DEFINICIÓN DE GEOLOGÍA ESTRUCTURAL La geología estructural tiene relación directa con disciplinas geológicas como la mecánica de suelos, mecánica de rocas y la geotecnia. Es bastante importante en geología para entender entender el origen y la formación de yacimientos, entender cómo se formó el actual modelo topográfico de la superficie terrestre; en ingeniería civil es la base de proyectos de construcción (edificaciones, puentes, carreteras, represas, etc.) y como herramienta de prevención para la mitigación y control de riesgos geológicos. La Geología Estructural se dedica al estudio e interpretación de las estructuras g eneradas en la c or orteza teza terres ter res tre pro produc ducto to de movi movimientos mientos prop propio ioss de la di námic a terres tre, mayor mayorment mente e entendidos entendidos y tratados tratados por la Tectónica de P la lacas cas .
Formacion Casapalca Casapalca (Sinclinal (Sinclinal – Anticlinal): Anticlinal): Sector Rapagna
Capas Rojas de la F ormación Casapalca UTM 8708182,367061
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/cm2). En la naturaleza, según la dirección de las fuerzas aplicadas, el esfuerzo puede reconocerse en tres variedades; la compresión, la tensión y la cizalla.
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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.
DEFORMACIÓN 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 formando un plegamiento. 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.
NIVELES ESTRUCTURALES. Se entiende por nivel estructural cada uno de las partes 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 como límite superior a la superficie de la Tierra, en dirección al centro del planeta, hacia zonas más profundas, se definen 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. 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 v iene marcado por el inicio de la fusión y la presencia del granito de anatexia. Nivel Estructural de la Corteza Terrestre https://post.geoxnet.com/descarga-libre-de-imagenes-aster/
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, deformación plástica y deformación frágil.
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. Una definición general sería: La capacidad de ciertos materiales de deformarse ante la aplicación de un esfuerzo exterior y volver a sus dimensiones originales pasado dicho esfuerzo.
Deformación plástica. Cuando la roca sometida a una deformación elástica supera su límite elástico, sufre una deformación plástica, tras la que ya no puede recuperar su forma original. “No hay separación de puntos contiguos del material, como ejemplo -los pliegues- “. Si se supera el límite de plasticidad, las rocas se fracturan y pasan a comportarse como cuerpos frágiles. Definición General: Cuando se somete un material a esfuerzos que los llevan a sobrepasar su límite elástico, ocurre que sus deformaciones se vuelven irreversibles o permanentes.
Deformación frágil. Existe deformación permanente y también interrupción entre puntos
contiguos del material (fallas, diaclasas, cabalgamientos y mantos de corrimiento). DEFORMACIÓN DÚCTIL:
2. Los pliegues y sus tipos.
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.
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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. Cada uno de los lados del pliegue. - Eje. 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.
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 https://post.geoxnet.com/descarga-libre-de-imagenes-aster/
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. CLASIFICACIÓN DE PLIGUES DE ACUERDO AL PLANO AXIAL.
Existen diferentes clasificaciones que emplean criterios distintos para denominar los pliegues. La clasificación que se presenta en este apartado es una de las más claras, y tiene en cuenta la inclinación del plano axial: Pliegue recto. La superficie del plano axial es vertical. Pliegue inclinado. La superficie axial está inclinada. En este caso los flancos no tienen necesariamente el
mismo buzamiento, y si uno de ellos rebasa la verticalidad, entonces tenemos un flanco invertido. Pliegue tumbado. La superficie del plano axial es horizontal. Pliegue en abanico. Tiene vergencias en dos direcciones opuestas, con dos planos axiales que se abren en forma de abanico. 2. 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. Estos conceptos están relacionados a la tectónica de placas, a continuación se repasan los tipos de borde, con indicación del mecanismo de plegamiento o fracturación dominante. 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. La zona de rift en la corteza oceánica genera las “fallas transformantes”.
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 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.
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3. FALLAS – DIACLASAS DEFORMACIONES FRÁGILES: DI ACLASAS 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. DIACLASAS. Una diaclasa es un plano de fractura a favor del cual no se produce desplazamiento de los
bloques que quedan a ambos lados de esta. FALLAS. Las fallas constituyen la deformación frágil más frecuente en Geología, y por lo tanto, al igual que en el caso de los pliegues, se trata de uno de los elementos más representados en Geología Estructural. Pueden tener longitudes desde pocos metros hasta centenares de kilómetros, 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.
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Otra definición de Falla: Son discontinuidades en rocas a lo largo de las cuales existe un desplazamiento diferencial significativo.
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Net Slip. Se entiende por desplazamiento neto (net slip), el ventor que mide la distancia en la superficie de la falla entre dos puntos originalmente adyacentes, situados en labios opuestos de la falla y por tanto nos define el movimiento verdadero de la falla.
Net Slip – Desplazamiento Neto de una falla
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.
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CARACTERÍSTICAS Y TIPOS DE FALLA 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 transcurrentes y transformantes. Son un tipo de fallas horizontales o en dirección que afectan a la litosfera y cortan a las dorsales oceánicas. ASOCIACIONES DE PLIEGUES Y FALLAS.
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. ASOCIACIONES DE FALLAS.
Es frecuente encontrar asociaciones de fallas, que dan lugar a estructuras tipo graben, horst y mantos de cabalgamiento. 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.
GRABEN Y HORST.
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.
MANTOS DE CABALGAMIENTO.
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