en una placa subductante

. Extensión continental pre-deriva en una zona débil asociada a orógenos antiguos

. Colapso gravitacional de un orógeno (corteza muy engrosada)

. Transtensión asociada a fallas transcurrentes (pull-aparts) (Mar Muerto)

. Extensión de retroarco (Altiplano, Puna)

. Extensión en el antepaís por colisión de margenes continentales irregulares (Lago Baikal)


Coward,, M., Dewey, J. y Hancock, P., 1987. Continental extensional tectonics. Spec. Publ. Geol. Soc. London, 28.

Lister, G. y Davis, G., 1989. The origin of metamorphic core complexes and detachment faults formed during Tertiary continental extensión in the northern Colorado River region, USA. Journ. Struct. Geol. 11:65-94.

Roberts, A. y Yielding, G., 1994. Continental extensional tectonics, en: Continental deformation, P. Hancock Ed.,Pergamon: 233-250.

Twiss, R. y Moores, E., 1997. Structural Geology. Freeman&Co, 532p.

Wernicke, B. y Burchfiel, B., 1982. Modes of extensional tectonics. Jour. Struct. Geol., 4:105-118.

Actualizado: 11-09-2004GEOLOGÍA ESTRUCTURAL - UNSL 2006

Departamento de GeologíaUniversidad Nacional de San Luis


TEMA 9

TECTONICA COMPRESIVA

TERMINOLOGIA BASICA

Tectónica tipo "thin-skinned“ (piel fina) Deformación por pliegues y fallas de rocas principalmente sedimentarias, sobre un nivel de despegue

de rocas no deformadas con dicho estilo ubicado en la parte superior de la corteza. El basamento cristalino no interviene en la deformación (Sierras Subandinas, Precordillera Central y Occidental).

Tectónica tipo "thick-skinned" (piel gruesa)Deformación que involucra al basamento o un sustrato rígido. Generalmente se expresa por fallas de

alto ángulo en superficie. Este tipo de tectónica implica desacoples a niveles corticales medios o profundos (Sierras Pampeanas, Cordillera Oriental).

Corrimiento (cabalgamiento): Falla inversa con inclinación de su plano generalmente menor de 45º.

Superficie de despegue o corrimiento (detachment, decollement). Plano generalmente subhorizontalque separa las rocas deformadas suprayacentes (integrantes de los paquetes alóctonos) de las nocas no deformadas o mucho menos deformadas infrayacentes. Coinciden generalmente con litologías cuyo comportamiento mecánico favorece estos fenómenos de desacople (evaporitas, lutitas, margas, etc.)

Antepaís (foreland): Area estable marginal a un cinturón orogénico.

Hinterland: Sector interior del orógeno. La deformación involucra niveles estructurales profundos. En orógenos activos, el "hinterland" es una región de elevada topografía.

PRINCIPALES CONTEXTOS TECTÓNICOS COMPRESIVOS

. FALLAS ASOCIADAS A ZONAS DE SUBDUCCIÓN (MEGATHRUSTS)

. FALLAS EN AMBIENTES DE CORTEZA CONTINENTAL. TECTÓNICA TIPO PIEL FINA (THIN-SKINNED)

Sin “basamento” o sustrato frágil involucrado. Principalmentefajas plegadas y corridas.

. TECTÓNICA TIPO PIEL GRUESA (THICK-SKINNED)“Basamento” involucrado en la deformación


Alóctono:

Paquete de rocas que ha sido desplazado de su sitio de depositación original (forma parte del techo del corrimiento).

Autóctono:

Rocas in situ o con pequeños desplazamientos de su lugar de formación original (constituye la base del corrimiento).

Klippe:

Sector de rocas integrantes de una zona alóctona ubicado a manera de isla por encima del autóctono por fenómenos erosivos y separado por el plano de corrimiento.

Ventana:

Sector autóctono visible dentro de un área alóctona.

Estos conceptos aplican al análisis en planta de las estructuras.GEOLOGÍA ESTRUCTURAL - UNSL 2006

TECTONICA DE PIEL FINAFAJAS PLEGADAS Y CORRIDAS (FPC)

Cinturones alargados, fallados y plegados, asociados a importantes niveles de desacople en la parte superior de la corteza.

Están ubicados entre el cratón no deformado y el orógeno principal o cinturón montañoso. También se ha denominado a algunas de estas asociaciones "plegamiento de antepaís".

Ejemplos: Canadian Rockies foothills, cinturón sub-himalayo, Sierras Subandinas, Precordillera, Apalaches.

PRINCIPALES CARACTERISTICAS DE LAS FPC

.Cinturones lineales o arqueados compuestos por pliegues asociados a fallas inversas de bajo ángulo.

.Evolucionan de prismas sedimentarios con disposición subhorizontal o acuñada.

.Vergencia generalmente hacia el antepaís.

.Planos de despegue varían entre 1º-6º hacia el cinturón montañoso.

.Resultado de acortamiento y engrosamiento cortical. Este desbalance de masa en la litósfera origina generalmente las cuencas de antepaís (foreland basins)

.Fajas antitéticas (tipo andino) y sintéticas (tipo himalayo)


* Los frentes de las fajas plegadas

Corrimientos emergentes y ciegos

PRINCIPALES ESTRUCTURAS ASOCIADAS

*Pliegues asociados a fallas

Pliegues por flexión de fallas (fault bend folds)

Pliegues por propagación de fallas(fault propagation folds)

Pliegues por despegue(detachment folds)

Elementos geométricos asociados a las rampas de un corrimiento >


Plegamiento por flexión de falla (fault-bend folding)

Suppe, 1983E. CRISTALLINI, Curso FPC – 2005


PLIEGUE POR PROPAGACION DE FALLA PLIEGUE POR FLEXIÓN DE FALLA


Pliegue por propagación de falla

Suppe & Medwedeff, 1984

PLIEGUES POR PROPAGACIÓN DE FALLAS CON DESPLAZAMIENTO DIFERENCIALEN TERRAZAS DE DIFERENTES EDADESBurbank y Anderson (2001)

E. CRISTALLINI, Curso FPC – 2005


PLIEGUE POR PROPAGACIÓN DE FALLASALINAS, ECUADOR

(Costa, Alvarado, Yepes y Hall, 1999)


McClay (1992)

. PLIEGUES POR DESPEGUE(Detachment folds)


2. FALLAS RELACIONADAS CON PLIEGUES

2.1 Fallas flexo-deslizantes

2.2 Fallas “bending-moment”

Yeats et al., 1997GEOLOGÍA ESTRUCTURAL - UNSL 2006

* Sistemas de corrimiento

Fallas duplex


Sistemas de corrimiento

Corrimientos imbricados (abanicos imbricados)


Documents

ESTRUCTURAL_001