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CAP VII I.- GEOLOGIA ESTRUCTURAL ESTRUCTURAL

CAPITULO CAPITULO VII I GEOLOGÍA ESTRUCTURAL ESTRUCTURAL 8.1 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 adqui adquiere cada día día más im importanci portancia. a. En ef efecto, se trata de una de de las consecuenci consecuencias as 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 movi movim mientos lentos entos y que dan dan origen ori gen a grandes mese mesetas y cuencas. 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 terr terre estre en el curso de los tie tiempos ge geológi ológicos. cos. Se trata trata de un es estudi tudio o esencialmente geológico de la deformación y por consecuencia de una obra de Geología Estructural o de Tectónica. ctónica. También bién le concie conciernen a es este te capi capitulo tulo llos os arreglos de las rocas sedimentarias como unidades estructurales en la corteza exterior de la tierra. 8.2 TEORÍ TE ORÍA A DE DE PLACA PL ACAS S2 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 montañosa ontañosass como como los l os Ande A ndess permiti permitieron eron la la postul postulación de una una nueva nueva teorí teoría a globa globall 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 12 o más más placa placass grandes grandes rígi rí gidas. das. Las L as placa placass se mueven ueven lilibremente bremente con res respecto pecto a la la 1

M. Matteur: “Las deformaciones de los materiales de la corteza terrestre” Álvaro Fernández: “ Principios de Geología y geomorfología” – F.G.H. Blyth & M.H. de Freitas: “Geología para Ingenieros”

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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 orige ori gen n a los lomos omos oceáni oceánicos. cos. El tercer tipo tipo tie 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 ocurre princi principal palm mente en la costa oeste oeste de América érica del Sur: Chi Chille, Pe Perú, y entre entre las trinch trinche eras principales principales se tie tienen nen a la Aleutiana, utiana, Buri Burill-J apónpónMarian arianas as,, J ava y partes partes del del mar me medite diterr rrán áneo. eo. Si Siempre provoca fe fenómen nómenos os sísm sísmiicos de mayor magni magnitud. tud. Adem A demás la placa placa oceáni oceánica ca subducida, subducida, parc parciialm almente fundida undida puede 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)

F ig.8.2 Secci Sección ón transve transversal gene generrali alizada zada a tr travé avés de del J apón apón (Mish (Mi shai airro -1970), -1970), A= Arco islas 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 UNIVERSIDAD MAY OR DE SAN SIMON

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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. ZONA DE SUBDUCCION

TRINCHERA

FALLA TRANSFORMANTE CORTEZA CONTINENTAL CORTEZA OCEANICA

ASTENOSFERA

LITOSFERA

SUBDUCCION

Fig. 8.3 Diagrama esquemático entre las relaciones entre las placas litosféricas – fuente (Álvaro Fernández: “Principios deGeología 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. ¾

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 UNIVERSIDAD MAY OR DE SAN SIMON

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placa Nazca, placa Cocos y placa pacífica. Además se puede observar las regiones dondeactualmente 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 J urásico 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” ) 8.2.1 Tipos de limites 3 Cada placa se mueve como una unidad coherente con respecto a las otras placas. 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 3

F.G.H Blyth & M.H. de Freitas : “ Geología para Ingenieros ”


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diferencian por el tipo de movimiento que exhiben. Esos límites, son los siguientes: ¾

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 de70.000 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.

¾

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.

¾

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


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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. ¾

¾

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. TIPOS DE LIMITES ENTRE PLACAS

Fig. 8.5 Tipos de límites entre las placas de la corteza terrestre. – fuente (elaboración propia) UNIVERSIDAD MAY OR DE SAN SIMON

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8.3GEOSINCLI NALES Y FORMACION DE MONTAÑAS La formación de montañas ha ocurrido en diferentes tiempos durante los pasados 3.5 billones de años de historia geológica. 8.3.1 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: ¾ ¾ ¾

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”)

8.3.2 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 4

German Carrasco A. : “Principios de Geología y Geotecnia para ingenieros”


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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. 8.3.2.1Movimientos 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) y fallados (movimientos orogénicos que se manifiestan por fuerzas de tensión). 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 creanpliegues 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. UNIVERSIDAD MAY OR DE SAN SIMON

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Los procesos deOrogénesis 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 Geosinclinales5. 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. 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 deRíos es: Tabla. 8.1 Transporte anual de algunos ríos del mundo

Transporte Anual del Río

Río de la Plata Río Missisipi Yang Tse Kiang Huang Ho

Sedimentos en m3

44.000.000 211.500.000 182.000.000 472.000.000

Fuente (J ulio 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. 8.3.2.2Movimientos 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 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. UNIVERSIDAD MAY OR DE SAN SIMON

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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.

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. 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) UNIVERSIDAD MAY OR DE SAN SIMON

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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. 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.

a) b) Fig. 8.10 a) Bloques levantados o Horts. b) Fosas tectónicas o llamadas también Graven Fuente (www.cec.uchile.cl )

8.4 TRANSGRESIONES Y REGRESIONES MARI NAS 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

6

Variación general del nivel de los océanos, cuya causa principal reside en las fluctuaciones que experimenta la masa total de los glaciares. UNIVERSIDAD MAY OR DE SAN SIMON

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ESTRUCTURAS GEOLOGICAS 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. 8.5.1 Estructuras Primarias ¾

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, permite describir la orientación de un plano geológico matemáticamente: 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” UNIVERSIDAD MAY OR DE SAN SIMON

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o

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) 0° ≤ α ≤ 360° Buzamiento: Angulo entre la normal de la intersección del plano con el plano horizontal y el mismo plano horizontal (dirección de máxima pendiente). 0° ≤ β ≤ 90°

Fig. 8.11 Rumbo y Buzamiento. Estratos inclinados de un afloramiento en el terreno. Se muestra el ángulo de buzamiento

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 pasaa un mapa medianteuna 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. UNIVERSIDAD MAY OR DE SAN SIMON

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- Dir =Dirección de inclinación (0° - 360°)

Dir / Buz - Buz =Angulo que va de (0° - 90°)

b) Medio circulo.- Rumbo/buzamiento dir. (ej. 50/65NW), este tipo de medición hoy casi no se usa, pero existe todavía. Rb / Bz Di

- Rb =Rumbo que va de(0° - 180°) - Buz =Angulo que va de (0° - 90°) - Di =Dirección / Inclinación / letras

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 ¾

- Rb =Rumbo que va de (0° - 90°) - Buz =Angulo que va de (0° - 90°) - Di =Dirección / Inclinación / letras

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

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German Carrasco A. : “Fundamentos de Geología y Geotecnia para Ingenieros”


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(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 aproximadamenteparalelas. 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”) 8.5.2 Estructuras secundarias Existen dos formas en que se manifiesta la deformación de una roca: o o

Deformación Dúctil o deformación plástica 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. 8.5.2.1Deformación Dúctil La principal manifestación de deformación dúctil o deformación plástica corresponde: UNIVERSIDAD MAY OR DE SAN SIMON

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Fig. 8.13 Los agentes orogénicos actúan sobre las capas sedimentarias modificando su posición natural (la horizontal) - Fuente (www.cec.uchile.cl )

¾

Plegamientos.- Se llama plegamiento a la curvatura en rocas o en los estratos que las

contengan. Al sufrir presión las rocas se pliegan o como comúnmente se diría se doblan denominándose a cada unidad de plegamiento pliegue. 8.5.2.1.1 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). 8.5.2.1.1.1Partes de un pliegue 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. 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” UNIVERSIDAD MAY OR DE SAN SIMON

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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. (F.G.H Blyth & M.H. de Freitas)

8.5.2.1.1.2Nomenclatura 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. ¾

¾

¾

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 queforman 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).


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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”)

Fig. 8.16 Monoclinal en el Hog’s – Back, (1) Capas del Terciario, (2) Greda, (3) Greensand Superior, (4)Gault, (5,6)Greensand Inferior. (Geología para ingenieros: F.G.H Blyth & M.H. de Freitas) UNIVERSIDAD MAY OR DE SAN SIMON

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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


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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 (Marland P. Billing: “Geología Estructural”) ¾

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.

Fig. 8.18 Pliegues parásitos dentro de un plieguemás grande.- fuente (F.G.H Blyth & M.H. de Freitas: “Geología para ingenieros”)

¾

Estructuras menores.- La deformación de los estratos van acompañados por otras

estructuras menores las cuales son: o

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. 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))


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o

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)) Estrías: Son huellas en las capas débiles debido al movimiento tangencial. (a)

Cuchillada de Tensión

Bisagra

(b)

(c)

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”)

8.5.2.2Deformación 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. 8.5.2.2.1 DIACL ASAS O J UNTAS 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.


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Fig. 8.20 Sistema de diaclasas ortogonales, formadas en el Eoceno (Escocia). Aunque la mayoría delas 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. ¾ ¾ ¾

¾

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 UNIVERSIDAD MAY OR DE SAN SIMON

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8.5.2.2.2 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. 8.5.2.2.2.1Elementos de una falla Los elementos de una falla son: el plano de falla, labios de falla y salto de falla. Los cuales serán detallados a continuación: ¾

¾

¾

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.


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Fig. 8.22 Elementos de una falla (Falla de San Andrés). 8.5.2.2.2.2Clasificación 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: ¾

Falla Normal.- Se da el plano de rotura cuando el esfuerzo principal vertical ha

sido mayor que los esfuerzos horizontales. 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) ¾

Falla Inversa.- Se da el plano de rotura cuando el esfuerzo principal horizontal ha

sido mayor que el esfuerzo vertical. 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.


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Fig. 8.24 Falla Inversa – fuente (Elaboración propia) ¾

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 , 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) ¾

Falla casi horizontal o cabalgamiento.- Este tipo de falla son producidas

exclusivamente por compresión horizontal y caracterizadas por grandes desplazamientos. 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 UNIVERSIDAD MAY OR DE SAN SIMON

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A continuación se ilustra 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:

¾

¾

Orientación.- Dado por el Rumbo y buzamiento. Separación.- Que es la distancia normal entre diaclasas de la misma familia. Tabla 8.2 Separación Descripción

Extremadamente juntas Muy juntas J untas Regular Grande Muy grande Extremadamente grande

Separación

Menos de 20 mm 20-60 mm 60-200 mm 200-600 mm 600-2000 mm 2000- 6000 mm Mas de 6000 mm

Fuente (Gabriel Rodríguez R.: “Apuntes de Mecánica de rocas”) UNIVERSIDAD MAY OR DE SAN SIMON

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Persistencia.- Describe la longitud de los trazos de las discontinuidades observadas

en un afloramiento rocoso.

Tabla 8.3 Persistencia Descripción

Persistencia

Muy débil Débil Regular Fuerte Muy fuerte

Menos de 1 m 1-3 m 3-10 m 10-20 m Mas de 20 m

Fuente (Gabriel Rodríguez R.: “Apuntes de Mecánica de rocas”) ¾

¾ ¾

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. Tabla 8.4 Abertura Descripción

Abertura

Cerrada Parcialmente cerrada Abierta Muy abierta Extremadamente abierta

Menos de 0.1 mm 0.1-0.5 mm 0.5-2.5 mm 2.5-10 mm 10-100 mm

Fuente (Gabriel Rodríguez R.: “Apuntes de Mecánica de rocas”) ¾

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.)

8.6 TRANSCENDENCI A DE L AS ESTRUCTURAS GEOL OGICAS (FAL LAS Y PLI EGUES ) EN INGENIERI A 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 10

German Carrasco A. : “Fundamentos de Geología y Geotecnia para Ingenieros”


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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.


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Referencias bibliográficas:

- M. Matteur: “Las deformaciones de los materiales de la corteza terrestre”, Paris – 1976 - J ulio E. Torrez Navarro: “Apuntes deGeología 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 deGeología 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


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