CAPÍTULO VIII
GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
1. INTRODUCCIÓN [1]
En una época en que las ciencias de la tierra sufren una verdadera
revolución, debida a la teoría de la Tectónica de placas, el estudio de las
deformaciones de la corteza terrestre adquiere cada día más importancia.
En efecto, se trata de una de las consecuencias más espectacular del
funcionamiento de la maquina terrestre.
En los millones de años de la historia geológica de la tierra se ha
observado que la faz del planeta cambia constantemente. En el lugar ocupado
por los antiguos mares, en los cuales durante largos espacios de tiempo se
acumularon potentes masas de rocas estratificadas, más tarde, se levantaron
altas montañas y se formaron gigantescos glaciares que se mueven pendiente
abajo.
Estos cambios son debidos a movimientos de la corteza que pueden variar
desde unos centímetros hasta kilómetros y son la causa de la formación de
las montañas y de las estructuras topográficas actuales. Sin embargo, la
mayor parte de parte de los cambios de la superficie terrestre tuvo lugar
muy despacio, durante grandes periodos de tiempos, con movimientos lentos
y que dan origen a grandes mesetas y cuencas.
En este capitulo presentamos algunos aspectos observables de esta
deformación. Este capitulo dedicada a las deformaciones que han afectado a
las rocas de la parte superior de la corteza terrestre en el curso de los
tiempos geológicos. Se trata de un estudio esencialmente geológico de la
deformación y por consecuencia de una obra de Geología Estructural o de
Tectónica. También le conciernen a este capitulo los arreglos de las rocas
sedimentarias como unidades estructurales en la corteza exterior de la
tierra.
2. Teoría de Placas [2]
Desde 1912 existe la teoría de deriva continental (Alfred Wegener), pero no
fue aceptada en esa época. En los años 60 nuevas investigaciones del fondo
del mar y de regiones montañosas como los Andes permitieron la postulación
de una nueva teoría global geotectónica. Con la teoría nueva de la
tectónica de placas desaparecieron las teorías antiguas como de los
geosinclinales o la expansión o contracción de la tierra.
Cuando se acepto la deriva continental a mediados de la década de los 60,
esta idea progreso aun mas al considerar que la corteza de la tierra, la
litosfera, podía dividirse en un mosaico de 12 o más placas grandes
rígidas. Las placas se mueven libremente con respecto a la astenósfera
subyacente, y también pueden moverse una con respecto de la otra de tres
maneras: (i) una placa se desliza pasando frente a la otra a lo largo de su
margen;(ii) dos placas se mueven alejándose mutuamente; (iii) dos placas se
mueven en tal forma que una desliza debajo de la otra.
El primero de estos movimientos tiene su expresión en la superficie de la
tierra por el movimiento a lo largo de las fallas transcurrentes (por
ejemplo la falla de San Andrés).El segundo tipo (ver Fig. 8.1) de origen a
los lomos oceánicos. El tercer tipo tiene su acción en las profundas
trincheras oceánicas (ver Fig. 8.2), donde el borde de una capa se mueve
hacia abajo con respecto a la otra y desaparece en el manto.
Este proceso se conoce como subducción; que ocurre principalmente en la
costa oeste de América del Sur: Chile, Perú, y entre las trincheras
principales se tienen a la Aleutiana, Buril-Japón-Marianas, Java y partes
del mar mediterráneo. Siempre provoca fenómenos sísmicos de mayor magnitud.
Además la placa oceánica subducida, parcialmente fundida puede generar una
cadena de volcanes activos.
Ref. 1) Cuenca marina con sedimentos, 2) Corteza Oceánica
Fig. 8.1 Sección transversal generalizada a través del océano Atlántico
(Dewey y Bird -1970)
Fig.8.2 Sección transversal generalizada a través del Japón (Mishairo
-1970), A= Arco islas de volcanes.- fuente (F.G.H. Blyth & M.H. de Freitas:
"Geología para Ingenieros")
Es necesario hacer la diferencia entre lo que son placas las placas
continental y oceánica, la ultima esta coronada por corteza continental, es
decir los continentes "cabalgan" sobre la placa subyacente. La placa
oceánica está cubierta por una delgada corteza oceánica de composición
principalmente basáltica, la cual esta cubierta por un delgado
revestimiento de sedimentos.
En la (ver Fig. 8.3) se muestra un diagrama esquemático tridimensional
entre las relaciones entre placas litosféricas. El sistema de cadenas medio
oceánicas se produjo por separación de placas por debajo del fondo oceánico
con su hendidura/apertura (rift) y fallas transformantes. En el lugar de
convergencia de las placas el borde de una de ellas se dobla y es forzada a
subduirse dentro la astenósfera donde es calentada y absorbida por las
rocas del manto a gran profundidad.
Fig. 8.3 Diagrama esquemático entre las relaciones entre las placas
litosféricas
Fuente (Álvaro Fernández: "Principios de Geología y geomorfología")
En la Zona de Benioff, el movimiento entre la placa oceánica y las rocas
continentales producen altas tensiones tectónicas. Esta actividad tectónica
se descarga en temblores y terremotos en las zonas arriba de la subducción.
Los geofísicos pueden medir la profundidad de la actividad sísmica: Los
sismos cercanas de la costa tienen su foco en bajas profundidades y
paulatinamente hacia al interior del continente la profundidad se aumenta.
El término tectónica se aplica a estudios de los rasgos estructurales de la
corteza terrestre y su origen. El término de Tectónica de Placas se
utiliza para señalar los procesos que son responsables de los movimientos e
interacciones de las placas. Cuando convergen con placas continentales y
se forma una faja de montañas plegadas intercontinentales, la cual podemos
llamar zona de colisión.
Sistema global de placas.- Generalmente se han determinado 6 grandes
placas: la Norteamericana, Suramericana, Eurasiática, Indoaustraliana y la
Pacifica (ver Fig. 8.4).
Las placas continentales principales son América de sur, América de Norte,
África, Australia, Antártica y Europa-Asia-India. Las placas oceánicas más
importantes son la placa Nazca, placa Cocos y placa pacífica. Además se
puede observar las regiones donde actualmente existe subducción (Chile,
Perú, Marianas, Aleutas y Tonga).
Los lomos centrales oceánicas, donde se forma actualmente la corteza
oceánica se conoce en el centro del atlántico, pacifico y indico. Los
choques entre continentes más recientes son África-Europa y la India
–Asia.
También Europa chocó con Asia (Montañas Ural en Rusia) pero en tiempos más
antiguos.
Debido a su vasta extensión la placa Pacifica se supone que tiene en su
porción mas occidental la capa mas antigua de la tierra.
En 1970 muestras testigo de mar profundo obtenidas por el Glomer Challenger
confirmaron esta hipótesis. Sedimentos tan antiguos de edades Cretácico y
Jurásico superior de edades entre 125 – 150 millones de años fueron
identificados en esas muestras.
Fig.8.4 Límites de las placas en la corteza de la Tierra. P= placa del
pacifico, A= Placa Norteamericana, SA= Placa Suramericana, Af= Placa
Africana, E= Placa Euroasiática, Aa= Placa antártica, Ph= Filipinas, Ca=
Caribiana, N= Nazca, C= Cocos, Ab= Arábiga Los límites de las placas
coinciden principalmente con zonas de actividad volcánica y sísmica. Los
lomos oceánicos son mostrados con doble línea, las fallas transcurrentes
con una sola. = Zonas de subducción.
Fuente (F.G.H Blyth & M.H. de Freitas: "Geología para Ingenieros")
1. Tipos de limites [3]
Cada placa se mueve como una unidad coherente con respecto a las otras
placas (ver fig. 8.5). Aunque el interior de las placas pueda deformarse,
todas las interacciones entre ellas se producen a lo largo de sus límites o
bordes. De hecho, los primeros intentos para esbozar los límites de las
placas se realizaron localizando los epicentros de terremotos. El trabajo
posterior demostró que las placas están unidas por distintos tipos de
límites, que se diferencian por el tipo de movimiento que exhiben. Esos
límites, son los siguientes:
Limites divergentes (spreading).- Estos límites se presentan donde las
placas se separan, lo que produce la ascensión del material del manto
para crear nuevo suelo oceánico.
La expansión de las placas (divergencia) se produce fundamentalmente en
las dorsales oceánicas. Conforme las placas se separan, las fracturas
creadas se rellenan inmediatamente con roca fundida que sube desde la
astenósfera inferior. Este material caliente se enfría lentamente hasta
formar roca dura, produciendo nuevas franjas de fondo oceánico. Esto ha
sucedido una y otra vez a lo largo de miles de millones de años,
formándose así millares de kilómetros cuadrados de nuevo fondo oceánico.
Además, a lo largo de los limites divergentes, donde emergen las rocas
fundidas, el suelo oceánico esta elevado. Estas dorsales se extienden por
todo el mundo a lo largo de 70.000 kilómetros cruzando todas las
principales cuencas oceánicas.
Conforme se va formando nueva litosfera a lo largo de la dorsal oceánica,
esta litosfera se aleja lentamente, aunque sin cesar, del eje de la
dorsal. Por tanto, empieza a enfriarse y a contraerse, incrementando con
ello su densidad. Esto explica en parte la mayor profundidad a la que se
encuentra la corteza oceánica, más antigua y fría, de las cuencas
oceánicas profundas.
Además, el enfriamiento hace que aumente la resistencia mecánica de las
rocas del manto situadas debajo de la corteza oceánica, con lo que
aumenta el grosor de la placa litosférica. Dicho de otra manera, el
grosor de la litosfera oceánica depende de la edad. Cuanto mas antigua (y
fría) es, mayor es su grosor.
Limites convergentes.- Estos límites se presentan donde las placas se
aproximan, lo que tiene como consecuencia la subducción (consumo) de la
litosfera oceánica en el manto. Se define por su movimiento del sentido
contrario (choque). Se trata de destrucción de corteza con deformaciones
y posible orogénesis.
Aunque se esta añadiendo constantemente nueva litosfera a las dorsales
oceánicas, el planeta no aumenta de tamaño: el área de su superficie se
mantiene constante. Para acomodar la litosfera recién creada, las placas
oceánicas más antiguas vuelven al manto a lo largo de los límites
convergentes. Conforme dos placas convergen lentamente, el borde anterior
de una de las placas se dobla hacia abajo, lo que permite que se deslice
por debajo del otro.
Las regiones donde la corteza oceánica esta siendo consumida se denominan
zonas de subducción. En ellas, conforme la placa que se hunde se
desplaza hacia abajo, entra en un ambiente de presión y temperatura
elevadas, de manera que algunos materiales subducidos, así como
cantidades más voluminosas de la astenósfera, se funden y migran hacia
arriba.
Limites de falla transformante.- Estos límites se presentan donde las
placas se deslizan una con respecto a la otra sin producción ni
destrucción de litosfera. Estas fallas son paralelas a la dirección del
movimiento de las placas y fueron descubiertas por primera vez en
asociación con las dorsales oceánicas.
Aunque la mayoría de las fallas transformantes está localizada a lo largo
de las dorsales centro-oceánicas, unas pocas atraviesan los continentes.
La falla de San Andrés, en California, tan propensa a los terremotos, es
un famoso ejemplo. A lo largo de esta falla, la placa del Pacífico se
mueve hacia el noroeste, más allá de la placa Norteamericana.
El movimiento a lo largo de este límite no pasa desapercibido. Conforme
estas placas se deslizan una al lado de la otra; la tensión se acumula en
las rocas situadas en lados opuestos de la falla.
A veces, las rocas se rompen, liberándose energía en forma de un gran
terremoto, como el que devastó San Francisco en 1906.
Limites conservadores.- Si la corteza continental se ubica junto
con la corteza
oceánica sin movimientos relativos, se habla de un limite conservador
(como por ejemplo entre Argentina y el océano Atlántico).
Limites cambiantes.- Aunque el área de superficie total de la tierra no
cambie , el
área de cada placa puede disminuir o crecer dependiendo de la
distribución de los limites convergentes y divergentes.
Por ejemplo, las placas Antártica y Africana están casi por completo
unidas por centros de expansión y, por consiguiente, están aumentando de
tamaño. Por el contrario, la placa del Pacífico está siendo subducida a
lo largo de sus flancos norte y occidental y, por tato, esta disminuyendo
de tamaño.
Fig. 8.5 Tipos de límites entre las placas de la corteza terrestre.
Fuente (elaboración propia)
3. GEOSINCLINALES Y FORMACIÓN DE MONTAÑAS
La formación de montañas ha ocurrido en diferentes tiempos durante los
pasados 3.5 billones de años de historia geológica.
1. Geosinclinales [4]
Son cuencas de sedimentación de extensión regional, cuyo hundimiento
relativamente rápido y prolongado se determina por el espesor de los
sedimentos acumulados.
Representan áreas de deposición inestables localizadas en cuencas
continentales o como es más común en los propios océanos, aunque muy
próximos de los bordes continentales, produciéndose el hundimiento
paulatinamente y a medida que se depositan los sedimentos, pudiendo llegar
a espesores que alcanzan hasta los 15000 m.
En la formación de un geosinclinal se distinguen claramente tres etapas
bien definidas:
Hundimiento y sedimentación
Deformación
Ascenso isostático y formación de las cadenas montañosas
Es evidente de que cada etapa, sobre todo la primera implica un muy largo
proceso que puede durar millones de años y cuya evolución no siempre puede
ser completada.
Fig. 8.6 Ejemplo de la relación entre mares epirogénicos, geosinclinales y
tectónica de placas. IA= Arco de islas. Las flechas representan la
dirección del movimiento.
Fuente (F.G.H Blyth & M.H. de Freitas: "Geología para Ingenieros")
2. Formación de montañas
La construcción de montañas se ha efectuado a intervalos durante todo el
tiempo geológico. El termino orogenia se aplica a estos periodos de
actividad geológica.
En las fajas plegadas es posible ver las rocas en la actualidad, después de
la denudación, que han sido empujadas en la forma de pliegues complejos,
los cuales representan zonas de inestabilidad de la corteza, o sea que son
fajas móviles. Las partes de los continentes adyacentes a ellos son
relativamente estables, pero sujetas a movimientos verticales o
epirogénicos.
Los movimientos epirogénicos u orogénicos están relacionados con los
cambios en las posiciones relativas de las placas de la litosfera; estas
relaciones se pueden verse en la fig. 8.6. A continuación describiremos
detalladamente cada tipo de movimiento tanto los movimientos locales u
orogénicos y los movimientos generales o epirogénicos.
1. Movimientos Orogénicos
Los movimientos orogénicos, conocidos como formadores de montañas, son los
movimientos horizontales de la corteza terrestre, teniendo en cuenta que la
tierra es una esfera. La orogenia genera relieves plegados (movimientos
orogénicos que se manifiestan por fuerzas de compresión como se puede ver
en la fig. 8.7) y fallados (movimientos orogénicos que se manifiestan por
fuerzas de tensión como se muestra en la fig. 8.7).
Se pueden considerar tres momentos que corresponden a tres fases de
violencia de la orogenia: el plegamiento, en el que se pliegan los
materiales blandos; el fallamiento, en el que se rompen los materiales
duros y los pliegues; y el cabalgamiento, en el que los materiales se
desplazan de su posición original. Se crean pliegues y fallas.
Fig.8.7 Cadenas montañosas del Himalaya (figura izquierda), la falla de
San Andrés-EEUU (figura derecha) – fuente (Biblioteca de Consulta
Microsoft-Encarta)
Afecta a regiones relativamente pequeñas aunque de manera generalizada; las
grandes orogenias han afectado a todo el globo, pero se expresan
puntualmente y en forma de crisis. Son movimientos relativamente rápidos.
Se pueden identificar en el relieve tres grandes orogenias: caledoniana,
desde el Cámbrico (590 millones de años) hasta el final del Silúrico (408
millones de años); la herciniana, desde el Devónico (408 millones de años)
hasta el final del Pérmico (245 millones de años); y la alpina, desde el
Triásico (245 millones de años) hasta el final del Neógeno (1,6 millones de
años). Se encuentran rastros de otras orogenias, pero no tienen o apenas
tienen, trascendencia morfológica.
Por otra parte, estos movimientos están limitados a zonas delgadas de la
corteza y tiene lugar en espacios de tiempo también limitados.
Los procesos de Orogénesis o "formadores de montañas", están condicionados
a zonas de inestabilidad de la corteza, que sobre todo se sitúan en las
partes marginales de los continentes. Estas zonas constituyen generalmente
profundas depresiones, que a través del constante acarreo de materiales
sólidos y en disolución, por los ríos y corrientes, se van llenando
paulatinamente, originando de esta manera los llamados Geosinclinales[5].
Los procesos de destrucción de los materiales de la corteza, o sea la
denudación, traen como consecuencia que todas las corrientes de agua
transporten ininterrumpidamente grandes cantidades de materiales que
posteriormente son depositados en esas grandes depresiones, en la tabla 8.1
podemos apreciar el transporte de algunos rios del mundo.
Si consideramos que el poder de transporte de algunos ríos es
sorprendentemente grande, podremos admitir que en los geosinclinales se
pueden acumular más de 10.000 metros de sedimentos. Así tenemos que la
capacidad de transporte de Ríos es:
Tabla. 8.1 Transporte anual de algunos ríos del mundo
"Transporte Anual del "Sedimentos en m3 "
"Río " "
"Río de la Plata "44.000.000 "
"Río Missisipi "211.500.000 "
"Yang Tse Kiang "182.000.000 "
"Huang Ho "472.000.000 "
Fuente (Julio Torrez Navarro: "Apuntes de clases")
Por consiguiente, esta cantidad grande de sedimentos acumulados en el seno
del geosinclinal aumenta la presión de tal forma, que no es difícil
imaginarse que semejantes masas descendentes alcancen partes profundas de
la corteza y experimenten un fuerte calentamiento. A través del efecto
combinado de la temperatura y presión se produce la movilización de masas
rocosas que han descendido a profundidades de la corteza. El curso del
desarrollo de los procesos formadores de montañas será iniciado y
finalizado con la formación de magma de las capas de la litosfera y su
consiguiente intrusión y/o extrusión en combinación con fenómenos de
metamorfismo.
2. Movimientos Epirogénicos
Los movimientos epirogénicos son de gran lentitud, que se notan por el
avance y retroceso de las líneas costeras. Tienen sentido vertical y son
también conocidos como formadores de continentes, por que levantan o hunden
lentamente gran parte de los mismos. Prueba de ellos es que los Países
Bajos (Holanda), sus costas descienden 10 cm. cada siglo, en algunas
partes; como en el norte de Escandinava, se eleva y el sur se hunde.
La presencia de fósiles de animales marinos en las rocas sedimentarias es
un testimonio evidente de que las aguas del mar cubrieron en otros tiempos
áreas determinadas. Si tenemos en cuenta que el 75% de las superficies
continentales está formado por rocas sedimentarias, debemos admitir que en
épocas anteriores los mares cubrían una gran parte de las actuales tierras
emergidas.
Estos movimientos son llevados a cabo por elevación y subsidencia y sus
efectos en zonas orogénicas son posteriores debido a las presiones,
fracturas y fallas sufridas por la corteza.
Tales movimientos se producen esencialmente hacia arriba y hacia abajo. La
corteza se comporta en realidad, de modo similar a un suelo enlozado sobre
cimientos movedizos, produciéndose salientes y depresiones, es decir
mesetas y cuencas como consecuencia de la presión diferencial que se
ejerce.
Estos movimientos continentales, dan lugar a la formación de mesetas y
cuencas.
Las mesetas, son extensas tierras altas de elevación considerable. Ejemplo:
Las mesetas del El Tibet, del Colorado y del África Oriental ( ver fig. 8.8
a, 8.8 b ).
a) b)
Fig. 8.8 a) formación de una Meseta, b) Meseta del África Oriental -
fuente (Biblioteca de Consulta Microsoft-Encarta)
Las cuencas, son regiones relativamente deprimidas de perfil
aproximadamente equidimensional (ver fig.8.9). Ejemplo: la cuenca de
Tsaidan en China, las cuencas de Kalahari y del Congo en el África.
Fig. 8.9 Cuenca de los Yungas (La Paz - Bolivia) – fuente (Imagen Landsat -
1989)
Las regiones que han sido fracturadas por fallas de movimiento vertical dan
lugar a bloques relativamente elevados o hundidos según el sentido del
fallamiento.
Los bloques que han sido levantados, pueden formar pequeñas mesetas o
largas alineaciones de bloques semejantes a cadenas montañosas se llaman
Horts (fig.8.10 a).
En cambio, los bloques que se encuentran a nivel más bajo que los
circundantes originan cuencas menores u hoyas. Si estas son alargadas
constituyen las llamadas "fosas tectónicas" o Graven (fig. 8.10 b).
a)
b)
Fig. 8.10 a) Bloques levantados o Horts. b) Fosas tectónicas o llamadas
también Graven
Fuente (elaboración propia)
4. Transgresiones y Regresiones Marinas
En los movimientos que acabamos de ver, el mar avanza unas veces sobre los
continentes y retrocede otras. La estratificación producida es diferente
según el fenómeno sea de una u otra forma.
En las transgresiones marinas (avance del mar) los sedimentos son cada vez
más extensos a medida que el agua adentra, pues cubren las anteriores, más
las nuevas porciones antes al descubierto.
En las regresiones marinas (retroceso del mar) los sedimentos son cada vez
más reducidos en extensión, ya que las aguas, únicamente depositan
materiales sobre los nuevos y menores dominios.
A los movimientos que hacen variar el nivel de mar se denominan Movimientos
Eustáticos.[6]
5. Estructuras GEOLÓGICAS [7]
Todas las rocas de la superficie terrestre están sujetas a la acción de la
gravedad y de la presión, las masas situadas a ciertas profundidades
soportan además la acción elevadas de temperaturas.
Cerca de la superficie las rocas ceden principalmente por fractura, es
decir son quebradizas; pero a mayores profundidades, por la acción de
grandes presiones y temperaturas, adoptan una textura plástica susceptible
de ocasionar plegamientos en las rocas.
La Geología Estructural, es la ciencia que tiene por objeto el estudio de
las estructuras de la corteza terrestre, es decir los fenómenos que
originan las montañas y las depresiones, o sea las fuerzas que provocan los
movimientos causantes de los plegamientos, fallas, diaclasas. Dicho en
otras palabras estudia la arquitectura de la corteza terrestre.
Este estudio distingue entre estructuras primarias, adquiridas en la
génesis de la roca, como la estratificación y disposición de rocas ígneas,
aunque no son la principal preocupación de la geología estructural, y las
estructuras secundarias que se producen por una deformación posterior,
siendo la tectónica y la gravedad, los principales agentes responsables de
la formación de estas estructuras, dado que rigen los regímenes de esfuerzo
y tensión que producen la deformación de las rocas.
1. Estructuras Primarias
Estratificación: Los procesos de desintegración, erosión, transporte y
depositación de sedimentos; conducen a la acumulación en capas o mantos
constituyendo la estratificación.
Capas individuales conocidas como estratos son distinguibles una de otra
por diferencias en tamaño de grano, color, espesor y cohesión.
También podemos definir a este proceso como planos que separan los estratos
o capas de las rocas sedimentarias, originados por cambios del material
granular depositado en un medio lacustre o marítimo.
Estos planos han sido originalmente horizontales, habiendo cambiado
generalmente de posición a lo largo de los millones de años formando
Plegamientos que son producto de la génesis.
Los parámetros de un estrato o capa inclinada son el Rumbo y Buzamiento
(ver fig. 8.11), permite describir la orientación de un plano geológico
matemáticamente:
o Rumbo: Es el ángulo medido desde el norte magnético hasta la
proyección sobre el plano horizontal de la normal de la
intersección del plano con el plano horizontal. (los geólogos
consideran el ángulo medido desde el norte hasta la línea que
forma la intersección del plano con el plano horizontal)
o Buzamiento: Angulo entre la normal de la intersección del plano
con el plano horizontal y el mismo plano horizontal (dirección
de máxima pendiente).
Fig. 8.11 Rumbo y Buzamiento. Estratos inclinados de un afloramiento en el
terreno. Se muestra el ángulo de buzamiento –Fuente (Elaboración propia)
El rumbo y el buzamiento son las dos concepciones fundamentales de la
geología estructural y es el método de la geología para definir la actitud
de los estratos inclinados. La información se pasa a un mapa mediante una
flecha corta (flecha del buzamiento) con su extremidad en el punto de
observación con un número que indica el ángulo del buzamiento verdadero.
Para capas horizontales se utiliza el símbolo +, es decir, donde el
buzamiento es cero.
Para tomar los datos tectónicos de planos geológicos en terreno se usa la
brújula. Existen dos tipos de brújulas para tomar los datos tectónicos:
o Brújula tipo Brunton.- Sirve para tomar mediciones de rumbo y de
manteo, dichas mediciones son del tipo: medio círculo y americano.
o Brújula tipo Freiberger.- Sirve para tomar mediciones de circulo
completo (Dirección de inclinación o buzamiento).
Existen tres tipos de notaciones de datos tectónicos:
a) Circulo completo.- Es la dirección de inclinación/buzamiento (ej.
320/65), es el tipo de notación más fácil y más eficiente. Solo dos
números permiten la descripción de cualquier plano.
Dir / Buz
b) Medio circulo.- Rumbo/buzamiento dir. (ej. 50/65NW), este tipo de
medición hoy casi no se usa, pero existe todavía.
Rb / Bz Di
c) Tipo americano.- N rumbo E/W; buzamiento dir. (Ej. N50E; 65NW), es el
tipo de notación más usado es el tipo americano.
N Rb E; Bz Di
N Rb W; Bz Di
Discordancias[8].- Una discordancia es en general una superficie de
erosión, o también de no deposición, que separa estratos o rocas mas
jóvenes de rocas mas antiguas. El desarrollo de una discordancia
comprende varias etapas. La primera es la formación o consolidación de
la roca más antigua, seguida en la mayoría de los casos por un
levantamiento local o regional con erosión subaérea y finalmente la
deposición de los estratos más jóvenes. Pueden participar tanto rocas
ígneas, sedimentarias y metamórficas.
Existen dos tipos de discordancias: la angular y la erosiva.
o Discordancia Angular: Es aquella integrada o conformada con
rocas que no son paralelas. En la fig. 8.12 (i) Nos ilustra una
discordancia de este tipo y ahí podemos ver claramente que el
primer acontecimiento fue la deposición de lutitas y areniscas
(a) en estratos primitivamente horizontales pero que después
fueron deformados hasta alcanzar un buzamiento de 60°.
Después sobreviene un proceso erosivo generalmente provocado por
un curso de agua o por el mar, que rebajan la superficie del
terreno hasta alcanzar la superficie XX'.
En ese momento cesa el proceso erosivo y mas bien se produce la
deposición discordante y sucesiva de conglomerados, areniscas y
lutitas (b) horizontales y que son mas jóvenes que (a). La
superficie XX' es pues una discordancia angular.
o Discordancia Erosiva: Se debe a que entre la deposición de las
capas (a) y (b) de la fig. 8.12 (ii) ha habido un claro proceso
erosivo de las primeras, lo que significa casi siempre emersión.
En el ejemplo que nos ocupa las formaciones de ambos lados de la
discordancia XX', son aproximadamente paralelas.
Según la fig. 8.12 (ii) se ve que primero hubo la deposición de
las calizas (a), luego vino el proceso erosivo que rebajo un
tanto la superficie hasta llegar al nivel XX', para
posteriormente sobrevenir la emersión del área adyacente, lo que
hizo con que la granulometría de los sedimentos arrastrados y
depositados encima aumente un poco, como areniscas primero y mas
tarde lutitas (b).
La superficie de separación pues entre los estratos de caliza
(a) y los de areniscas y lutitas (b), o sea XX' es una
discordancia erosiva.
Fig.8.12 principales tipos de discordancias
Fuente (German Carrasco: "Fundamentos de geología y geotecnia para
Ingenieros")
2. Estructuras secundarias
Existen dos formas en que se manifiesta la deformación de una roca:
o Deformación Dúctil o deformación plástica
o Deformación Frágil o quebradiza
Las deformaciones tanto plástica como quebradiza de la corteza terrestre se
dan por la acción de fuerzas tangenciales y normales a la superficie
terrestre, dichas fuerzas tienen su origen por la deriva de las placas
tectónicas.
1. Deformación Dúctil
La principal manifestación de deformación dúctil o deformación plástica
corresponde:
Fig. 8.13 Los agentes orogénicos actúan sobre las capas sedimentarias
modificando su posición natural (la horizontal) - Fuente (www.cec.uchile.cl
)
Plegamientos.- Se llama plegamiento a la curvatura en rocas o en los
estratos que las contengan (ver fig. 8.13). Al sufrir presión las rocas se
pliegan o como comúnmente se diría se doblan denominándose a cada unidad de
plegamiento pliegue.
1. PLIEGUES [9]
Dentro de la corteza terrestre y debido a las condiciones especiales de
presión y temperatura, los estratos se comportan casi de un modo plástico,
de manera que al sufrir los efectos de las fuerzas deformantes dan lugar a
la formación de los pliegues o flexuras de las rocas, que son una especie
de ondulaciones u olas de las rocas de la tierra y que alcanzan su mayor
desarrollo en formaciones estratificadas tales como las rocas sedimentarias
principalmente y en menor grado en las rocas volcánicas y sus equivalentes
metamórficos.
La extensión de los pliegues puede variar desde unos centímetros
(micropliegues), pasando por centenares o miles de metros hasta de varios
kilómetros (macropliegues).
1. Partes de un pliegue
Las principales partes de un pliegue pueden apreciarse en la fig. 8.14 y
las cuales se desarrollan a continuación.
El plano axial o superficie axial: es el plano o superficie que divide el
pliegue tan simétricamente como sea posible. Ya que de acuerdo con su
posición puede ser vertical, inclinado u horizontal.
El eje de un pliegue: es la intersección de la superficie de la superficie
axial con cualquier estrato. Dicha intersección en planta es una línea y en
perfil un punto.
Los limbos o flancos: son los costados de un pliegue, tanto sea de un
anticlinal o de un sinclinal. Todo flanco es compartido al mismo tiempo por
un anticlinal y un sinclinal sucesivos.
La cresta: es el punto más alto en un anticlinal.
El seno: es el punto mas bajo de un sinclinal.
La bisagra: es la línea a lo largo de una capa o estrato en particular
donde la curvatura es máxima (esta línea tiene rumbo y buzamiento).
El núcleo: es la parte interna del pliegue.
La envoltura: es la parte más externa del pliegue.
La actitud: de un pliegue describe la inclinación de su superficie axial la
cual puede ser vertical, inclinada o recumbente.
Fig. 8.14 Partes de un pliegue; Antiforma y sinforma de plegamiento
vertical abierto, los grados de agudeza y la bisagra de un plegamiento. –
fuente (F.G.H Blyth & M.H. de Freitas)
2. Nomenclatura de pliegues
Durante los últimos años, se ha desarrollado una terminología bastante
completa para describir el aspecto geométrico de los pliegues. Muchos de
los términos se refieren a la apariencia de los pliegues en secciones
transversales verticales, perpendiculares al rumbo de los planos axiales de
los mismos. Otros términos se refieren a la posición de los ejes. En primer
lugar, puede considerarse la nomenclatura basada en la apariencia de los
pliegues en secciones transversales.
Anticlinal.- Es un pliegue arqueado cuyos limbos o flancos se inclinan
separándose unos de otros (ver fig. 8.15 (i)). Las rocas que forman su
parte central o núcleo son más antiguas que los estratos exteriores.
Esto es correcto siempre que la historia estructural no haya sido
excepcionalmente compleja.
Sinclinal.- Es un pliegue en el cual los flancos se inclinan mutuamente
entre si (ver fig. 8.15 (ii)). Los estratos que forman el núcleo del
pliegue son más jóvenes que los que están debajo.
Monoclinal.- Este término se aplica a una flexura que tiene dos limbos
inclinados suavemente y paralelos con una parte media mas inclinada
entre ellos (ver fig. 8.16). Estos monoclinales se desarrollan algunas
veces en rocas sedimentarias que cubren a un basamento rígido el cual ha
estado sujeto a un fallamiento.
Es necesario determinar primero la edad antes de nombrar el pliegue, si las
edades relativas del núcleo y su envoltura de rocas no son conocidas se
utilizan los términos antiforma y sinforma.
Fig.8.15 Nomenclatura de los diferentes tipos de pliegues (Anticlinal y
Sinclinal) - Fuente (German Carrasco: "Fundamentos de geología y geotecnia
para ingenieros")
Fig. 8.16 Monoclinal en el Hog's – Back, (1) Capas del Terciario, (2)
Greda, (3) Greensand Superior, (4)Gault, (5,6)Greensand Inferior.
Fuente (F.G.H Blyth & M.H. de Freitas: "Geología para ingenieros")
Otro grupo de términos se refiere a la posición del plano axial (ver fig.
8.17).
Un pliegue simétrico; es aquel que tiene el plano axial esencialmente
vertical y los flancos poseen el mismo ángulo de inclinación, pero en
direcciones opuestas.
En un pliegue asimétrico; el plano axial es inclinado y los dos limbos se
inclinan en direcciones opuestas, pero con ángulos diferentes.
En el pliegue volcado o sobrepliegue; el plano axial es inclinado y ambos
limbos se inclinan en la misma dirección, generalmente con ángulos
diferentes.
Un pliegue recumbente; es aquel cuyo plano axial es esencialmente
horizontal.
Un pliegue isoclinal; es aquel cuyos limbos se inclinan con el mismo ángulo
en la misma dirección.
Un pliegue en abanico; es aquel en el cual ambos limbos están volcados.
Un anticlinorio es un gran anticlinal compuesto por muchos pliegues
menores, y un sinclinorio es un gran sinclinal compuesto por muchos
pliegues pequeños.
i) Algunas variedades de pliegues, PA= plano axial. A. pliegues simétricos,
B. pliegues asimétricos, C. Pliegues volcados, D. Pliegues recumbentes.
ii) Pliegues isoclinales, A. pliegues isoclinales verticales, B.
inclinados, C. recumbentes
iii) A. pliegue cabrio, B. pliegue en abanico, C. monoclinal, D. Terraza
estructural
Fig. 8.17 Nomenclatura de los pliegues de acuerdo a la ubicación del plano
axial Fuente (Marland P. Billing: "Geología Estructural")
Grupos de pliegues.- La resistencia relativa de los estratos durante el
plegamiento se refleja por las relaciones que existen entre los
pliegues.
Se llaman pliegues armónicos, puesto que los estratos adyacentes han
sido deformados en armonía.
Los pliegues disarmónicos se presentan donde las capas adyacentes tienen
diferentes longitudes de onda siendo nombrados pliegues parásitos los
mas pequeños, como puede verse en la fig. 8.18.
Fig. 8.18 Pliegues parásitos dentro de un pliegue más grande.
Fuente (F.G.H Blyth & M.H. de Freitas: "Geología para ingenieros")
Estructuras menores.- La deformación de los estratos van acompañados
por otras estructuras menores las cuales son:
o Crucero de fracturas: Tiene un origen mecánico y consiste de
fracturas paralelas en una roca deformada. Esto se observa en
una capa débil entre dos capas de roca competente.
o Fracturas por tensión: Son formadas durante la deformación de
material quebradizo y pueden estar relacionadas a esfuerzos
cortantes entre los estratos. (ver fig. 8.19(i))
o Boudinage (Varillas o salchichas): Es la rotura o
fraccionamiento de una capa competente entre dos capas débiles,
por ejemplo una capa de arenisca entre capas de lutita. (ver
fig. 8.19(ii))
o Estrías: Son huellas en las capas débiles debido al movimiento
tangencial.
i)
ii)
Fig. 8.19 Estructuras menores. i) Crucero de fractura en lutita plegada
que se encuentra entre capas más fuertes, con detalle de la relación entre
cuchilladas de tensión. ii) (a) Tensión dentro de una capa competente,(b)
Estructuras en salchicha, (c) Lineaciones desarrolladas en una superficie
de estratificación.- fuente (F.G.H Blyth & M.H. de Freitas: "Geología para
ingenieros")
2. Deformación Frágil
Corresponde a los distintos tipos de fallas y las combinaciones existentes
entre estas, las cuales ocurren en materiales frágiles, como la única forma
de liberar stress al cual se puede ver sometida. Las rocas están sujetas a
grandes tensiones cerca de la superficie, estas hacen que las rocas se
fracturen produciendo así discontinuidades o diaclasas y fallas.
1. Diaclasas o juntas
Las diaclasas se desarrollan en toda clase de matriz rocosa y casi en todos
los afloramientos; el origen principal es el alivio de esfuerzos in-situ.
Usualmente ocurren en juegos de diferente dirección (paralelas,
poligonales) que dividen la roca en bloques irregulares. La combinación de
los juegos de diaclasas conoce como sistema de diaclasas.
En las rocas sedimentarias las diaclasas mas antiguas, han producido cuando
los estratos estaban enterrados y comprimidos por el peso de las capas
suprayacentes. Los últimos juegos se producen cuando la erosión expone los
estratos a superficie. Las diaclasas tienen longitudes que varían de
pocos centímetros a metros y pueden o no tener un diseño angular. Sin
embargo observaciones detalladas pueden revelar una tendencia que sigue
ciertas orientaciones preferenciales, como se ilustra en la fig. 8.20.
Fig. 8.20 Sistema de diaclasas ortogonales, formadas en el Eoceno
(Escocia).
Aunque la mayoría de las diaclasas son planas, algunas también pueden ser
curvadas. Su posición se determina igual que en el caso de los estratos,
midiendo su rumbo y buzamiento y pueden ser verticales, horizontales o
inclinados, de acuerdo a una clasificación netamente geométrica.
Diaclasas por encogimiento en sedimentos jóvenes.- Se desarrollan por
el secado o la congelación y el encogimiento resultante de los depósitos
sedimentarios.
Diaclasas en sedimentos plegados en rocas sedimentarias.- Se
desarrollan por grandes solicitaciones que originan los plegamientos.
Diaclasas en las rocas ígneas.- Denominadas también diaclasas de
contracción se desarrollan a medida que una masa se enfría o se
contrae. Durante este proceso de enfriamiento se desarrollan sistemas de
diaclasas: líneas de flujo, diaclasas cruzadas, diaclasas
longitudinales, diaclasas horizontales.
Diaclasas cerca de las fallas.- Es un objetivo de observación,
comprobar que cerca de las fallas visibles, las rocas son atravesadas
por diaclasas paralelas a las de la superficie de la falla.
i)
ii)
Fig. 8.21 i) Agrietamiento de un estrato plegado t= juntas de tensión, r=
juntas al rumbo, e= Juntas al rumbo, o= juntas oblicuas, las flechas
grandes muestran la dirección del esfuerzo compresivo. ii) Los patrones de
juntas dentro de los cuerpos plutonicos, fl= líneas de flujo, Q, S, L=
series de juntas
2. Fallas
Las fallas son las discontinuidades más significativas por la extensión y
el volumen de la corteza terrestre que es afectado.
Algunas fallas tienen solo pocos centímetros de largo y su desplazamiento
total se mide en fracciones de centímetro; en cambio hay otras que tienen
centenares de kilómetros y cuyo desplazamiento también se mide en
kilómetros o decenas de kilómetros. El rumbo y el buzamiento se mide de la
misma manera que para los estratos y diaclasas.
Algo que es muy importante tomar en cuenta, es que las fallas pueden
producir discontinuidad de las estructuras y repetición u omisión de
estratos, que muchas veces dificultan enormemente y hasta hacen imposible
la interpretación correcta de una determinada secuencia sedimentaria.
1. Elementos de una falla
Los elementos de una falla (ver fig. 8.22) son: el plano de falla, labios
de falla y salto de falla. Los cuales serán detallados a continuación:
Plano de falla.- El plano de falla es la superficie de ruptura y
desplazamiento, es decir, la superficie sobre la que se ha producido el
movimiento, sea horizontal, vertical u oblicua. Es el que nos permite
realizar el respectivo análisis y descripción de una falla. Si las
fracturas son frágiles (competentes), por efecto de la abrasión
presentan unas superficies lisas y pulidas denominadas espejo de falla,
que ocasionalmente muestran estrías indicativas de la dirección hacia
donde se produjo el desplazamiento de los bloques. La identificación de
este es por medio de la medición de su rumbo y buzamiento.
Labios de falla.- Los labios de falla son los dos bordes o bloques que
se han desplazado. Cuando se produce un desplazamiento vertical, los
bordes reciben los nombres de labio hundido y labio elevado,
dependiendo de la ubicación de cada uno de ellos con respecto a la
horizontal relativa.
Salto de falla.- El salto de falla es el espacio o distancia vertical
existente entre dos estratos que originalmente formaban una unidad,
medida entre los bordes del bloque elevado y el hundido. Esta distancia
puede ser de tan sólo unos pocos milímetros (cuando se produce la
ruptura), hasta varios kilómetros; éste último caso suele ser resultado
de un largo proceso geológico en el tiempo.
Fig. 8.22 Elementos de una falla (Falla de San Andrés)
Fuente (elaboración propia)
2. Clasificación de fallas
Una vez identificado el plano de falla, la forma de clasificarlo es por
medio del desplazamiento relativo entre los dos bloques unidos por este
plano. Entre las formas más comunes de falla tenemos:
Falla Normal.- Se da el plano de rotura cuando el esfuerzo principal
vertical ha sido mayor que los esfuerzos horizontales (ver fig. 8.23).
Este tipo de fallas, son llamadas también de gravedad, se producen por
esfuerzos de tensión. El resultado es un estiramiento o alargamiento de
los materiales, al desplazarse el labio hundido por efecto de la fuerza
de la gravedad (buzamiento del plano de falla hacia el labio hundido).
Fig. 8.23 Falla Normal – fuente (Elaboración propia)
Falla Inversa.- Se da el plano de rotura cuando el esfuerzo principal
horizontal ha sido mayor que el esfuerzo vertical (ver fig. 8.24). Son
fallas que se producen por esfuerzos de compresión. El resultado es un
acortamiento de los materiales por buzamiento del plano de falla hacia
el labio elevado.
Fig. 8.24 Falla Inversa – fuente (Elaboración propia)
Falla lateral o de desgarre (falla con deslizamiento al rumbo).- Son
aquellas a lo largo de las cuales el desplazamiento es principalmente
paralelo al rumbo de la falla (ver fig. 8.25), la mayoría de ellas son
empinadas y rectas; es característica la trituración de las rocas en su
vecindad. Se presenta cuando solo hay desplazamiento en sentido
horizontal.
Fig. 8.25 Falla lateral o de desgarre – fuente (Elaboración propia)
Falla casi horizontal o cabalgamiento.- Este tipo de falla son
producidas exclusivamente por compresión horizontal y caracterizadas por
grandes desplazamientos (ver fig. 8.26). Son superficies de gran
extensión con una pequeña inclinación sobre el cual se han movido
grandes masas de roca por distancias considerables.
Fig. 8.26 Desarrollo de una cabalgadura con estructura imbricada. R =
rampa
A continuación se ilustra en la fig. 8.27, un resumen de las principales
clases de fallas mencionadas anteriormente:
Fig. 8.27 Procedimiento de la formación de una falla
Una discontinuidad, falla o diaclasa esta caracterizada por los siguientes
parámetros:
Orientación.- Dado por el Rumbo y buzamiento.
Separación.- Que es la distancia normal entre diaclasas de la misma
familia (ver tabla 8.2).
Tabla 8.2 Separación
"Descripción "Separación "
"Extremadamente juntas "Menos de 20 mm "
"Muy juntas "20-60 mm "
"Juntas "60-200 mm "
"Regular "200-600 mm "
"Grande "600-2000 mm "
"Muy grande "2000- 6000 mm "
"Extremadamente grande "Mas de 6000 mm "
Fuente (Gabriel Rodríguez R.: "Apuntes de Mecánica de rocas")
Persistencia.- Describe la longitud de los trazos de las
discontinuidades observadas en un afloramiento rocoso (ver tabla 8.3).
Tabla 8.3 Persistencia
"Descripción "Persistencia "
"Muy débil "Menos de 1 m "
"Débil "1-3 m "
"Regular "3-10 m "
"Fuerte "10-20 m "
"Muy fuerte "Mas de 20 m "
Fuente (Gabriel Rodríguez R.: "Apuntes de Mecánica de rocas")
Rugosidad.- Esta caracterizada por las ondulaciones a gran escala que
define el ángulo de incidencia respecto al plano medio de la
discontinuidad, responsable del fenómeno de dilatancía, y por las
asperezas o irregularidades de la superficie.
Relleno.- Es la naturaleza del material.
Abertura.- Distancia entre las dos paredes de una discontinuidad (ver
tabla 8.4).
.
Tabla 8.4 Abertura
"Descripción "Abertura "
"Cerrada "Menos de 0.1 mm "
"Parcialmente cerrada"0.1-0.5 mm "
"Abierta "0.5-2.5 mm "
"Muy abierta "2.5-10 mm "
"Extremadamente "10-100 mm "
"abierta " "
Fuente (Gabriel Rodríguez R.: "Apuntes de Mecánica de rocas")
Grado de alteración.- Es el ablandamiento de las paredes de la roca.
Existen dos tipos de alteración: alteración por desintegración mecánica
y alteración química (decoloración, desestabilización de minerales,
formación de minerales arcillosos, etc.)
6. TRANSCENDENCIA DE LAS ESTRUCTURAS GEOLÓGICAS (FALLAS Y PLIEGUES ) EN
INGENIERÍA [10]
Las fallas en masa rocosas ocasionan algunos trastornos que se traducen en
la discontinuidad de estructuras y en la omisión o repetición de algunos
estratos. El problema es como ya se ha anticipado, que muchas veces es
difícil localizar una falla en la superficie y solo se la ubica cuando la
construcción de determinada obra como ser un edificio, represa, puente,
etc. Se encuentra avanzada o concluida, trayendo como consecuencia un
incremento considerable en los costos que no estaban previstos, como
ocurrió con la autopista La Paz – El Alto y con la carretera de penetración
al Chapare.
Las fallas pueden permanecer ocultas hasta profundidades considerables y si
el piso de la excavación de la fundación apareciera recortado por fallitas
que contengan roca milonitizada (en polvo o en brecha), lo más conveniente
por razones técnico-económicos es abandonar el emplazamiento buscando otro
mas adecuado si esto es posible.
Una vez localizada una falla es de vital importancia determinar si la misma
es activa (Son aquellas en las que se tiene evidencia de desplazamiento
durante época histórica, ejmp. La falla de San Andrés) o inactiva (Llamadas
pasivas, son las rupturas de las que no hay recuerdo de movimiento alguno).
De entre los productos básicos del fallamiento, la harina milonitica o
polvo de roca es el que mas problemas ocasiona en obras de cimentación,
pues siendo impermeable, impide la circulación de agua desde un lado a otro
de la falla. Que pueden ser desastrosas sobre todo en los túneles.
De los diversos tipos de plegamientos, resulta que los sinclinales son los
que mayor trascendencia tienen en obras de ingeniería. Los túneles que
pasan a través de una estructura sinclinal confrontan serios problemas de
filtración de aguas, en cuyo caso es conveniente si las condiciones
imperantes y el cronograma de trabajo lo permite, elevar el nivel del túnel
para situarlo lo mas próximo posible a la culminación del anticlinal.
Preguntas de control:
1.- ¿Explique brevemente lo que es la Teoría de placas?
2.- ¿Mencione el sistema global de placas?
3.- ¿Cuáles son los principales tipos de límites entre placas tectónicas?
4.- ¿Qué son los Geosinclinales?
5.- ¿Qué son los movimientos Orogénicos?
6.- ¿Qué son los movimientos Epirogénicos?
7.- ¿Qué se entiende por transgresión y regresión marina?
8.- ¿Qué estudia la Geología Estructural?
9.- ¿En que consiste la estratificación?
10.- ¿Definir lo que es Rumbo y Buzamiento?
11.- ¿Qué es un pliegue y de que partes esta constituido?
12.- ¿Indicar la nomenclatura de los pliegues?
13.- ¿Qué son las diaclasas?
14.- ¿Qué son las fallas?
15.- ¿Cómo se clasifican las fallas?
16.- ¿Mencionar los principales parámetros de caracterización de una
discontinuidad?
Referencias bibliográficas:
- M. Matteur: "Las deformaciones de los materiales de la corteza
terrestre", Paris – 1976
- Julio E. Torrez Navarro: "Apuntes de Geología General", FCyT (Ing. Civil)
- UMSS
- F.G.H Blyth & M.H. de Freitas: "Geología para Ingenieros", México –
2001,octava edición
- German Carrasco A. : "Fundamentos de Geología y Geotecnia para
Ingenieros",Santa Cruz – Bolivia ( 1996 )
- Marland P. Billing: "Geología Estructural"
- Álvaro Fernández: "Principios de Geología y geomorfología", CLAS -
UMSS.
- Gabriel Rodríguez Roca: "Apuntes de mecánica de rocas ", FCyT (Ing.
Civil) - UMSS
Biblioteca virtual:
- www.cec.uchile.cl/.../ auxiliar/estructural
- www.uam.es/.../GEORED/ Mapas-2/pliegues2.htm
- www.ecologia.unex.es/.../ alburqzonas/alburqz22.html
- www.astromia.com/ tierraluna/plegamientos.htm
- www.iespana.es/.../ geol_geodinint_tectonica3.htm
- www.netcom.es/danibece
- www.club.telepolis.com/geografo/geomorfologia/tectonica.htm
- www.monografias.com/trabajos/geologia/geologia.shtml
- www.geologia.igeolcu.unam.mx/academia/Temas/Tectonica/Tectonica.htm
- www.plata.uda.cl/minas/apuntes/Geologia/Geoestructural/gestr04a.htm
- www.plataforma.uchile.cl/fg/semestre2/_2002/tierra/modulo2
- www.plata.uda.cl/minas/apuntes/Geologia/geologiageneral
- www.arrakis.es/~balea/mg.htm
-----------------------
[1] M. Matteur: "Las deformaciones de los materiales de la corteza
terrestre"
[2] Álvaro Fernández: " Principios de Geología y geomorfología" – F.G.H.
Blyth & M.H. de Freitas: "Geología para Ingenieros"
[3] F.G.H Blyth & M.H. de Freitas : " Geología para Ingenieros "
[4] German Carrasco A. : "Principios de Geología y Geotecnia para
ingenieros"
[5] Concavidad muy grande de la corteza terrestre en el cual se han
acumulado masas enormes de sedimentos cuyo peso ha provocado el hundimiento
del lecho y el acercamiento de sus paredes.
[6] Variación general del nivel de los océanos, cuya causa principal reside
en las fluctuaciones que experimenta la masa total de los glaciares.
[7] Álvaro Fernández: " Principios de Geología y geomorfología" – F.G.H.
Blyth & M.H. de Freitas: "Geología para Ingenieros"- Marland P. Billing:
"Geología Estructural" – Kart Metz: "Geología Tectónica"
[8] German Carrasco A. : "Fundamentos de Geología y Geotecnia para
Ingenieros"
[9] F.G.H Blyth & M.H. de Freitas: "Geología para Ingenieros" - Marland P.
Billing: "Geología Estructural"- German Carrasco A. : "Fundamentos de
Geología y Geotecnia para Ingenieros"
[10] German Carrasco A. : "Fundamentos de Geología y Geotecnia para
Ingenieros"
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FALLA TRANSFORMANTE
Cuchillada de Tensión
CORTEZA OCEANICA
- Dir = Dirección de inclinación (0° - 360°)
- Buz = Angulo que va de (0° - 90°)
- Di = Dirección / Inclinación / letras
- Rb = Rumbo que va de (0° - 90°)
- Buz = Angulo que va de (0° - 90°)
- Buz = Angulo que va de (0° - 90°)
- Rb =Rumbo que va de (0° - 180°)
- Di = Dirección / Inclinación / letras
CORTEZA CONTINENTAL
ASTENOSFERA
TRINCHERA
SUBDUCCION
ZONA DE SUBDUCCION
LITOSFERAS
TIPOS DE LIMITES ENTRE PLACAS
Bisagra
(b)
(a)
(c)
