Manual de Geología Estructural - Jorge Arturo Camargo

Manual de Geología Estructural Guía para la interpretación y elaboración de Mapas Geológicos

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Manual de Geología Estructural Guía para la interpretación y elaboración de Mapas Geológicos

Jorge Arturo Camargo Puerto

Colección de Texto Didáctico

Editorial Universidad Surcolombiana

© Jorge Arturo Camargo Puerto © de esta edición Editorial Universidad Surcolombiana Primera edición:

Marzo de 2004 ISBN 958-8154-30-8 Todos los derechos reservados. Prohibida su reproducción total o parcial por cualquier medio sin permiso del autor. Diseño de portada y armada electrónica:

María Constanza Cardoso Perdomo Impresión

y encuadernación:

Editora Guadalupe Ltda. Bogotá, D.C. Impreso y hecho en Colombia

Editorial Universidad Surcolombiana e-mail: [email protected] Dirección: Avenida Pastrana Carrera la. Neiva - Huila - Colombia

Contenido

Introducción

xv

1. Mapas geológicos Objetivos 1.1 Introducción a la cartografía 1.2 Coordenadas geográficas 1.3 Coordenadas planas o de Gauss 1.4 Mapas topográficos 1.5 Escala 1.5.1 Escala numérica 1.5.2 Escala gráfica 1.6 Símbolos y convenciones 1.7 Elaboración de mapas topográficos 1.8 Elaboración de mapas geológicos

17 17 17 18

2. Orientación de planos y líneas Objetivos 2.1 Definiciones 2.2 Medición de la orientación de un plano 2.3 Representación gráfica de las mediciones 2.4 Determinación del buzamiento aparente

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19 19 20 20 21 21 21 22

27 27 29 32 33

x

2.5 Problemas con buzamiento s aparentes 2.5.1 Diagramas de alineación (nomogramas) 2.5.2 Diagramas polares 2.5.3 Método trigonométrico 2.5.4 Método de la geometría descriptiva 2.5.5 Método de la proyección estereográfica 2.6 Ejercicios 3. Patrones de afloramiento de capas homoclinales Objetivos 3.1 Definiciones 3.2 Espesor y anchura de afloramiento 3.3 Profundidad de capa , 3.4 Determinación de la orientación de capas homodinales 3.5 Determinación de la orientación de capa, dados tres puntos de la misma capa 3.6 Determinación de la orientación de capa en mapas 3.7 Determinación del patrón de afloramiento de capas homodinales 3.8 Ejercicios 4. Descripción y clasificación de pliegues Objetivos 4.1 Terminología 4.2 Clasificación de pliegues ·4.2.1 Intensidad del plegamiento 4.2.2 Forma en sección transversal 4.2.3 Posición del plano axial y línea de charnela 4.3 Patrón de afloramiento de pliegues 4.3.1 Patrones de afloramiento de pliegues horizontales 4.3.2 Patrones de afloramiento de pliegues buzantes 4.4 Construcción de secciones estructurales en rocas plegadas

34 34 35 37 38 40 40 41 41 41 42 43 44 47 49 52 54 59 59 59 63 63 64 65 66 67 68 70

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4.4.1 Método mano alzada 4.4.2 Método del arco 4.4.3 Método del arco combinado con el método mano alzada 4.4.4 Método de la sección balanceada 4.5 Edad del plegamiento 4.6 Patrones de plegamiento 4.7 Símbolos ca~tográficos de pliegues 4.8 Ejercicios 5. Descripción y clasificación de fallas Objetivos 5.1 Definiciones 5.2 Determinación de la separación i 5.3 Clasificación dinámica de fallas 5.4 Clasificación geométrica de fallas 5.5 Patrones de fallas 5.6 Interpretación del desplazamiento 5.6.1 Fallas en capas homoclinales 5.6.2 Fallas en capas plegadas 5.7 Edad del fallamiento 5.8 Sistemas de fallas 5.8.1 Fallas normales 5.8.2 Fallas de cabalgamiento 5.8.3 Fallas de transformación 5.9 Factores que influyen en la deformación de las rocas 5.9.1 Efecto de la presión de confinamiento 5.9.2 Efecto de la temperatura 5.9.3 Efecto de la presencia de fluidos 5.9.4 Efecto del tiempo geológico 5.10 Símbolos cartográficos de fallas 5.11 Ejercicios

71 72 73 73 75 76 77 78 81 81 81 86 88 9b 90 91 91 93 96 97 97 98 99 99 100 100 100 101 102 102

xii

6. Discordancias estratigráficas Objetivos 6.1 Introducción 6.2 Terminología 6.3 Patrones de afloramientos de discordancias 6.4 Interpretación y datación de discordancias 6:5 Ejercicios

111 111 111 112 112 114 116

7. Proyección estereográfica Objetivos 7.1 Introducción 7.2 Proyección de planos 7.3 Proyección de líneas 7.4 Representación de un plano mediante su polo 7.5 Determinación de la línea de intersección de dos planos 7.6 Determinación del ángulo entre dos líneas 7.7 Determinación del buzamiento real conociendo el rumbo del plano y un buzamiento aparente 7.8 Determinación del rumbo y del buzamiento real conociendo dos buzamientos aparentes 7.9 Determinación de la orientación de capas sometidas a doble basculamiento 7.10 Ejemplos 7.11 Ejercicios

119 119 119 122 123 124

8. Interpretacion fotogeológica Objetivos 8.1 Introducción 8.2 Definiciones 8.3 Ventajas del uso de fotografías aéreas 8.4 Información geológica a partir de fotos aéreas 8.4.1 Información estructural 8.4.2 Información litológica 8.5 Criterios para reconocer fallas

126 127 128

I

130 131 132 134 137 137 137 138 139 ( 140 141 144 144

~

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9. Introducción al mapeo del sub suelo Objetivos 9.1 Introducción 9.2 Terminología 9.3 Mapas estructurales de contornos 9.4 Mapas is?cronos 9.5 Mapas estructurales en áreas falladas 9.6 Mapas isócoros e isópacos 9.7 Normas de trazado de líneas de contorno 9.8 Métodos de trazado de contornos 9.8.1 Método mecánico 9.8.2 Método paralelo 9.8.3 Método de equiespaciado 9.8.4 Método interpretativo 9.9 Trazado de mapas de contornos por computador 9.10 Elaboración de mapas de contorno a partir de información de líneas sísmicas 9.11 Ejercicios Anexo Anexo Anexo Anexo

A. Red equiareal de Lambert - Schmidt B. Diagrama polar tangente C. Diagrama de alineación D. Equivalencia inglés - español de algunos términos técnicos utilizados en este manual

Referencias bibliográficas

147 147 147 150 151 152 153 156 160 161 161 161 161 162 163

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164 168 181 182 183 184 187

"

Introducción

l presente manual esta dirigido a estudiantes de ingeniería y de " geología y fue concebido como una guía de las prácticas de" laboratorio para un curso básico de Geología Estructural, con énfasis en la interpretación y elaboración de mapas geológicos.

E

Este manual es resultado de mi experiencia docente de varios años en la escuela de Ingeniería de Petróleos de la Universidad Surcolombiana, evaluando ayudas metodológicas en la enseñanza de la Geología Estructural, tanto en las clases como en las prácticas de campo. Desde el punto de vista metodológico, el curso fue diseñado para «aprender haciendo» y para ser desarrollado de manera autónoma por el estudiante o con muy poca asistencia del profesor; con este fin, ha sido ilustrado con figuras sencillas y didácticas y complementado con ejemplos desarrollados paso a paso y con ejercicios de aplicación. El contenido esta dividido en 9 unidades temáticas, que de manera progresiva permiten al lector avanzar en la interpretación y elaboración de mapas geológicos, que es el objetivo fundamental del manual. Sin embargo, el orden de las unidades puede ser cambiado para adaptarse mejor a las preferencias del instructor; por ejeni.plo,el método de la proyección estereográfica puede ser visto

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inmediatamente después de la unidad 2. Algunos temas muy importantes de la Geología Estructural, como los mecanismos de plegamiento y los estilos estructurales, no se incluyeron a pesar de su importancia, por considerar que escapan al objetivo del manual y por limitación en la extensión del curso. La unidad 9 es una introducción a los métodos de trazado de mapas estructurales del subsuelo, los cuales deben ser elaborados correctamente y con precisión, siguiendo fielmente el estilo estructural del área mapeada, porque de su validez depende en gran medida el éxito o fracaso de importantes inversiones económicas inherentes a la perforación de prospectos de yacimientos de hidrocarburos. La unidad 7, introducción a la fotointerpretación, fue incluida en el contenido de este curso de Geología Estructural, para fundamentar unas 15 horas de trabajo asistido en el laboratorio, realizando la fotointerpretación de un área de fácil acceso y buena exposición en el Valle Superior del Magdalena, cuya interpretación es verificada, al término del curso, durante una corta práctica de campo de 4 días de duración. Los resultados obtenidos en estas prácticas me han convencido de que las fotografías aéreas son la herramienta más eficaz para desarrollar en los estudiantes la visión tridimensional de las estructuras geológicas de superficie y del subsuelo somero y para elaborar mapas y perfiles geológicos. ' Confío que este manual sea una guía eficaz para los principiantes y que despierte en ellos el entusiasmo por el conocimiento de la Geología Estructural. Agradezco a la Universidad Surcolombiana y a los estudiantes de los cursos de geología estructural, en especial a los estudiantes Rogelio Andrés Escobar Cardona y Juan Miguel Navarrete Bonilla por el apoyo prestado, sin el cual no hubiese sido posible la edición de estas notas de clase.


1 Mapas geológicos

Objetivos • Manejar e interpretar mapas topográficos y geológicos. 1.1 Introducción a la cartografía Cartografía es la técnica utilizada para representar sobre un mapa, los rasgos culturales y geográficos de la superficie esférica de la Tierra. Si el mapa tuviera forma esférica, esta representación sería fácil de construir, pero si este se representa sobre una superficie plana surgen distorsiones en ángulos y distancias, excepto cuando se representan aéreas muy pequeñas, porque en este caso la curvatura terrestre es despreciable. Para representar grandes porciones es necesario transformar la superficie ·esférica de la Tierra en una superficie plana, mediante un sistema de proyección. La magnitud y tipo de distorsión depende del sistema de proyección utilizado (Proyección Mercator, Proyección Policónica, Proyección Lambert etc.). Por ejemplo, en el sistema propuesto por Gerardus Mercator en 1569,que es uno de los más conocidos, los mapas obtenidos son exactos para la región ecuatorial pero tienen grandes distorsiones para las regiones polares.

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18/ Jorge Arturo Camargo Puerto

1.2 Coordenadas geográficas La superficie de la Tierra está dividida por líneas imaginarias de latitud llamadas paralelos, porque van paralelas al Ecuador y por líneas de longitud denominadas meridianos, que son semicírculos que convergen hacia los polos y que cortan al Ecuador en ángulo recto. La posición de cualquier punto sobre la superficie. terrestre puede definirse con precisión por medio de esta red imaginaria de líneas de latitud y longitud, denominada red de coordenadas geográficas, que es la base sobre la cual se elaboran los mapas de la superficie terrestre. La latitud es la distancia angular entre un punto cualquiera de la superficie terrestre y la línea ecuatorial, a la cual corresponde latitud 0°;la latitud se mide hacia el norte del Ecuador hasta 900N y hacia el sur hasta 90°5. La longitud es la distancia angular entre un punto cualquiera y el meridiano de referencia que pasa por Greenwich, al cual corresponde longitud O°.Por acuer~o internacional, la longitud se mide hacia el este del meridiano de referencia hasta 1800E y hacia el oeste hasta 1800W. (Figura 1.1).

Longitud

20º W Longitud

Figura 1.1 Sistema de coordenadas geográficas: la latitud se mide hacia el norte y hada el sur del Ecuador; la longitud se mide hada el este y hada el oeste del meridiano de Greenwich. (Tomado de Judson et all, 1996).

Manual de Geología Estructural / 19

1.3 Coordenadas planas o de Gauss Las coordenadas planas o de Gauss consisten de una cuadrícula conformada por líneas verticales o longitudinales (Y) y por líneas horizontales o latitudinales (X). La unidad de medida de estas coordenadas es el sistema métrico decimal, a diferencia del sistema . sexagesimal utilizado en las coordenadas geográficas. En Colombia El Instituto Geográfico «Agustín Codazzi», que es la entidad oficial encargada de la elaboración de la cartografía nacional, escogió como punto de origen del sistema de coordenadas planas la pilastra del Observatorio Astronómico Nacional en Santafé de Bogotá, localizado a 4° 35' 56"57 de latitud norte y a 74° 04' 51"30 de longitud e al oeste de Greenwich y le asignó los siguientes valores: X = 1'000.000 m (Norte); Y = 1'000.000 m (Este), con el fin de que cualquier punto dentro del territorio nacional tenga coordenadas planas positivas. ~ _I2artirdel origen, el v~Jor de la coordenada X aumentanacia.elnorJ:e ~ehacia el sur, mientras qualacoordenada Yaumenta.h ia ~ disminu .e haciª-Me.s.te. 1.4 Mapas topográfico s Los mapas topográficos o mapas base representan con exactitud la topografía del terreno, mediante curvas de nivel que unen puntos de igual elevación con respecto al nivel del mar; además del relieve muestran mediante símbolos o convenciones, rasgos geográficos como ríos, lagos, montes y playas y rasgos culturales como cultivos, carreteras, líneas férreas, fronteras estatales, zonas urbanas, aeropuertos, etc. La cantidad de detalle en la información mostrada en los mapas depende de su escala. El intervalo entre las curvas de nivel es función de la escala del mapa, de las variaciones altimétricas del relieve y de la cantidad de información topográfica disponible. En áreas con relieve suave se

20/


utilizan intervalos pequeños entre curvas de nivel, mientras que en terreno montañoso se _usan intervalos grandes. Para facilitar la interpretación de los mapas, cada cierto número de curvas de nivel, se dibuja una curva con trazo más grueso y se le escribe la cifra correspondiente a su elevación. La información más importante a interpretar. en los mapas topográficos es la forma tridimensional del relieve: cuando las curvas de nivel aparecen bastante espaciadas, significa que el terreno representado es de pendiente suave y por el contrario, cuando aparecen muy próximas unas de otras, significa que el terreno es muy empinado. 1.5 Escala

En sentido práctico, un mapa es una representación reducida del terreno y la escala en la que se dibuja un mapa, representa la relación entre la distancia de dos puntos en el terreno y la distancia de los puntos que se corresponden con ellos en el mapa. La escala puede ser expresada de manera numérica o gráfica. 1.5.1 Escala numérica La escala numérica expresa mediante una proporción matemática adimensional que indica el número de veces que ha sido reducido el terreno para ser representado en el mapa; por ejemplo, una escala de 1:100 1/100 significa que una unidad de distancia medida en el mapa representa 100unidades de distancia en el terreno (en cualquier unidad de longitud). Se puede concluir que al aumentar el denominador de la relación, la escala disminuye y por lo tanto el tamaño de la superficie representada en el mapa también disminuye. ó

En Colombia, el Instituto. Geográfico Agustín Codazzi (IGAC) elabora mapas topográficos con curvas de nivel a escalas 1:5.000,


1:10.000, 1:25.000, 1:50.000; 1:100.000 1:200.000, 1:250.000, a partir

de fotografías aéreas. En los países de habla inglesa, además de estas escalas, son comunes los mapas a escala 1:24.000 y 1:62.500; los mapas a escala 1:500.000 y 1:1'000.000, que cubren extensas regiones o todo un país, se elaboran sin curvas de nivel. 1.5.2 Escala gráfica En la mayoría de los mapas, además de la escala numérica, se incluye una escala gráfica con el fin visualizar rápidamente el tamaño de los rasgos representados en el mapa. La escala gráfica consiste de una barra dividida en segmentos; hacia la derecha del cero, la barra muestra unidades enteras de medida (generalmente en km), denominada escala primaria y hacia la izquierda del cero,la barra está dividida en décimas de la unidad de medida y se llama escala de extensión. 1.6 Símbolos y convenciones Los símbolos cartográficos, las' convenciones y abreviaturas utilizados en los mapas topográficos para representar los rasgos fisiográficos y culturales del terreno, se explican en la leyenda del mapa, que generalmente va incluida en la parte inferior junto a la escala. 1.7 Elaboración de mapas topográfico s La mayoría de mapas topográfico s son elaborados mediante técnicas fotogramétricas, es decir, a partir de mediciones hechas sobre fotografías aéreas verticales, complementadas con mediciones de control altimétrico realizadas en el terreno, con el fin de corregir ciertas distorsiones consustanciales a la proyección cónica propia de las fotos aéreas. Los mapas que cubren áreas pequeñas, o mapas de escala grande, son elaborados por mediciones realizadas

22/


directamente en campo, mediante métodos topográficos convencionales, con la ayuda de teodolitos y niveles de precisión. Las técnicas fotogramétricas también son usadas para obtener ortofotografías, o imágenes formadas a partir de fotos aéreas rectificadas, libres de distorsión, con características geométricas iguales a las de los mapas, es decir, que sobre ellas sé pueden medir con precisión ángulos, distancias y áreas; debido a que poseen más información que los mapas, son muy utilizadas principalmente en estudios catastrales. ElInstituto Geográfico «Agustín Codazzi» ofrece en venta ortofotografías de las zonas urbanas de las principales ciudades del país en diferentes escalas, desde 1:10.000a 1:25.000. En la actualidad las correcciones de las fotos aéreas y de las imágenes de satélite, se eliminan utilizando sofisticados programas informáticos, al tiempo que los mapas se dibujan con técnicas automáticas de trazado, a partir de información sistematizada en bases de datos, llamadas sistemas de información geográfica (SIG). 1.8 Elaboración de mapas geológicos El primer paso en la elaboración del mapa geológico de ~a región, consiste en delimitar el área de interés y en recopilar toda la información geológica disponible, incluyendo artículos y mapas publicados por empresas estatales y privadas, más información inédita contenida en bases de datos. El siguiente paso consiste en la selección de las fotografías aéreas más recientes, que cubran el área de interés y en la consecución del mapa topográfico base a la escala más adecuada, teniendo en cuenta los objetivos del estudio planteado. La interpretación geológica de las fotografías aéreas y de otras imágenes de la superficie terrestre, obtenidas mediante la técnica

Manual de Geología Estructural / 23 ,

de teledetección, como son las imágenes de satélite y las imágenes de radar, se ha convertido en las últimas décadas en una poderosa herramienta que facilita la elaboración de mapas geológicos, disminuyendo considerablemente el tiempo y los costos de los trabajos de campo, los cuales se restringen solamente a verificar en el terreno la interpretación fotogeológica realizada en el laboratorio y a complementar la información obtenida en las fotos, con las características litológicas y sedimentológicas de las unidades de roca mapeadas. En los trabajos de campo, las fotos aéreas son de gran ayuda en la elección de las rutas a seguir y sitios claves a visitar y además facilitan localizar con mucha precisión directamente sobre las fotos, las estaciones de observación realizadas en campo. En ausencia de fotos, las estaciones de campo se localizan sobre los mapas topográficos, con la ayuda de equipos de bolsillo de posicionamiento global por satélite (GPS) que dan coordenadas planas con error menor a 15 metros, que a escala 1:25.000,representa un error despreciable en localización, equivalente más o menos al grosor de un trazo. Los mapas geológicos se elaboran sobre un mapa topográfico y en ellos se muestra mediante símbolos y convenciones, entre otra, la siguiente información: localización del área mediante Una cuadrícula de coordenadas, escala numérica y gráfica, diferencia angular entre el norte geográfico y el norte magnético (declinación magnética), contactos entre las diferentes unidades de roca o formaciones que afloran en el área, rumbo y buzamiento de capas, forma y tipo de pliegues y fallas, ocurrencias minerales, discordancias, localización y origen de acumulaciones de sedimentos recientes. Para facilitar su lectura, todos los mapas geológicos se dibujan con tramas distintivas para las diferentes litologías o se colorean con tonos internacionalmente convenidos para las diferentes edades de las rocas. (Figura 1.2).

24 / Jorge Arturo Camargo Puerto

Símbolos Estructurales '2.~

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EB -Y ~

Rumbo y buzamiento de estratificación

Rocas Sedimentarias

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A re n is ea

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Conglomerado

liiliill

Capas horizontales Capas verticales Contacto geológico

Convenciones Litológicas

observado

H~~

Lodolita

~

E

Eje anticlinal

Caliza

Rocas Igneas Granito

~

Riolita

L:2:J Andesita

Rocas Metamórficas

Eje sinclinal ~

Falla normal indicando el buzamiento del plano de falla

Falla de rumbo indicando del desplazamiento

~

Dolomita

11

Shale

Gneiss

Esquisto

la dírecclén

Falla de cabalgamiento

Figura 1.2 Algunos Símbolos y convenciones utilizados en la elaboración de

mapas geológicbs.

Los mapas geológicos van acompañados de una columna estratigráfica generalizada, que incluye el nombre, la edad y tipo de roca de cada unidad y de una leyenda, que incluye los símbolos y convenciones geológicas utilizadas en el mapa. Además de la columna, estos mapas van acompañados de uno o varios perfiles geológicos, construidos a la misma escala del mapa y orientados en dirección perpendicular al rumbo general de las capas, con el fin de ilustrar la estructura del subsuelo y facilitar la comprensión de la historia evolutiva de una región. Los perfiles geológicos reflejan de manera objetiva y realística el subsuelo, en la medida que la información de la geología de superficie haya sido complementada con información obtenida durante la perforación


de pozos profundos y / o con la información de líneas sísmicas disparadas en el área, de lo contrario, la estructura geológica presentada en los perfiles, no es otra cosa que una interpretación subjetiva y aproximada de la e~ura real del subsuelo. En algunas regiones, los afloramientos de roca son continuos y los contactos entre unidades están bien expuestos y por tanto su posición y continuidad puede ser mapeada con precisión en corto tiempo, . con la ayuda de fotos aéreas. Las figuras 1.3a y 1.3b muestran un excelente ejemplo de correspondencia de la información que ofrece la foto aérea vertical y el mapa Jopográfrco. La figura l.3c es un mapageológico ieneralizado, obtenido a partir de la fotografía aérea vertical de la figura 1.3a. En contraste al caso anterior, existen regiones cubiertas por sedimentos recientes o por suelos con espesa cobertura vegetal, donde los afloramientos de roca son discontinuos y dispersos, y por consiguiente, la posición de los contactos en los mapas resulta aproximada y la interpretación de la estructura geológica se hace difícil y requiere de mucha experiencia y de paciente y prolongado trabajo de campo. Los mapas geológicos se elaboran en las mismas escalas que los mapas topográficos; las escalas 1:50.000 y 1:25.000 son las más utilizadas en la exploración de yacimientos de hidrocarburos y de agua subterránea y los mapas de escalas mayores son utilizados en prospección minera, estudios ambientales y en diseño de obras de ingeniería civil. Los mapas geológicos son la base para la preparación de varios tipos de mapas temáticos como: mapas de sedimentos cuaternarios, mapas de roca, mapas hidrogeológicos, mapas geomorfológicos, mapas de amenazas naturales, mapas de procesos geodinámícos. mapas de uso del suelo, etc., requeridos por ingenieros civiles, planificadores, arquitectos y ambientalistas. ;¡t

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Arenisca Entrada

Figura 1.3 (a) Fotografía aérea vertical de un área en Utah (E.E.U.U.) (b) Mapa topográfico obtenido de la fotografía aérea

anterior. (e) Mapa geológico esquemático interpretado de la fotografía aérea anterior. (Tomado de Spencer, 2000).

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6-

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2 Orientación de planos y líneas

Objetivos • Orientar planos y líneas inclinados. • Solucionar problemas con buzamientos aparentes. Los planos y las líneas son elementQ~~~métricQs.~"qllepermiten describir la orientación de los lanos de estratificación y de los e~s de las estructuras geológicas. 2.1 Definiciones Orientación de un plano: término general que describe la posición de un plano en el espacio; un plano queda definido mediante dos ángulo~umbo y la inclinación del plano. ' Rumbo: ángulo horizontal, medido entre una línea y la dirección norte-sur de un sistema de"coordenadas geográficas; este ángulo adquiere valores entre 0° y 90°. Inclinación: ángulo vertical medido entrela horizontal y un plano inclinado; este ángulo se mide hada abajo y varia entre 0° y 90°.

o


. Acimut: ángulo horizontal entre una línea y la dirección norte de un sistema de coordenadas geográficas, barrido en dirección de las manecillas del reloj; este ángulo toma valores entre 0° y 360°. )

+fl~, d e capa: diireccion 'd e una Iímea hori Dtreccion onzonta 1 cua loui qUIera contenida en un plano inclinado; la dirección de esta línea generalmente se expresa mediante su rumbo, en cuyo caso se habla de rumbo de capa. (Figura 2.1).

Buzamiento real: ángulo d~.inclinación de la línea de máxima pendiente de un plano inclinado; se mide perpendicularmente a la dirección de capa.ff'igura 2.1). Buzamiento Aparente: ángulo de inclinación de .un plano, medido en una dirección no perpendicular a la dirección de capa; el buzamiento aparente sieinpre es menor que el real. (Figura 2.2). Dirección de buzamiento: dirección de la línea de máxima pendiente de un plano inclinado; se expresa mediante el ángulo horizontaLbarrido entre la direcciónnorte-sur de un sistema de coordenadas y la proyección, al plano horizontal, de la línea de máxima pendiente. (Figura 2.1). Orientación de una línea: la orientación de una línea en el espacio queda totalmente definida con dos ángulos: la direcciónde línea y la inmersión. Dirección e buzamiento

Figura 2.1.Ángulo de buzamiento

real

Figura

2.2 Ángulo de buzamiento aparente


lfcY'd

Dirección de línea: es la dirección en que profundiza una línea no horizontal; se expresa mediante el ángulo.horizontal barrido entre la dirección norte-sur de un sistema de coordenadas y la proyección ---~ horizontal de la línea inclinada. (Figura 2.3). 1>lvrq,e ' Inmersión: ángulo vertical, medido entre la horizontal y una línea inclinada, en una sección vertical que contiene a la línea inclinada; se mide de la horizontal hacia abajo y varía de 0° a 90°. (Figura 2.3).

Inmersión aparente: ángulo de inmersión medido en una sección vertical pero no paralela a la dirección de línea; este ángulo siempre es mayor que el ángulo de inmersión real. El valor máximo posible de 90° se obtiene en secciones perpendiculares a la dirección de línea. (Figura 2.3).

ri +ch , l2ct kc. Cabeceo: ángulo barrido a lo largo de un plano inclinado entre una línea cualquiera contenida en el plano inclinado y una línea horizontal del mismo plano; varía de 0° a 90°, (Figura 2.4). Dirección de línea

"

Figura 2.3 Dirección e inmersión de

una línea

Figura 2.4 Ángulo de cabeceo de una

línea

2.2 Medición de la orientación de un plano La medición de planos estruc!urales, como son los planos de estratificación y los planos de fallas y de diaclasas, se realiza

30/ Jorge Anuro Camargo Puerto

directamente en los afloramientos de roca, midiendo la dirección de capa y el buzamiento con la ayuda de una brújula tipo Brunton. (Figura 2.5). Espejo

Nivel "ojo de pollo"

r

I

Pin de amortiguación

Figura 2.5 Esquema de una brújula tipo Brunton mostrando sus principales partes.

La dirección de capa se mide colocando el borde de la caja de la brújula abierta en contacto con el plano inclinado y una yez nivelada la brújula con el nivel «ojo de pollo», que indica cuando la brújula está en posición horizontal, se toma la lectura sobre el círculo graduado en la dirección en que apunta el extremo norte de la aguja imantada. (Figura 2.6).

Figura 2.6 Medición de la dirección de capa con una brújula tipo Brunton.

Manual de Geología Estructural /31

El buzamiento se mide colocando la brújula de costado, orientada perpendicularmente a la dirección de capa previamente establecida y leyendo la inclinación del buzamiento en el clinómetro de la brújula. En algunas brújulas el círculo viene graduado en 360°en el sentido de las manecillas del reloj (sistema acimutal), en tanto que en otras, viene graduado en cuatro cuadrantes de 90° (sistema de rumbo), como se ilustra en la figura 2.7. N

w

N

E

(a)

w

E

(b)

Figura 2.7 Sistemas de graduación del círculo de la brújula: (a) acimutal, (b) de cuadrantes. I

La orientación de un plano puede ser expresada de tres formas diferentes pero equivalentes; por ejemplo, una capa que buza hacia el suroeste con 40° (Figura 2.7) se puede expresar así: • Midiendo el acimut de la dirección del buzamiento: 225°/40°. • Midiendo el rumbo de la dirección de capa: N45°W/400SW . S45°E/400SW. • Midiendo el acimut del rumbo de la capa: 315°/40° SW 135°/ 400SW. .ó

ó


Se recomienda utilizar la notación que más convenga de acuerdo con el sistema de graduación de la brújula utilizada y se acostumbra escribir primero la dirección de acimut o la dirección del rumbo y luego el ángulo de buzamiento. Si se trata de expresar la dirección de una línea inclinada, por ejemplo, hacia el oeste con 45° de inclinación, se describe primero su dirección y después su ángulo de inmersión aSÍ: • Midiendo el acimut de la dirección de la línea: 270°/45°. • Midiendo el rumbo de la dirección de la línea: N900W/45°. 2.3 Representación gráfica de las mediciones Las mediciones de dirección de capa y de buzamiento de los diferentes planos estructurales medidos en el terreno, se representan en los mapas geológicos mediante un símbolo cartográfico que consiste de tres elementos: • Línea de dirección de capa: segmento de línea recta que se traza en los mapas en el punto ~n que se realizó la medición, orientado con la ayuda del transportador en dirección paralela a la dirección de capa. • Indicador de la dirección de buzamiento: segmento de línea ubicado en el punto medio, a uno de los lados de la línea de dirección de capa, que indica la dirección del buzamiento. • Cifra: valor numérico del buzamiento que se escribe junto al

indicador. En la figura 2.8 se ilustran los símbolos cartográficos que con mayor frecuencia se'utilizan en los mapas geológicos.


-, Rumbo y buzamiento capa invertida

-,!L

Rumbo y buzamiento estratificación

de

-+-

Rumbo y buzamiento capa vertical

de

EB

-

Rumbo y buzamiento diaclasa

de

+

+ ~

30 20

Diaclasa

~

horizontal

Diaclasa vertical Inmersión de línea combinada con orientación de estratificación

de

Capa horizontal Línea vertical

~

Línea horizontal

~40

Dirección e inmersión de línea Cabeceo de línea en el plano de estratificación

~

45 20

Figura 2.8 Símbolos cartográficos para representar planos y líneas.

2.4 Determinación del buzamiento aparente En la construcción de la sección estructural A-A' de la figura 2.9, orientada en dirección no perpendicular al rumbo de las capas, el buzamiento real de 50° que aparece en el mapa, se convierte en un buzamiento aparente de 40° en la sección.

SECCiÓN

Figura 2.9 Determinación del buzamiento aparente.

ESTRUCTURAL


En la determinación de buzamientos aparentes a partir de buzamiento s reales o viceversa se utilizan diferentes métodos que se explican a continuación: 2.5 Problemas con buzamientos aparentes Existen muchas situaciones en las cuales no es posible medir el buzamiento real de una capa, es decir, el buzamiento medido en un plano vertical perpendicular a la dirección del rumbo de la capa; sin embargo, en estos casos siempre es posible medir un buzamiento aparente y la orientación del plano vertical sobre el cual se mide el buzamiento aparente. Los problemas de buzamientos consisten en determinar el buzamiento real a partir de uno o dos buzamientos aparentes o viceversa. El rumbo y el buzamiento real de un plano pueden ser determinados conociendo: la orientación de dos buzamiento s aparentes o el rumbo del plano y la orientación de un buzamiento aparente. En la solución de problemas con buzamientos aparentes se utilizan varios métodos: • Diagramas de alineación. • Diagramas polares. • Método trigonométrico. • Método de la geometría descriptiva. • Método de la proyección estereográfica. 2.5.1 Diagramas de alineación (nomogramas) Los diagramas de alineación involucran gráficamente 3 variables que guardan entre sí una relación matemática sencilla: relacionan el buzamiento real (S),el buzamiento aparente (a) y el ángulo entre la


dirección de capa y la dirección del buzamiento aparente (B).Si se conocen dos de las tres variables, la tercera es determinada uniendo con una línea recta los dos valores de las dos variables conocidas. (Figura 2.10).

-

Ejemplo 2.1 Determinar el buzamiento real de una capa delgada de carbón, conociendo que en una pared vertical con dirección N45°E presenta un buzamiento aparente de 28°SE y además, que la capa de carbón tiene rumbo N80°E. En este caso, el ángulo entre el rumbo de la capa y la dirección de la sección vertical sobre la cual se midió el buzamiento aparente a = 28°, es igual a ~ = 35°.Graficando estos dos valores y uniéndolos con una línea recta se determina en el nomograma, que el buzamiento real buscado es de 43°SE.(Figura 2.10). Ejemplo 2.2 Un plano de falla tiene dirección (rumbo) N800Ey buza con 500SE. Determinar el buzamiento aparente que presentaría dicha falla en una dirección vertical orientada S65°E. Lo anterior significa que el ángulo entre la dirección de la fall~ y la/~--sección vertical (~) es de 35°.Usando el diagrama se determina qúe el buzamiento aparente buscado es de 35°SE. 2.5.2 Diagramas polares Este método consiste de un gráfico de coordenadas polares, en el cual se dibujan como vectores las direcciones de los buzamientos aparentes, que irradian del centro del gráficoy su longitud representa' el valor del ángulo de buzamiento. Para determinar el buzamiento

~ .


real se trazan líneas tangentes a los buzamiento s aparentes, que no son otra cosa que vectores que obedecen a la ley del coseno sobre adición de vectores. Este método permite visualizar la relación entre buzamiento real y aparente, sin embargo, este método no es recomendable cuando los ángulos de buzamiento son muy pequeños, menores a 200• (Figura 2.11). BUZAMIENTO REA,L (15) 8

BUZAMIENTO APARENTE (o) 89"

ÁNGULO ENTRE EL RUMBO Y EL BUZAMIENTO APARENTE (/3) .~

85'

: óO" . 50" 40"

80° D 30" 70" 20"

7fP

lO"

3fP

Figura 2.10 Diagrama de alineación.


Ejemplo 2.3 De un plano inclinado se conoce el acimut de dos buzamiento s aparentes: 320°/55° y 50°/55°. Determinar el buzamiento real. En el diagrama polar se halla un buzamiento real de 5°/63°, que es el vector resultante V, de la suma de los buzamientos aparentes Val y Va2• (Figura 2.11).

Figura 2.11 .Diagrama polar con la solución del ejemplo 2.3.

2.5.3 Método trígonométríco

La

relación trigonométrica entre el buzamiento real (8), el buzamiento aparente (a) y el ángulo (~) entre la dirección de capa y dirección del buzamiento aparente es la siguiente: tan a

=

tan 8. sin ~ (2.1)

Si se conocen dos de las tres variables, se puede calcular la tercera fácilmente.

38/ Jorge Arturo

ea marga

Puerto

Ejemplo 2.4 Resolver el problema del ejemplo 2.1 por el método trigonométrico. a = 28°SEen dirección N800E ~ = 35°

o =

?

Utilizando la ecuación (2.1)

tan a tan

s: u

=

tan O.sin ~ (1) tan 28° sin 35°

=---

Ejemplo 2.5 . Resolver el problema del ejemplo 2.2por el método trigonométrico. ~ = 35° O = 500SE·

a = ? Utilizando la ecuación (2.1)

tan a = tan o . sin ~ tan a = tan 50° . sin 35° a = 35°SE

2.5.4 Método de la geometría descriptiva Este método es más complejo que los dos anteriores pero es muy útil para desarrollar la habilidad de visualizar planos y líneas en tres dimensiones. Este método se ilustra con el siguiente ejemplo: Ejemplo 2.6 De un plano de falla se conocen dos buzamientos aparentes al = 20° Y a2 = 25°, medidos en dos paredes verticales en las direcciones N45°E y S41°E respectivamente. Determinar el rumbo y el buzamiento real del plano de falla. (Figura 2.12).


____ Línea de rumbo

N92E

h

Figura 2.12 Solución gráfica del ejemplo 2.6 por el método de la geometría descriptiva.

Procedimiento: 1. Dibujar sobre una hoja de papel orientada como mapa, a partir de un mismo punto, las líneas AB = N4soE y AC= S41°E. 2. Construir una vista auxiliar normal a AB y dibujar en ella el ángulo de buzamiento de 20° al NE; hallar la longitud verdadera A'B' y la distancia arbitraria «d». 3. Dibujar el ángulo de buzamiento de 25° al SE sobre una vista auxiliar normal a AC, usando la distancia «d», previamente establecida y determinar la posición de X sobre la línea AC. 4. Trazar la línea BXque es la línea de rumbo de la falla y medir su rumbo, con la ayuda del transportador, con respecto al norte del mapa. 5. Construir una vista normal al rumbo BXy usando la distancia «d» ya conocida trazar el ángulo de buzamiento del plano de falla.

40 I Jorge Arturo Camargo Puerto

La dirección del plano de falla obtenida mediante el método anterior es N9°E y el buzamiento es 30°hacia el SE. (Figura 2.12). 2.5.5 Método de la proyección estereográfica Dada la gran importancia que tiene la proyección estereográfica en la solución de diferentes clases de problemas en geología estructural, este método no se incluye aquí sino que se ha considerado necesario dedicar la unidad 7 a sus aplicaciones. 2.6 Ejercicios Ejercicio 2.1 Llenar los espacios en blanco de la siguiente tabla, utilizando el nomograma de buzamiento. Tabla 2.1 Cálculo de buzamiento s aparentes y reales.

Buzamiento real ,(o)

45 45 Q) ---

65 50

Mal

--=T

65

Buzamiento aparente (a) 3 -

Ángulo entre el rumbo de capa y el buzamiento aparente (~)

45

44

85

15

30 ()

10

42 50

___b I

---0:

90

O

Ejercicio 2.2 C5f'lJ

Resolver el ejercicio 2.1 utilizando el diagrama polar-tangente. Ejercicio 2.3 Resolver el ejercicio 2.1 utilizando el método trigonométrico.

3 Patrones de afloramiento de capas homoclinales

Objetivos • Determinar sobre mapas la orientación de capas homoclinales a partir de su traza. • Determinar la orientación de capas mediante la solución del problema de los 3 puntos. • Predecir el patrón de afloramiento de capas homoclinales. 3.1 Definiciones Afloramiento: exposición en superficie de la litología y/o de alguna estructura geológica. Capas homoclinales: capas paralelas cuyo rumbo y buzamiento se mantiene más o menos constante en un área; las capas homoclinales pueden yacer en posición horizontal, vertical o inclinada. Traza: línea de intersección de un plano estructural cualquiera (plano de estratificación,' plano de falla, plano axial, etc.) con la superficie del terreno.


Espesor de capa: distancia medida en dirección perpendicular entre el t~ de una capa; el espesor así medido se denomina espesor estratigráfico o espesor verdadero. (Figura 3.1). Anchura de afloramiento: distancia horizontal (w) medida entre techo y base de una capa, en dirección perpendicular al rumbo de capa, (Figuras 3.1 y 3.2).

W = EE

EE

Figura 3.1 Espesor de capa

= W.sino

Figura 3.2 Anchura de afloramiento

3.2 Espesor y anchura de afloramiento El espesor estratigráfico o espesor verdadero de una capa horizontal, es igual a la diferencia entre las cotas topo gráficas del techo y la base. El espesor de las capas verticales es la distancia horizontal medida perpendicularmente entre las trazas de la base y del techo de la capa. (Figura 3.1). El espesor y la anchura de afloramiento de las capas inclinadas se determinan gráficamente construyendo, a la misma escala del mapa, una secciónestructural perpendicular al rumbo de las capas, con elbuzamiento más representativo, en la cual se proyecta el techo y la base de la capa. Si se conoce el buzamiento (3) y la anchura de aforamiento (w) de una capa que aflora en un terreno horizontal, es fácil calcular su espesor estratigráfico (EE) utilizando la siguiente ecuación: EE = W. sin 3 (3.1)


Figura 3.3 Determinación del espesor verdadero conociendo el buzamiento (o) y la anchura de afloramiento (w) de Una capa inclinada.

3.3 Profundidad de capa También es posible calcular la profundidad (P) a la cual se interceptaría la capa inclinada en un pozo vertical perforado a una determinada distancia (x), medida en dirección\perpendicular al rumbo de la capa: \ P = x. tan 8 (3.2) El espesor estratigráfico (EE) y el espesor vertical (EV)perforado en un pozo vertical se relacionan mediante la siguiente ecuación: EE = EV. cos 8 (3.3) En terreno inclinado, el espesor verdader~ es función tanto del ángulo de buzamiento como de la pendiente del terreno. En este caso, es necesario medir la anchura de afloramiento y la diferencia en elevación (h) entre el tope y la base de la capa. En la figura 3.4 se muestran tres combinaciones de pendiente del terreno, ángulo de buzamiento y dirección del buzamiento de una capa, con las respectivas ecuaciones para calcular el espesor estratigráfico o verdadero en cada caso.

44 / Jorge Arturo Camargo Pu~ I

I

I

Superficie del ierreno E E=h.sen8-w.cos8(3.4)

\w h

EE= w.cos8-

h.sen8(3.5)

---

\w

Figura 3.4 Determinación del espesor verdadero en función del buzamiento de la capa y de la pendiente del terreno; en una sección perpendicular al rumbo de capa.

3.4 Determinación de la orientación de capas homoclinales El afloramiento de una capa homoclinal, es dec· , una capa que ~ee rumbo y buzamiento constante~ forma en el terreno dos trazas que corresponden al te~ho y a la base de la capa; estas trazas resultan líneas rectas y paralelas, únicamente cuando la superficie del terreno es plana. (Figura 3.3). Sin embargo, lo más frecuente es que la superficie del terreno no sea totalmente plana, sino que presente valles y filos topográficos. En estas condiciones, las trazas de las capas dejan de ser líneas rectas paralelas, pues en los valles éstas sufren desviaciones de su trayectoria rectilínea dibujando una V, cuya forma y magnitud está estrechamente relacionada con la orientación y buzamiento de las . capas y con la topografía del terreno. En consecuencia, el análisis conjunto de las desviaciones de las trazas y de las curvas de nivel de los mapas topográficos, permite determinar el rumbo y el buzamiento de capas homoclinales, mediante la aplicación de una sencilla regla que se conoce con el nombre de Regla de la «V», la cual se expresa así: «el ápice de la V apunta en la dirección del buzamiento de la capa».

)

· . Manual de Geología Estructural / 45

En total existen seis modelos típicos o patrones de afloramiento, resultantes de diferentes condiciones de rumbo y buzamiento de las capas con respecto a la topografía de un valle. (Figura 3.5).

(a)

(b)

(e)

(e)

(f)

t...QPCl~ hOYltOY\4aleJ

/

(d)

/

Figura 3.5 Patrones de afloramiento que ilustran diferentes casos de la Regla de

la «v». (a) capa horizontal, (b) capa que buz a río arriba, (c) capa vertical, (d) capa que buza río abajo, (e) capa y valle con la misma 'inclinación, (f) capa que buza río abajo con menor ángulo que el gradiente del valle. (Tomado de Ragan, 1985).

46/ Jorge Arturo Camarg

Puerto

A continuación se describen los seis patrones de afloramiento: (1) Capas horizontales: forman trazas paralelas a las curvas de nivel topográfico; en los valles el patrón de afloramiento forma una V, cuyo vértice apunta río arriba. (Figura 3.5a). (2) Capas inclinadas río arriba: producen un patrón en el cual las trazas cortan las curvas de nivel topográfico y en los valles forman una V cuyo vértice apunta río arriba. (Figura 3.5b). (3) Capas verticales: constituyen un patrón de trazas rectas y paralelas independientemente de la forma del relieve (Figura 3.5c). (4) Capas inclinadas río abajo: forman un patrón en el cual las trazas cor!an las curvas de nivel topográfico y en los valles forman una V, cuyo vértice apunta hacia río abajo, cuando el buzamiento de la capa es mayor que el gradiente del valle. (Figura 3.5d). (5) Capas inclinadas río abajo con buzamiento igual al gradiente del valle: producen un patrón de trazas paralelas en ambos taludes del valle y por lo tanto no se forma la V (Figura 3.5e). (6) Capas inclinadas río abajo con menor ángulo que el.gradienie del valle: dan un patrón que corta las curvas de nivel y forma una V cuyo vértice anómalamente apunta hacia aguas arriba (Figura 3.5f). La Regla de la «V» también puede ser aplicada en los filos topográficos, pero en este caso, se debe tener en cuenta que el ápice de la «v» apunta en sentido opuesto a la dirección del buzamiento de la capas. Además, es importante mencionar que estos patrones son también aplicables a las trazas de los planos de falla, de los diques y de los planos de discordancia, a condición que mantengan rumbo y buzamiento más o menos constante en un área.


3.5 Determinación de la orientación de capa, dados tres puntos de la misma capa _ Si en un mapa se conoce la localización y elevación de tres puntos no alineados, contenidos sobre la misma capa inclinada, se puede determinar el rumbo y buzamiento de dicha capa; el procedimiento se ilustra en el siguiente ejemplo: Ejemplo 3.1

7

Los pozos verticales A, B Y C perforaron el tope de una arenisca petrolífera/ a las cotas -3500, -4500 Y -2000 pies por debajo del nivel del mar respectivamente. Determinar el rumbo y buzamiento de la arenisca y además la cota a la cual se encontraría es~a si se perfora un pozo vertical en el sitio X. (Figura 3.6).

~

zs :5:

"o ...l c::: U

W-I Q

-l

Procedimiento: (1) Trazar una línea entre el punto más alto C y el más bajo B. Dividir esta distancia en cinco segmentos iguales para encontrar la posición de las elevaciones intermedias (-2500, -3000, -35DO,-4000).

~!: Z l:;)

C3

q: z a o::t::

c: tfJ

r.::::

;..•.1

(2) Trazar la línea de rumbo con elevación -3500 pies que une los

puntos AP de igual cota y que representa una línea 'de rumbo del techo de la arenisca. Trazar otras líneas de rumbo paralelas a la anterior, que pasen por la posición de las cotas -2000, -2500, -3000, -4000 Y -4500. La distancia ~S entre dos líneas consecutivas de rumbo es función del buzamiento de la capa. (3) Medir con el transportador el rumbo de la línea anterior con respecto al norte del mapa; el rumbo medido es igual a N45°W. (4) Construir la vista de perfil del plano ABC. Trazar la línea h-h perpendicularmente a la línea de rumbo AP; asignar a h-h la elevación -3500 pies, igual a la de los puntos A y P.

;:.-

:;~

:;,

U W

1-••

O -1

m o.

iJ}


(5) Proyectar ortogonalmente los vértices A, By C a la línea h-h.

'>

(6) Medir a la escala del mapa 1.000 pies y colocar el vértice B' 1.000 pies por debajo de la línea h-h; medir 1.500 pies y colocar el . punto C' por encima de la línea h-h . . (7) Unir con una línea los puntos B'A'C', la cual forma con la línea h-h un ángulo de 27° que es el buzamiento de la arenisca. Como resultado de la construcción anterior se obtiene que la arenisca tiene rumbo N45°W y buz a con 27°hacia SW y que el pozo vertical en el sitio X pinchará la arenisca a la cota -4500 pies por debajo del nivel del mar. - 'T°00 \

El problema anterior también puede ser resuelto aplicando el principio de proporcionalidad entre triángulos semejantes: Procedimiento alterno: \. (1)Determinar la longitud Be en pies, utilizando la escala del mapa. (2) Determinar la longitud del segmento BP sobre la línea BC, de forma que el punto P quede localizado a la misma cota del punto A, mediante la siguiente proporción: BC BP

=

(CotaC - Cota B) (Cota A - Cota B)

entonces:

BP

=

(3.7);

si cota P = cota A

BC. (Cota P - CotaB) (Cota C - Cota B)

(3.8)

(3) Unir el punto A con P para obtener la línea de rumbo de elevación -3500 pies. (4) El procedimiento continúa igual que en el caso anterior: trazar líneas de rumbo paralelas, bautizar con cota cada línea, medir con el transportador la orientación de las líneas de rumbo, etc.

\.


I

I ~OOPies Escala

Figura 3.6 Determinación de la orientación de capa, conocidos tres puntos de la

misma capa.

3.6 Determinación de la orientación de caE en mapas

El rumbo y el buzamiento de capas homoclinales, se puede determinar gráficamente si se dispone de map~s geológicos con curvas de nivel y de escala conocida. El procedimiento se ilustra en el siguiente ejemplo: Ejemplo 3.2 A partir del mapa de la figura 3.7 determinar el rumbo y el buzamiento de las capas que allí afloran y construir la sección estratigráfica del área.

50 I Jorge Arturo Camargo Puerto

.b\1 Arenisca

El

m

Lodolita

~

Shale

c:::J

Conglomerado

o

5?0 1q
Escala

Caliza

Figura 3.7 Determinación de la orientación de capa a partir de su traza. (Modificado de Simpson, 1968).

Procedimiento: (1) Determinar los puntos de intersección de la taza correspondiente al techo de la caliza con las curvas de nivel topográfico.

Manual de GeOlogía Estructural/51

(2) Unir con líneas rectas los puntos de intersección de igual elevación (cota). Estas líneas son por definición líneas de rumbo de la capa estudiada y se mantienen paralelas y equidistantes. Bautizar cada línea de rumbo con su correspondiente cota en pies. (3) Determinar el rumbo de la capa midiendo con el transportador la orientación de las líneas de rumbo directamente sobre el mapa. (4) Medir la distancia horizontal (As) entre dos líneas contiguas de rumbo. Para determinar la dirección del buzamiento es necesario aplicar la Regla de la «v» y establecer en qué dirección buzan o se profundizan las capas. (5) Calcular el ángulo de buzamiento con la siguiente ecuación: tan 8 = -

h

~s

() = ángulo

(3.9) donde:

de buzamiento real

~s = distancia horizontal medida perpendicularmente entre dos líneas contiguas de rumbo (se determina gráficamente a la escala del mapa). h

= diferencia

en cota entre dos líneas contiguas de rumbo

El ángulo de buzamiento también puede ser determinado gráficamente construyendo un triangulo rectángulo con los valores de h y de As convertidos a la escala del mapa. (6) Dibujar el símbolo cartográfico de buzamiento en diferentes sitios a lo largo de la traza del techo de la caliza. (7) Enumerar en el mapa, en orden de más antiguo a reciente, cada una de las cinco unidades que allí afloran: a la formación más


antigua se le asigna el número 1. Construir con esta información la columna estratigráfica del área, dibujando la formación más antigua en la base de la columna. Desarrollando el procedimiento anterior se obtiene que la caliza tiene rumbo N-S y que buza aproximadamente 6° al oeste. Si se aplica este procedimiento a cualquiera de las otras trazas del mapa de la figura 3.7, por ejemplo, al techo de la lodolita, se obtiene que su rumbo y buzamiento son iguales a los de la traza anterior, lo que permite concluir que las dos trazas estudiadas corresponden ~ superficies paralelas y que en consecuencia se trata de capas homoclinales. 3.7 Determinación

del patrón de afloramiento

de capas

homoclinales El patrón de afloramiento de una capa de rumbo y buzamiento constantes puede predecirse, si se dispone de un mapa con curvas de nivel topográfico y se conoce la orientación de la capa de interés en Un punto cualquiera. En la solución de este problema se aplica el mismo procedimiento al planteado en el ejemplo anterior, pero en secuencia inversa. Ejemplo 3.3 En el punto A del mapa de la figura 3.8 aflora la base de una capa homoclinal de arenisca con rumbo E-W y con buzamiento 45° S; enel punto B aflora el techo de.la a enisca, El intervalo entre curvas de nivel topográfico es de 100 m. ../ Predecir el patrón de afloramiento de la base y del techo de dicha capa, es decir, dibujar sus trazas y determinar gráficamente el espesor . estratigráfico de la arenisca.

Manual de Geología Estructural/53

o

,1, 100

200

300

400 m

Escala

Figura 3.8 Determinación de las trazas de la arenisca que aflora en A y B.

Procedimiento: (1) Trazar una línea de rumbo E-W que pase por el punto A, cuya elevación es 300 m. (2) La distancia horizontal

(~s) entre líneas de rumbo consecutivas

se puede calcular conociendo el ángulo de buzamiento intervalo entre curvas de nivel h = 100 m

8

= 45° Y el

h

As

= --tan o

As =

(3.10)

donde

100 = 100m. tan 45°

(3) Trazar líneas de rumbo paralelas a la línea 300 m y distanciadas a 100 m, medidos

a la escala del mapa.

.1


(4) Marcar con círculos las intersecciones de las líneas de rumbo de la base de la capa con las curvas de nivel de igual elevación; cada círculo representa un punto de afloramiento de la base de la capa. (5) Dibujar la traza uniendo todos los círculos o puntos afloramiento de la base de la capa. (6) Repetir el procedimiento anterior para construir correspondiente al techo de la capa de arenisca.

de

la traza

(7) Trazar sobre el mapa las líneas de rumbo E-W contenidas' en el techo de la capa. (8) Marcar con cruces las intersecciones de las líneas de rumbo del techo de la capa con las curvas de nivel de igual elevación. (9) Dibujar la traza del techo de la capa, uniendo todas las cruces o puntos de afloramiento del techo de la capa. (10) Dibujar una sección auxiliar perpendicular al rumbo de la capa y medir a la escala del mapa el espesor estratigráfico de la arenisca. 3.8 Ejercicios Ejercicio 3.4 Construir a la misma escala del mapa los perfiles geológicos A-B y C-D señalados en la figura 3.7. Diseñar la escala vertical igual a la escala horizontal. Ejercicio 3.5 En el área del mapa de la figura 3.9 aflora una secuencia homoclinal de shale, que contiene tres capas delgadas de carbón (espesores entre


Ejercicio 3.6 Los puntos A, B Y C corresponden a tres pozos verticales que perforaron el tope de una arenisca petrolífera a las siguientes cotas: A = -3500 pies, B = -7000 pies y C = -4500 pies. (Figura 3.10) Determinar el rumbo y buzamiento de la arenisca y calcular a qué cota se pincharía la arenisca si se perfora el pozo D en el sitio indicado. Ejercicio 3.7 /

Durante un levantamiento geológico en el área del mapa de la figura 3.11, se localizaron 6 contactos geológicos y en todos los casos el rumbo y buzamiento de las capas se mantuvo constante: N49°Ej 27°SE.

Estación 1 2

3 4

5 6

Contacto observado base base base base base base

de caliza gris de shale negro de limolita de shale gris de arenisca acuífera de lodolita

Construir la sección A-A' teniendo en cuenta el buzamiento aparente. Determinar las seis trazas de los contactos observados. Si se perfora un pozo vertical en A para extraer agua subterránea de la arenisca acuífera, calcular la profundidad que debe tener dicho pozo para que perfore la arenisca en todo su e5pesor.

Manual de Geología Estructural/57

4•

\o

N

-.35

\ ..I.{OO'J

I~

o

o

1000

Figura 3.10 Mapa correspondiente

500

o

al ejercicio 3.6.

1000

58/Jorge Arturo Camargo Puerto

,, ,, , ...

'••••.....•.•...

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o

%,,

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~.

! ,

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,

o

Figura 3.11 Mapa geológico correspondiente

al ejercicio 3.7.

200

400

600

800 m

4 Descripción y clasificación de pliegues

Objetivos • Describir la forma y la orientación de pliegues. • Clasificar pliegues con base en diferentes criterios. • Reconocer patrones de afloramiento de pliegues. Este capítulo está dedicado al estudio de la forma, de1a clasificación de los pliegues y a la construcción de secciones, geológicas que involucren rocas plegadas, con énfasis en los métodos de construcción de las. secciones, sin considerar las fuerzas y mecanismos del plegamiento .: 4.1 Terminología kos pliegue~on deformaciones lásticas de las .cas se imentarias cano-sedimentarias y metamórficas, que ocurren bajo condiciones de alta temperatura y alta presión,

Charnela: zona de mayor curvatura de un pliegue. (Figura 4.1). Cresta: punto más alto de un pliegue anticlinal.ff'igura 4.1). Seno: punto más bajo de un pliegue_sinclinal. (Figura 4.1). ~ => ) Flanco: porción adyacente al punto de inflexión. (Figura 4.1). Punto de inflexión: p~to medio de un plie ue donde la curvatura pasa de cóncava a convexa. (Figura 4.1). Pliegue simétrico: pliegue que cumple las siguientes condiciones: a) la superficie media es planar b) el plano axial es normal a la superficie media e) existe simetría con relación al plano axial. (Figura 4.1). Pliegue asimétrico: pliegue no simétrico. (Figura 4.1). Línea de charnela: línea que une puntos de charnela. (Figura 4.1). Línea de cresta: línea que une puntos de cresta. (Figura 4.1). Plano o sUEerficie axial: plano que pasando por la zona de charnela . divide simétricamente un liegue. (Figura 4.2). ' Traza axial: línea de intersección entre el plano axial y la superficie del terreno; si el terreno es plano la traza axial es una línea recta. (Figura 4.2). Eje de pliegue: línea imaginaría que forma la intersección del J2lan.o.axial con una capa cualguiera de un pliegue. El eje puede ser horizontal, vertical o buzante. Si es buz ante, el ángulo de inc . i~ del eJ~con respecto a la horizontal, medi o en un plano vertical, es llamado ángulo de inmersión y se representa con una flecha que apunta en aauecclOn en que se profundiza el eje. (Figura 4.2) ..

--------------~--~-----------------------

(


Línea de cresta Y' Línea de .-charnela --.§uperficie media Punto de charnela

axial

'\\

Figura 4.1 Elementos de pliegues .

•

Figura 4.2 Bloque diagrama. Elementos de pliegues. (Tomado de Butler, 1988).

Sinforme: pliegue de forma cóncava, (Figura 4.3b), Antiforme: pliegue de forma convexa. (Figura 4.3b). Sinclinal: pliegue en cuyo núcleo yacen rocas más jóvenes que haci~ la periferia. (Figura 4.3a).

62/ JorgelArturo Camargo Puerto

"_ftnJiclinal: pliegue en cuyo núcleo yacen rocas más antiguas que hacia la periferia. (Figura 4.3a). Pliegue buzante: pliegue con línea de charnela (eje de pliegue) con inmersión. (Figura 4.6). Pliegue vertical: pliegue con línea de charnela vertical. (Figura 4.3e). Pliegue volcado: pliegue con un flanco normal y otro invertido. (Figura 4.3f). Plief5!:!!recumbente: pliegue con superficieaxialhorizontal.(Figura4.3g). Pliegue cilíndrico: pliegue generado or una línea rectaJparal~ la línea de charnela) llamada eje del plie ue, ue'se mueve paralelamente a si misma en el es acio. LO~_Rlieguesque no son cilíndricos no tienen eje.

Sinclinal

(a)

(c)

(d)

Manual de Geología Estructural / 63 ,.

Volcado

Recumbente

Vertical

(f)

(e)

(g)

Figura 4.3 Diferentes tipos de pliegues. (Tomado de Rowland, 1986)..

4.2 Clasificación de pliegues A continuación se ilustran algunos de los criterios morfológicos más utilizados en la clasificación de pliegues: 4.2.1 Intensidad del plegamiento La intensidad del plegamiento.se manifiesta en la magnitud del ángulo interflancos: a menor ángulo corresponde mayor intensidad de plegamiento. Ver tabla 4.l.

·í Tabla 4.1

"

Angula Interflancos

Clasificación del pliegue

lo

0°_2°

Pliegu~ isoclinal

2.

2° - 30°

Pliegue apretado

3.

30° - 70°

Pliegue cerrado

4.

70° -120°

Pliegue abierto

5.

120° -180°

Pliegue suave

La figura 4.4 ilustra la forma de los pliegues de conformidad con este criterio de clasificación.


Suave (1202-1802)

APretador (22-302)

Isoclinal (02-22)

Figura 4.4 Clasificación de pliegues según la intensidad del plegamiento. (Tomado de Rowland, 1986).

4.2.2 Forma en sección transversal Según éste criterio existe una gran diversidad de pliegues; la terminología utilizada es meramente descriptiva. (Figura 4.5). • Pliegue en caja: pliegue con doble charnela y forma sub rectangular. (Figura 4.5a). • Pliegue angular: pliegue con charnela aguda y flancos rectos. (Figura 4.5b). • Pliegue diapírico: pliegue con amplia zona de charnela y flancos convergentes hacia el núcleo. (Figura 4.5c). , • Pliegue en qbanico: pliegue con flancos convergentes hacia el núcleo. (Figura 4.5d). • Pliegue paralelo: pliegue en el cual cada capa conserva su espesor constante. (Figura 4.5e). • Pliegue concéntrico: pliegue con capas de espesor constante y de igual centro de curvatura. (Figura 4.5f). • Pliegue similar: pliegue en el cual la forma de las capas se mantiene a profundidad; esto implica adelgazamiento de las capas en los flancos y engrosamiento de las mismas en las chamelas. (Figura 4.5g). • Pliegue disarmónico: pliegue en el cual la forma de las capas superior:es varía con la profundidad. (Figura 4.5g). ,

.


(a) pliegue en caja

(c) pliegue

diapírico

(e) pliegue paralelo

(g) pliegue similar

(b) pliegue angular

(d) pliegue

en abanico

(1) pliegue concéntrico

(h) pliegue dtsarmonlco

Figura 4.5 Formas de pliegues en sección transversal.

4.2.3 Posición del plano axial y línea de charnela Este criterio de clasificación es muy útil para describir la orientación de los pliegues. En la figura 4.6 obsérvese que en el pliegue rectohorizontal, es decir, el pliegue con plano axial vertical y línea de


charnela horizontal, la cresta y la charnela coinciden, por tanto, las líneas de cresta y de charnela coinciden; además, estas dos últimas líneas también coinciden con el eje del pliegue. Los demás pliegues que se ilustran en la citada figura resultan de cambios en la posición ya sea del plano axial, ya sea de la línea de charnela o de cambios en la posición de ambos elementos a la vez.

Vertical

~ Recto horizontal

Inclinado

horizontal

Recumbente

Figura 4.6 Clasificación de pliegues según la posición del plano axial y de la

línea de charnela. (Tomado de Ragan, 1985).

4.3 Patrón de afloramiento de pliegues

El patrón de afloramiento de los pliegues en el terreno y su aspecto en los mapas geológicos depende de la geometría de los pliegues y del efecto de la topografía. Cuando la topografía es horizontal o casi plana los patrones de afloramiento de pliegues simétricos o asimétricos ya sean horizontales o buzantes, son sencillos de interpretar. En contraste, en relieve montañoso, la interpretación de


los patrones de afloramiento de pliegues se hace más compleja, debido a que las trazas de los contactos entre unidades sufren el mismo efecto topográfico que origina los diferentes patrones de afloramiento relacionados con la Regla de la «v». (Figura 4.7).

~

)

(b)

Figura 4.7 Efecto topográfi~¡obr/el patrón de afloramiento de un pliegue anticlínal-rectrí-horizontal: (a) aflorando en relieve plano (b) aflorando en relieve montañoso. (Modificado de Ragan, 1985).

La figura 4.7 ilustra un pliegue recto-horizontal y su correspondiente perfil; en el caso (a) el pliegue aflora en un terreno plano y en el caso (b),el mismo pliegue aflora en terreno montañoso. 4.3.1 Patrones de afloramiento de pliegues horizontales

En relieve plano, este patrón es muy fácil de interpretar porque consiste de trazas rectilíneas y paralelas; si los pliegues horizontales son además rectos, simétricos, la anchura de afloramiento de las capas en ambos flancos es igual, mientras que si se trata de pliegues inclinados, asimétricos, la anchura de atoramiento se hace menor en los flancos de mayor buzamiento. (Figura 4.8).


En relieve montañoso, es necesario aplicar la Regla de la «v» en los flancos de los pliegues, para determinar las líneas de rumbo y el buzamiento de las capas en cada flanco. Si las líneas de rumbo de ambos flancos de un pliegue resultan paralelas, significa que el pliegue es horizontal y si las trazas de algunas capas forman cierre como en el caso de la figura 4.7b, se trata sólo de un cierre «aparente» debido al efecto topográfico.

Anticlinal

~

simétrico,

recto.

N 11

~

Escala

Ir (a)

/

Traza axial

4• N

~

Escala

11 (b)

Figura 4.8 Mapas y bloques diagrama que ilustran el patrón de afloramiento de

anticlinales horizontales: (a) simétrico (b) asimétrico (Modificado de Spencer, 2000).

4.3.2 Patrones de afloramiento de pliegues buzantes En relieve plano, este patrón es muy fácil de interpretar porque consiste de trazas rectilíneas y convergentes; si se trata de pliegues rectos, simétricos, la anchura de afloramient? de las capas en ambos flancos es igual, mientras que si se trata de pliegues inclinados, asimétricos, la anchura de aforamiento se hace menor en los flancos

·,


de mayor buzamiento. En pliegues buzantes las trazas de las capas de un flanco son convergentes con las trazas del flanco opuesto y forman un cierre. (Figura 4.9).

Anticlinal buzante

•

~.

:

¡

1"

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. ... •

», ~•••.

.

. '

~

; .

,'~

(a)

~km

(b)

Figura 4.9 Mapa y bloque diagrama que ilustran el patrón de afloramiento de un

pliegue anticlinal recto- buzante hacia el noreste. (Tomado de Spencer, 2000).

.

En los anticlinales las capas forman un cierre en la dirección en que se profundiza el eje del pliegue (línea de charnela), llamado cierre periclinal, en tanto que en los sinclinales, las capas forman un cierre en la dirección en que se levanta el eje, llamado cierre centriclinal. Cuando el relieve es montañoso, es necesario aplicar la Regla de la «V»como en el caso anterior; si las líneas de rumbo de ambos flancos de un pliegue resultan convergentes significa que el pliegue es buzante, por tanto, los cierres que dibujan las trazas de las capas son verdaderos, es decir, que igual se formarían si el relieve fuese plano o montañoso. Cuando en los mapas geológicos no hay buzamientos y símbolos cartográficos que diferencien los pliegues anticlinales de los sinclinales, la aplicación de la Regla de la «V» en los flancos de los pliegues, permite diferenciar los pliegues anticlinales de los sinclinales y además reconocer si son pliegues normales o


volcados, siempre y cuando se conozca el orden de la secuencia estratigráfica. Este procedimiento también permite deducir la actitud del eje del pliegue y determinar la posición aproximada de la traza axial en el mapa. La actitud del eje de un pliegue de tipo angular o en general, de un pliegue cilíndrico, se reduce al problema de encontrar la línea de intersección de dos planos tangentes a cada flanco del pliegue, que es muy fácil de solucionar utilizando el método de la proyección estereográfica. 4.4 Construcción de secciones estructurales en rocas plegadas Las seccionesestructurales o perfiles en rocas plegadas, representan fielmente el subsuelo, en la medida que la información geológica de superficie sea precisa y que haya sido complementada con datos de perforaciones profundas. De otro lado, es importante que el intérprete conozca el estilo tectónico y la geología del área de estudio. En la construcción de secciones estructurales en rocas plegadas, se utilizan diferentes métodos, en función del grado de competencia de las rocas involucradas en el plegamiento y del grado de deformación de las capas. • Método mano alzada: aplicable a cualquier área independientemente del grado de complejidad del plegamiento y del tipo de rocas involucradas. • Método del arco: recomendado para pliegues que involucran rocas competentes las cuales originan pliegues concéntricos (espesor constante e igual centro de curvatura). • Método del arco complementado con el método mano alzada: recomendado para rocas competentes intercaladas con rocas incompetentes, las cuales originan pliegues similares (espesor variable).


• Método de la sección balanceada: muy utilizado en áreas que han sido plegadas de manera relativamente simple. 4.4.1 Método mano alzada El primer paso consiste en la construcción del perfil topográfico, orientado en lo posible, perpendicularmente al rumbo de la estratificación. Si existen varios buzamiento s se prefieren los más cercanos a la línea de la sección o se proyecta al plano de la sección, un valor promedio del buzamiento. Cuando la sección estructural corta la estratificación con ángulo diferente a 90°, los ángulos de buzamiento reales deben ser corregidos a buzamiento s aparentes y luego proyectados al plano de la sección estructural. Procedimiento: (1) Proyectar cada buzamiento y cada contacto geológico al plano de la sección, paralelamente al eje de plegamiento. (2) Dibujar en la sección líneas auxiliares de buzamiento, con ayuda del transportador, que sirven de guías para trazar los contactos entre unidades; después dibujar las capas con líneas curvas suaves, conservando constantes los espesores. (3) Mostrar con línea puntada la parte erosionada de las estructuras geológicas. (Figura 4.10). (4) Trazar en la sección estructural los planos de los pliegues.

0- superficies

axiales

(5) Proyectar de la sección estructural al mapa la posición de los planos axiales y dibujar en el mapa las trazas axiales usando los símbolos correspondientes a los diferentes tipos de pliegues.

72./ Jorge Anuro Camargo Puerto

A'

A

I

~ Figura 4.10 Construcción de una sección perpendicular al rumbo de las capas

por el método mano alzada. (Tomado de Rowland, 1986).

4.4.2 Método del arco Este método fue originalmente propuesto por B.G. Busk (1.929); se aplica sólo para pliegues formados por flexo-deslizamiento, mecanismo típico de rocas competentes que originan pliegues cilíndricos o concéntricos. El método del arco es considerado más preciso que el anterior, pero no necesariamente más correcto y está basado e,nlas siguientes premisas: • El espesor de las capas es constante. • La transición de un buzamiento a otro es suave. Procedimiento: La figura 4.11 ilustra la aplicación de este método; los pasos a seguir son los siguientes:


(1) Dibujar con la ayuda del. transportador, líneas' auxiliares perpendiculares a cada uno de los buzamientos medidos en los contactos geológicos a,b,c,.. .1, a lo largo de la sección estructural. Prolongar las líneas auxiliares hasta que se intercepten con las líneas auxiliares contiguas. (2) Trazar arcos concéntrico s con la ayuda de un compás, haciendo centro en los puntos de intersección de perpendiculares adyacentes; por ejemplo el punto 1 sirve de centro de una serie de arcos entre los buzamientos a y b; el punto 2 es centro de una serie de arcos entre los buzamiento s b y c, que empalman con los arcos del tramo ab. (3) Redondear p. mano alzada las charnelas que resulten muy agudas en el proceso anterior de trazado de arcos. (4) Mostrar con línea punteada estructuras geológicas.

la parte erosionada

de las

4.4.3 Método del arco combinado con el método mano alzada Este método se aplica para pliegues formados por «flujo-flexodeslizamiento», mecanismo de plegamiento típico de pliegues que involucran capas competentes alternando con capas incompetentes; con frecuencia en las zonas de charnela los espesores dejan de ser constantes y por tanto el método del arco no es aplicable; en estas zonas se utiliza el método de mano alzada y en los sectores en que el plegamiento es suave y de tipo concéntrico se aplica el método del arco antes descrito. 4.4.4 Método de la sección balanceada La filosofía de este método se resume en la siguiente afirmación de Dahlstrom (1969): «si una sección está balanceada, tiene

~<, ~

ea (\)

» ;:¡. e

a

D 3

o

ea

o

~ (\)

~

Figura 4.11 Sección geológica transversal construida por el método del arco. (Tomado de Badgley, 1959).

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posibilidades de ser correcta, si no está balanceada, no es correcta». Este método está basado en una premisa fundamental: en los cinturones de plegamiento muy poca materia se convierte en energía, por lo tanto la masa se conserva. Una sección balanceada es aquella en la cual la longitud de los contactos y el área de las capas mostrada en la sección, pueden ser restauradas a su condición inicial. Las secciones balanceadas cumplen las siguientes condiciones: • La longitud de las capas después de la deformación es igual a la longitud antes de la deformación. • El área de las secciones de las capas después de la deformación es igual al área antes de la deformación. • Sihay fallas presentes, el ángulo con que la falla corta las capas, permanece igual después del desplazamiento al que había antes del desplazamiento. Para probar el balanceo de una sección se requiere que la sección geológica se extienda en el terreno suficiente, más allá de los pliegues, hasta alcanzar un punto en que el desplazamiento de las capas sea mínimo. (Spencer, 2000, p. 103). 4.5 Edad del plegamiento El plegamiento es un proceso lento de acumulación de 'deformación, que ocurre en el subsuelo profundo durante largos periodos de tiempo geológico, como resultado de los esfuerzos compresivos a que son sometidas las rocas de la corteza terrestre. El final de un periodo de plegamiento, definido en términos de datación absoluta o relativa, coincide con la edad de las rocas más jóvenes de una región que han sido plegadas. La edad de las


rocas más jóvenes plegadas; se determina observando los mapas y las secciones geológicas, principalmente en los núcleos de los pliegues sinclinales. Una forma sencilla de datación relativa consiste en relacionar cronológicamente la edad del plegamiento, con el orden de formación de las diferentes unidades que afloran en un área, numeradas de más antiguo a reciente, teniendo muy en cuenta la ley de superposición y el principio de intersección de unidades litológicas. A la unidad más antigua se la asigna el número 1. Cuando existen dos periodos de plegamiento, separados en el tiempo por una discordancia angular, la edad de cada periodo de plegamiento se determina teniendo en cuenta la edad de las rocas más jóvenes plegadas durante cada ciclo tectónico. 4.6 Patrones de plegamiento Las regiones que han sido afectadas por dos o más eventos de plegamiento, se caracterizan por presentar intenso grado de deformación, debido a que al plegamiento inicial, se sobreimpuso otro plegamiento que acentuó los pliegues iniciales y plegó los planos axiales, los planos de falla y los planos ·de discordancia preexistentes. Durante un segundo periodo de plegamiento, la orientación de los esfuerzos puede variar diametralmente y generar patrones de afloramiento complejos, como los que se enseñan en la figura 4.12, que se caracteriza porque las trazas axiales de los pliegues presentan curvatura tanto en el plano horizontal como en el vertical, formando culminaciones y depresiones. La interpretación de mapas geológicos de áreas multiplegadas, requiere de mucha información de campo para entender la estructura geológica.

. I

1


o

4 Km

Figura 4.12 Tres tipos de patrones de plegamiento sobreimpuesto: (a) patrón

domo y cuenca, (b) patrón en gancho y (c) patrón en boomerang. (Tomado de Hatcher y Hooper, 1990).

4.7 Símbolos cartográficos de pliegues En los mapas geológicos se utilizan los siguientes símbolos para describir la orientación y tipo de pliegues. (Figura 4.)-3).

t

Traza axial (eje) de anticlinal

,

Traza axial (eje) de sinclinal Anticlinal

10'

t

+-

horizontal

horizontal

horizontal

con el flanco norte invertido

Sinclinal horizontal

con el flanco norte invertido

Sinclinal simétrico

con inmersión

Anticlinal

simétrico

Anticlinal

horizontal:

10ºE

con doble inmersión flanco sur mas abrupto

Figura 4.13 Símbolos cartográficos para representar pliegues.

78/ Jorge Arturo Camarqo Puerto

4.8 Ejercicios Ejercicio 4.1 Interpretar y clasificar los pliegues del mapa de la figura 4.14, a partir de su patrón de afloramiento.

Procedimiento: (1) Trazar red de drenaje del mapa (2) Trazar líneas de rumbo uniendo los puntos de intersección entre las cotas 600, 700 Y 800 Y la traza que forma ~l techo de la arenisca. (3) Aplicar la regla de la «v» en los valles para identificar los pliegues. (4) Medir la dirección de las líneas del rumbo, determinar la distancia horizontal (~S) entre dos líneas contiguas pertenecientes al tope de la arenisca y calcular los buzamientos de los diferentes flancos. (5) Numerar de más antiguo a reciente las unidades que allí afloran. (6) Clasificar los pliegues con base en el patrón de afloramiento y en el paralelismo o convergencia de las líneas de rumbo. (7) Trazar los ejes de los pliegues con los símbolos apropiados. (8) Dibujar las secciones geológicas indicadas en el mapa usando los buzamientos calculados.

t

·l

..

Manual de Geología Estruciurol / 79

A

A'

8

8'

1100-

-

-

600-r---~--~------------~

__ ~~~

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~ - 600

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-

400 -

200 -

O~--------------------------~-------------------------------L SECCiÓN

- 400 - 200 -

o 2:

8-8'

1000

1000

800

800

600

600

400

400

200

200

o o~----------------------------------------~----------------~ ¡¡ IODO 250

r::::::l ~ Shale laminar

Caliza gris,

Limolita

... -D

r=====I ~

Arcillolita


500

Arenisca Gruesa

Arenisca conglomeratica

al ejercicio 4.1.

750

m

Z

::;:,

..• 80/ Jorge Arturo Camargo Puerto

Ejercicio 4.2

Interpretar y clasificar los pliegues que afloran en el·mapa de la figura 4.15, con base en su patrón de afloramiento. Construir la columna estratigráfica del área, asumiendo que la posición de las capas es normal.

J

l

o

A'

r:-:-:l L...;.j Arenisca Gruesa

Shale laminar

Caliza gris

Arcillolita

Llmolita


200

Escala

Arenisca conglomeratica

al ejercicio 4.2.

400

600

800

1000 m

5

Descripción y clasificación de fallas

Objetivos • Describir elementos de fallas. • Clasificar fallas según la dirección del desplazamiento relativo. • Clasificar fallas según la dirección del esfuerzo principal mayor. • Determinar la edad relativa de las fallas. 5.1 Definiciones Este capítulo está dedicado al estudio y clasificación de las fallas, con base en su geometría y en la dirección del desplazamiento relativo, es decir, el desplazamiento descrito a partir de la posición actual que presentan los dos bloques de una falla. Así por ejemplo, una falla se clasifica como normal si el bloque colgante esta hundido, con respecto al bloque yacente, lo que sugiere que ha bajado, sin embargo, en términos de movimiento absoluto, es posible que ambos bloques hayan sido levantados, pero que el bloque colgante haya subido en menor proporción. En el estudio de las fallas se utiliza la siguiente terminología: Falla: fractura desplazamiento.

1

en la roca a lo largo de la cual ha ocurrido


.

/ Plano de falla: plano o superficie a lo largo del cual ha ocurrido desplazamiento. (Figura 5.1).

/

Bloque colgante: bloque que descansa por encima de un plano de falla inclinado; si el plano de falla es vertical este término no es ap icable. (Figura 5.1). Bloque yacente: bloque que yace por debajo de un plano de falla inclinado. (Figura 5.1). ~alla con desplazamiento oblicuo: 'falla cuyo desplazamiento tiene componentes en la dirección del buzamiento y en la dirección del rumbo del plano de falla. (Figura 5.1). . .

j

Desplazamiento neto: desplazamiento en la dirección misma del movimiento; se expresa como la distancia medida sobre ell2lano de fallá, entre dos puntos localizados en bloques opuestos, que antes rn adyacentes. . Desplazamiento de buzamiento: componente del des lazamienta.neto en la dirección del buzamiento de una falla; a su vez, este desplazamiento puede ser descompuesto en dos componentes: desplazamiento vertical o salto y desplazamiento horizontal o rechazo. (Figura 5.1). Salto de falla: desplazamiento vertical de una falla; equivale a la componente vertical de desplazamiento buzamiento. (Figura 5.1). Rechazo: desplazamiento horizontal de una falla; equivale a la componente horizontal del desplazamiento de buzamiento. (Figura 5.1). Desplazamiento de rumbo: componente del desplazamiento neto en la dirección del rumbo de una falla. (Figura 5.1).


Falla con desplazamiento de buzamiento: falla cuyo desplazamiento ocurre en la dirección del buzamiento del plano de falla; este tipo de falla puede ser normal o inversa. (Figura 5.1). Falla normal: falla en la cual el bloque colgante ha descendido con relación al bloque yacente; también se denomina falla gravitacional. (Figura 5.la). Falla inversa: falla en la cual el bloque colgante ha ascendido con relación al bloque yacente. (Figura 5.2b). Falla de cabalgamiento: falla inversa cuyo plano de falla presenta bajo ángulo de buzamiento. (Figura 5.2e). Plano o superficie ..-------- de fa na

Bloque colgante

Figura 5.1 Elementos de fallas. Falla de translación con desplazamiento oblicuo, donde: A=desplazamiento neto, B=desplazamiento de buzamiento, Cedesplazamiento de rumbo, Dedesplazamiento horizontal o rechazo, E=desplazamiento vertical o salto.

Falla con desplazamiento de rumbo: falla en la cual el desplazamiento ocurre en la dirección del rumbo del plano de falla; el desplazamiento puede ser dextro-latcral o siniestro lateral; también se denomina falla transcurrente o falla de desgarre. (Figura 5.2c). Falla lístrica normal: falla cuya superficie es curva, con buzamiento alto hacia superficie y bajo hacia profundidad; el bloque colgante ha descendido con relación al bloque yacente. (Figura 5.2d).

841 Jorge Arturo Camargo Puerto

Falla lístrica inversa: falla cuya superficie es curva, con buzamiento alto hacia superficie y bajo hacia profundidad; el bloque colgante ha ascendido con relación al yacente; también es llamada falla antilístrica. Falla vertical: falla con plano de falla vertical; se clasifica independientemente de la dirección del desplazamiento relativo de los bloques. Falla de translación: falla en la cual el desplazamiento de los bloques no involucra rotación, de forma que el rumbo de las capas permanece paralelo en ambos bloques de la falla. (Figura 5.2a). Falla de rotación: falla en la cual uno de los bloques ha rotado con respecto al otro. En uno de los extremos tiene comportamiento normal y en el otro inverso. (Figura 5.2f).

(d )

(f )

Figura 5.2 Diferentes tipos de fallas según su dirección de desplazamiento.

Separación: distancia medida en una dirección especifica ~ntre dos puntos de un horizonte estratigráfico de referencia, localizados en bloques opuestos, que antes de la falla eran adyacentes. Los términos 1 J


separación neta, separación de rumbo y separación de buzamiento tienen el mismo significado que los correspondientes desplazamientos. Separación normal: distancia horizontal, en dirección normal al rumbo de un horizonte estratigráfico que ha sido desplazado por una falla. (Figura 5.3a). Separación de rumbo: distancia horizontal, medida en dirección paralela al rumbo de falla, entre dos puntos localizados en bloques opuestos del mismo horizonte de referencia; la separación de rumbo puede ser dextral o siniestral. (Figura 5.3a). Separación de buzamiento: distancia medida a lo largo del plano de falla, en dirección del buzamiento, entre dos puntos que antes de la falla eran adyacentes. (Figura 5.3b). El componente más importante de la separación es la separación vertical. Separación estratigráfica: distancia medida perpendicularmente a los planos de un horizonte estratigráfico. (Figura 5.4). Separación vertical: distancia vertical medida en una sección vertical y perpendicular al rumbo del horizonte de referencia. (Figura 5.3b). Perfil A - A'

4 N

I

w

E I I

o

~II

Escala

500 m

Separación vertical

I

: I

I I I I I

-,,-----------

(a)

-

(b)

Figura 5.3 (a) Mapa ilustrando la diferencia entre separación normal horizontal

y separación de rumbo. (b) Perfil ilustrando los componentes de la separación de buzamiento. (Tomado de Rowland, 1986).


Espejo de falla: delgada película pulida y mineralizada que cubre algunos planos de falla y que con frecuencia exhibe estrías de fricción o lineamientos paralelos a la dirección del último movimiento de la falla, que son de gran utilidad en la determinación de la dirección del desplazamiento. Traza de falla: línea de intersección del plano o superficie de falla con la superficie del terreno; las trazas de, las fallas verticales son rectas en tanto las trazas de las fallas inclinadas forman patrones que permiten determinar el rumbo y el ángulo de buzamiento del plano de falla aplicando la Regla de la «V». 5.2 Determinación de la separación Como en la mayoría de los casos no es posible establecer la dirección y la magnitud del desplazamiento de una falla, a causa principalmente de la erosión del horizonte estratigráfico desplazado y la falta de exposición del plano de falla, entonces se hace necesario medir en el terreno o en los mapas y perfiles, al menos, la separación que presenta el horizonte estratigráfico o capa guía, en una dirección especifica, con respecto al plano de falla La figura 5.4 ilustra la ambigüedad que surge cuando se trata de establecer el desplazamiento real a lo largo de la falla, toda vez que la posición actual del bloque colgante pudo resultar por desplazamiento del mismo en diferente dirección: bien en dirección del buzamiento del plano de falla o bien en dirección del rumbo de la misma o bien en cualquiera de las direcciones oblicuas 1 a 4. Debido a este problema, es aconsejable medir alguno los componentes de la separación, en una dirección específica, dejando en claro, que la medición de la separación no necesariamente refleja el desplazamiento real de una falla, sino el desplazamiento aparente en la dirección elegida.


Figura 5.4 (a) Bloque diagrama que ilustra un horizonte estratigráfico inclinado al noreste y desplazado por una falla que buza al este. (b) Bloque diagrama anterior, en el cual ha sido removido el bloque colgante para visualizar la proyección del horizonte desplazado; donde: A= separación de buzamiento, B~separación de rumbo.Ce separación vertical, D= separación horizontal, E= separación estratigráfica, F= salto, G= rechazo.

En el sub suelo, es imposible medir el salto, sin embargo, a partir de datos de pozos se puede calcular, si se conoce el desplazamiento de buzamiento y el ángulo de buzamiento de la falla, mediante la siguiente ecuación: AC = AB.sin 8, (5.1) donde: AB= desplazamiento de buzamiento 8 = buzamiento del plano de falla A partir de la información litológica, obtenida en pozos verticales, es posible estimar la separación vertical de una falla, la cual es igual a la sección «perdida» o «repetida» en un pozo, según la falla sea normal o inversa respectivamente. La sección perdida o repetida se establece con base en la correlación del registro del pozo afectado por falla con un registro de un pozo adyacente, cuya secuencia está completa, es decir, no está afectado por falla. La separación vertical


también se puede calcular mediante relaciones trigonométricas, si se conoce el salto, el buzamiento de la falla y el buzamiento del horizonte desplazado. (Tearpock y Bischke, 1991,p. 203). Como se puede deducir de la figura 5.4, el salto (F) es igual a la separación vertical (C) únicamente cuando el horizonte desplazado yace en posición horizontal. 5.3 Clasificación dinámica de fallas

El esfuerzo compresivo que actúa en la superficie terrestre puede ser descompuesto en tres componentes, cada uno perpendicular a los otros dos. De conformidad con el supuesto de E. M. Anderson (1942), quién argumenta que en la interface aire-tierra no actúa ningún esfuerzo de cizalla, se concluye que uno de los tres esfuerzos principales debe ser perpendicular a la interfase, es decir, debe ser vertical, mientras que los otros deben actuar sobre un plano horizontal paralelo a la superficie terrestre. La orientación del esfuerzo principal mayor, en relación con la superficie terrestre y la relación geométrica entre planos de falla, constituyen un criterio para clasificar fallas. Las pruebas de laboratorio sobre muestras de material homogéneo, enseñan que existe una relación geométrica entre la orientación de los planos de falla y las direcciones de esfuerzo. Cuando el esfuerzo aplicado supera la resistencia máxima, la muestra falla a lo largo de una cualquiera o simultáneamente a lo largo de dos superficies de falla conjugadas, que forman un ángulo agudo en la dirección del esfuerzo principal mayor-O'lYun ángulo obtuso en la dirección del esfuerzo principal menor 0'3' De otro lado, la línea de intersección de los dos planos de falla coincide con el esfuerzo principal medio 0'2' (Figura 5.5). De acuerdo a la orientación del esfuerzo principal mayor en relación con la superficie terrestre, existen tres tipos de falla:


Figura 5.5 Relación geométrica entre planos de falla y orientación de esfuerzos.

Falla normal o tensional: el esfuerzo principal mayor es vertical; los esfuerzos medio y menor son horizontales. (Figura 5.6a). Falla inversa o compresional: el esfuerzo compresivo principal mayor es horizontal en tanto que el esfuerzo principal menor es vertical. (Figura 5.6b). Falla de rumbo ode desgarre: el esfuerzo principal mayor es horizontal y el esfuerzo principal medio es vertical. (Figura 5.6c).

(b) Falla inversa

(a) Falla normal

(c) Falla de rumbo

Figura 5.6 Clasificación de fallas de acuerdo a la orientación del esfuerzo principal

mayor

Cil.

..•


5.4 Clasificación geométrica de fallas Según la orientación de las fallas con respecto al rumbo y buzamiento de capas inclinadas o con respecto a la orientación de pliegues, se utilizan los siguientes términos para describirlas: Falla longitudinal ofalla de rumbo: falla cuya traza es paralela al rumbo de las capas o de los pliegues; esta falla no debe confundirse con la falla de desplazamiento de rumbo. Falla transversal o falla de buzamiento: falla cuya traza es perpendicular al rumbo de las capas o de los pliegues. Falla diagonal: falla cuya traza forma un ángulo agudo con el rumbo de las capas o de los pliegues. Falla de estratificación: falla cuya plano o superficie de falla es paralelo a los planos de estratificación. Cuando se describen fallas, con frecuencia se utilizan simultáneamente varios criterios de Clasificaciónpara describir una falla, tan exacto como sea posible; por ejemplo: falla normal transversal, falla inversa longitudinal, etc. 5.5 Patrones de fallas Los dos criterios fundamentales para establecer la existencia de falla en una localidad en particular son: la repetición u omisión de unidades estratigráficas y el truncamiento de estructuras. En los mapas geológicos, para aplicar el primer criterio, es

necesario numerar las unidades o litologías de un mapa, en orden de formación, de más antiguo a reciente, partiendo del conocimiento de la estructura geológica. A la unidad más antigua

Manual de Geología Estructural /

91

se le asigna el número 1. El fallamiento normal causa un patrón asimétrico del tipo 1256789 con omisión de unidades; el fallamiento inverso produce un patrón asimétrico del tipo 1212345 con repetición de unidades. En contraste, el plegamiento produce patrones simétricos: un pliegue anticlinal se distingue por una repetición del tipo 4321234 y un pliegue sinclinal por una repetición del tipo 1234321. El registro geológico de pozos verticales que cortan fallasnormales, se caracteriza por la omisión de algunas unidades de la secuencia perforada, o por lo menos, por la disminución del espesor estratigráfico de una unidad, dependiendo de la magnitud del desplazamiento de la falla. En el caso de fallas inversas, ocurre repetición de unidades, o por lo menos, aumento en el espesor de una de las unidades interceptadas. El truncamiento de estructuras, tanto en el terreno como en los mapas, es un criterio de falla miento que debe se aplicado con precaución, porque las estructuras también pueden ser truncadas por discordancias o por intrusiones de cuerpos ígneos. 5.6 Interpretación del desplazamiento

5.6.1 Fallas en capas homoclinales El desplazamiento de los bloques a lo largo de los planos de falla, se manifiesta en la discontinuidad y separación de las capas a ambos lados de la falla. La separación depende de: • Dirección del desplazamiento • Magnitud del desplazamiento • Orientación del plano de falla • Orientación de las capas falladas • Topografía del terreno


En los siguientes ejemplos, se asume que la topografía es plana y en consecuencia no influye en la separación de las capas. Resulta imposible interpretar correctamente el desplazamiento relativo de los bloques a lo largo de planos de falla que cortan capas homoclinales, con base únicamente en la información que se muestra en los mapas geológicos. El mapa de la figura 5.7 ilustra una capa de arenisca con rumbo este~oestey buzamiento 45° al norte, cortada por una falla vertical, transversal, que causa la separación normal (ss) de la arenisca. L

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Figura 5.7 Interpretación del desplazamiento de una falla vertical (a) Falla vertical

con desplazamiento dextro-lateral.

vertical. (b) Falla vertical con desplazamiento

La interpretación plasmada en el mapa (a), asume que se trata de una falla con desplazamiento vertical, a lo largo de la cual el bloque occidental fue levantado (L) y el bloque oriental fue hundido (H). El desplazamiento vertical o salto de falla, se puede calcular conociendo la separación normal (ss) y el ángulo de buzamiento de la capa guía, mediante la siguiente expresión:

v = tan 45°·ss

(5.1)

La interpretación del mapa (b), asume que se trata de una falla con desplazamiento de rumbo de tipo dextral, y en este caso la separación horizontal (ss) de la capa guía es igual al desplazamiento horizontal de la falla. Incluso se podría plantear una tercera interpretación asumiendo que el desplazamiento a lo largo del plano

•


93

de falla es oblicuo, y que por tanto el bloque occidental simultáneamente subió y se desplazó hacia el norte. Esta ambigüedad en la interpretación se puede resolver si se conoce el ángulo «rake» que usualmente forman las estrías de fricción sobre el plano de falla y que permite determinar la dirección del desplazamiento de los bloques. Las fallas con desplazamiento de rumbo, se clasifican teniendo siempre en cuenta en qué dirección ha sido desplazado el bloque opuesto al del observador; por ejemplo, en la figura 5.7b, se trata de una falla dextral, porque un observador parado en el bloque occidental, percibe que la capa de arenisca del bloque oriental fue desplazada hacia su derecha. 5.6.2 Fallas en capas plegadas Cuando los dos flancos de un pliegue son cortados por una falla, es posible interpretar correctamente la dirección del desplazamiento relativo de los bloques, a partir de la información de los mapas La figura 5.8 muestra un pliegue anticlinal en el mapa (a) y un pliegue sinclinal en el mapa (b); ambos pliegues son simétricos, rectos, horizontales, con plano axial vertical en dirección este-oeste y están cortados por fallas verticales., transversales. A partir de la información de los mapas se puede concluir: • En ambos mapas el desplazamiento neto a lo largo de la falla es vertical, basados en el hecho que la traza axial de los pliegues no sufre separación y además que las separaciones (SSl Y ss.) de los flancos son iguales pero de dirección opuesta con respecto a la traza axial de cada pliegue. • El bloque occidental del anticlinal del mapa (a) se levantó, hecho que explica por qué los flancos en este bloque aparecen más lejos uno de otro.

941 Jorge Arturo Camargo Puerto

• El bloque occidental del sinclinal del mapa (b) se levantó, lo que explica por qué los flancos en este bloque aparecen más 'cerca uno de otro. 45 ----1...-

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(a) Figura 5.8 Capas plegadas

y falladas. (a) anticlinal simétrico (b) sinclinal simétrico.

La figura 5.9 ilustra en el mapa (a) un pliegue anticlinal cortado por una falla vertical, diagonal, de rumbo siniestral y en el mapa (b) un pliegue sinclinal cortado por una falla vertical, diagonal, de rumbo dextral; ambos pliegues son asimétricos y horizontales. En ambos mapas se puede deducir que las fallas tienen desplazamiento en la dirección del rumbo, porque las distancias entre flancos a lado y lado de las fallas son iguales. Es importante observar que en ambos pliegues las separaciones (SS1 y SS2) en cada flanco son iguales, por tanto, se concluye que la magnitud, para fallas con desplazamiento de rumbo, no depende del ángulo de buzamiento de los flancos.

55, =552

55, =552

(a)

(b)

Figura 5.9 Capas plegadas y falladas. (a) anticlinal asimétrico

(b) sinclinal asimétrico.


La figura 5.10muestra el mapa de un pliegue anticlinal, horizontal, con plano axial inclinado 70°al norte, cortado por una falla vertical, transversal.

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Figura 5.10 Anticlinal asirnétrico cortado por falla vertical con desplazamiento

vertical.

A partir de la información del mapa se puede llegar a las siguientes conclusiones: • La separación del flanco norte, que buza 70° al norte, y la de la traza del plano axial, que buza 70°al sur, son iguales pero de sentido opuesto. • La separación del flanco sur es mayor que la del flanco. norte, debido a su menor buzamiento, pero la dirección de la separación es hacia el sur, al igual que la del plano axial que también buza al sur. La figura 5.11 muestra dos mapas con pliegues sinclinales, simétricos, con ejes buzantes hacia el oeste, cortados por fallas verticales, transversales; en ambos casos se ha asignado 1 a la unidad más antigua. A partir de la información de los mapas de la figura anterior se puede hacer las siguientes observaciones:

96/ Jorge

Arturo

Camargo Puerto

Figura 5.11 Pliegues sinclinales simétricos, buzantes al oeste y cortados por fallas verticales.

• En ambos casos se trata de fallas con desplazamiento vertical, a juzgar por el hecho de que las trazas axiales no son desplazadas. • En el mapa de la figura 5.11a el bloque oriental bajó con relación al bloque occidental y en la figura 5.11b el bloque oriental subió con relación al bloque occidental. De conformidad con lo anterior, se puede deducir una regla sencilla para determinar el movimiento relativo de los bloques, a lo largo de las fallas con desplazamiento predominantemente vertical: «si a consecuencia de la separación de contactos geológicos, en un punto cualquiera a lo largo de una falla, se enfrentan rocas de diferente edad, el bloque levantado es aquel donde afloran las rocas más antiguas». La anterior regla puede ser aplicada para fallas normales e inversas, con cualquier ángulo de buzamiento a condición de que se comparen las edades en dos puntos adyacentes localizados en bloques diferentes. Se enfatiza que esta regla no es aplicable a fallas en secuencias homoclinales con desplazamiento predominantemente de rumbo, ni a fallas en capas verticales. 5.7 Edad del fallamiento La edad de las fallas se determina estableciendo la edad de las rocas más jóvenes cortadas por estas: las fallas son más jóvenes que las rocas que cortan.

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97

La vida de las fallas puede ser corta o larga; algunas fallas se forman durante un sismo fuerte y alcanzan unos cuantos metros de desplazamiento y después quedan inactivas, es decir, se fosilizan. Otras fallas, por el contrario, presentan actividad durante intervalo de tiempo geológico muy largo, durante el cual ocurren pequeños desplazamientos que se acumulan hasta alcanzar varios ki16metros. También existen fallas que después de un prolongado periodo de inactividad o fosilización, pueden reactivarse y acumular mayor desplazamiento en la misma u otra dirección. 5.8 Sistemas de fallas

Las fallas son producidas por esfuerzos regionales que condicionan la formación de sistemas o grupos de fallas más o menos paralelas en una región. 5.8.1 Fallas normales La manifestación más espectacular de fallas normales o de gravedad es la formación de extensas fosas tectónicas submarinas, llamadas dorsales meso-oceánicas, generadas por extensión de la corteza terrestre. En los continentes existen extensos valles, limitados por sistemas de fallas normales, escalonadas, a lo largo de las cuales, se alinean bloques o fajas de bloques levantados llamados pilares y bloques hundidos llamados fosas. (Figura 5.12).

Figura 5.12 Bloques fallados formando una fosa y dos pilares.


5.8.2 Fallas de cabalgamiento El límite entre los cinturones orogénicos y las zonas estables, por ejemplo el piedemonte llanero en Colombia, está marcado por fallas de empuje, a lo largo de las cuales el bloque orogénico cabalga hacia la zona de antepaís, poco deformada. El cabalgamiento puede desarrollarse a lo largo de varios planos de falla, dispuestos de manera imbricada, asociados a pliegues volcados. En superficie los planos de falla tienen alto buzamiento y a profundidad convergen en un plano sub-horizontal. (Figura 5.13). YACIMIENTO PAINTER

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Figura 5.13 Fallas de cabalgamiento en el yacimiento Painter, Wyoming (E.E.D.D.). (Tomado de Link, 1987).

Se conoce de grandes masas de roca que han cabalgado distancias hasta de 50 km, que se denominan de mantos de cabalgamiento o nappes.


5.8.3 Fallas de transformación En el límite de dos placas, que se deslizan una a lo largo de la otra, existen grandes fallas de transformación, que han acumulado cientos de kilómetros de desplazamiento. La falla de San Andrés, por ejemplo, tiene 1200 km de longitud y ha acumulado 500 km de desplazamiento, desde cuando comenzó su actividad en el Jurásico. 5.9 Factores que influyen en la deformación de las rocas Las pruebas de laboratorio para medir la resistencia de los diferentes tipos de roca al esfuerzo, muestran que las rocas ofrecen mucha mayor resistencia a la compresión que a la tensión. Los datos experimentales, realizados a condiciones normales de temperatura y presión, sólo ofrecen interés al ingeniero civil o al geotecnista. La figura 5.14ilustra esquemáticamente algunas curvas típicas de esfuerzo-deformación obtenidas en condiciones normales. La curva (a) es representativa de un material que inicialmente admite deformación elástica y luego deformación plástica antes de llegar a la ruptura; la curva (b) es representativa de un material frágil y la curva (c) ilustra el comportamiento de un mate~ial dúctil. Las curvas (d), (e) y (f) son típicas para arcilla mojada, arenisca y granito respectivamente.

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para diferentes materiales.

100/


El geólogo estructural estudia el proceso esfuerzo-deformación a las profundidades de enterramiento, entre 5-20km, a las que ocurre este proceso en la corteza, y en consecuencia, tiene en cuenta el efecto de la presión de confinamiento, la temperatura, la presencia de fluidos intersticiales y el efecto del factor tiempo geológico. 5.9.1 Efecto de la presión de confinamiento Las rocas, que en condiciones superficiales (a T y P normales) se comportan de manera frágil, bajo altas presiones de confinamiento, se deforman de manera plástica e incluso llegan a fluir, lo que significa que se vuelven dúctiles, y que de un lado, crece su resistencia máxima a la compresión, pero de otro lado, aumenta su capacidad de deformarse plásticamente sin llegar a la ruptura. (Figura 5.15a). 5.9.2 Efecto de la temperatura El incremento de la temperatura acompañado del incremento de la presión de confinamiento, disminuye la resistencia de las rocas a la compresión, es decir, que a grandes profundidades (10-20km), bajo altas presiones de confinamiento y altas temperaturas, las rocas se deforman de manera dúctil, lo que significa que se requiere menor esfuerzo que en condiciones normales para causar deformación plástica. (Figura 5.15b). 5.9.3 Efecto de la presencia de fluiqos La presencia de soluciones en los intersticios de las rocas, bajo condiciones de temperatura y presión constantes, disminuye la resistencia de las rocas, baja el límite de elasticidad y además aumenta la velocidad de deformación, en comparación con el estado seco. El incremento de temperatura, en presencia de fluidos intersticiales, disminuye de manera más drástica la resistencia de

Manual de Geología Estructural/rol

las rocas. (Figura 5.15c). Las arcillas en estado seco son frágiles, pero en función de la cantidad de agua que contengan, pueden deformarse de manera plástica o incluso fluir como un líquido. 25ºC

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Figura 5.15 Factores que influyen en la deformación de las rocas: (a) efecto de la

presión de confinamiento (b) efecto del incremento de temperatura y (c) efecto de la presencia de fluidos.

5.9.4 Efecto del tiempo geológico El tiempo es un factor importante en la deformación de las rocas, pero es muy difícil de simular en las pruebas de laboratorio. El esfuerzo necesario para causar falla por ruptura en una roca, es menor cuando la carga se aplica lentamente que cuando se aplica rápidamente. De otro lado,la cantidad de deformación plástica causada antes de llegar a la ruptura, es menor cuando el esfuerzo se aplica lentamente. Se ha observado que esfuerzos pequeños, por debajo del límite de elasticidad, producen deformación plástica permanente, cuando el esfuerzo actúa durante largos periodos de tiempo. Las anteriores consideraciones permiten entender por qué las rocas en general, en condiciones superficiales se comportan como un sólido y se fracturan bajo esfuerzo, antes que admitir siquiera ser levemente plegadas; en cambio, a grandes profundidades las rocas se pliegan lentamente, e incluso fluyen como un líquido, sin llegar a la ruptura, como se puede deducir por las estructuras de flujo, características de algunas rocas de alto grado de metamorfismo regional, como

IO:4 /


mármoles, migmatitas y gneises, rocas éstas que son el resultado de deformación de rocas pre-existentes en el sub suelo profundo, que después han aflorado a superficie. 5.10 Símbolos cartográficos de fallas En los mapas geológicos se utilizan diferentes símbolos cartográficos para representar los diversos tipos de fallas. El grado de certidumbre en el reconocimiento de las fallas en el terreno, se manifiesta en los mapas y perfiles geológicos con diferente tipo de línea: línea continua, línea a trazas y línea punteada, según se trate de fallas observadas, fallas inferidas o fallas cubiertas por sedimentos recientes respectivamente. (Figura 5.16). Contacto geológico

observado

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Figura 5.16 Símbolos cartográficos de fallas.

5.11 Ejercicios Ejercicio 5.1 En la figura 5.17, el plano de la falla F, que corta la capa de caliza que aflora en las estaciones A,By C, contiene una rica mineralización


103

de Pb YZn. En las estaciones A y e se conoce su rumbo pero en la estación B no se tomo ninguna medición. 1. Determinar el rumbo y buzamiento de la falla y dibujar su traza. 2. Determinar el rumbo y buzamiento de la caliza y dibujar su traza. 3. Determinar el salto de la falla 5. Determinar a qué profundidad se encontraría la zona mineralizada en el pozo P-1, cuya cota es de 1250m.s.n.m . ./"

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Ejercicio 5.2 En el área del mapa geológico de la figura 5.18 han ocurrido al menos 8 eventos geológicos de importancia. Asumir que el basalto es un cuerpo intrusivo concordante (muro). 1. Construir la columna estratigráfica del área. 2. Enumerar de más antiguo a reciente 'los eventos geológicos ocurridos. 3. Datar y clasificar las fallas según el desplazamiento relativo. 4. Clasificar los pliegues y trazar sus ejes. 5. Medir los componentes de la separación de las fallas.

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Figura 5.18 Mapa geológico correspondiente al ejercicio 5.2. (Tornado de Bradshaw y [arman, 1978). "


105

Ejercicio 5.3

La figura 5.19 muestra un mapa geológico de un área plegada y fallada. La falla F1 buza con 45°SE y la falla F2 buza con 60oSW. 1. Construir la sección geológica A-A' y dibujar las trazas axiales de los pliegues. 2. Numerar las capas de más antiguo a reciente en el mapa y en la sección transversal. / 3. Clasificar las fallas con base en el desplazamiento relativo de los bloques. Asumir que solo ocurrió desplazamiento en la dirección del rumbo. . 4. Ubicar el mejor sitio para perforar un pozo con el objetivo de extraer agua subterránea de los conglomerados.

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Ejercicio 5.4

1. Identificar los pliegues y dibujar sus trazas axiales en el mapa de la figura 5.20. 2. Enumerar de más antiguo a reciente los eventos geológicos ocurridos. 3. Clasificar las discordancias existentes. 4. Clasificar la falla según su desplazamiento relativo y su periodo de actividad. 5. Construir la sección geológica A-A'. A

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al ejercicio 5.4. (Tomado de


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Ejercicio 5.5 1. Determinar el salto de la falla transversal mostrada en el"mapa de la figura 5.21. 2. Determinar el rumbo y buzamiento de la arenisca y de la falla. 3. Construir los tres perfiles geológicos señalados en el mapa. 4. Medir los componentes de la separación.

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Figura 5.21 Mapa y perfiles topográficos para el ejercicio 5.5. (Tomado de Simpson, 1963).


Ejercicio 5.6 1. Identificar y trazar los ejesde los pliegues en el mapa de la figura 5.22. 2. Enumerar de más antiguo a reciente las unidades que afloran en el área. Asumir que el grupo volcánico es una unidad concordante. 3. Construir el corte A-A'. 4. Clasificar la falla y los pliegues. 5. Localizar en el mapa una o dos perforaciones para extraer agua subterránea, teniendo en cuenta que la caliza es un excelente acuífero.

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r-

x

o

500

1000

Escala

m x

x

Granito

(m aureola)

Caliza

Dolomita

Caliza porosa

r~1 Roca volcánica

Lodolita

Shale

Arenisca

Figura 5.22 Mapa geológico para el ejercicio 5.6. (Tomado de Blyth, 1985).

6 Discordancias estratigráficas

Objetivos • Reconocer los diferentes tipos de discordancias estratigráficas. • Interpretar el significado y la importancia de las discordancias. • Determinar la edad de las discordancias. 6.1 Introducción Aunque existen áreas extensas de la corteza terrestre que exhiben secuencias de gran espesor de estratos, lo que significa que durante largos periodos de tiempo geológico hubo deposítación continua, sin embargo, lo más frecuente es encontrar regiones en donde las secuencias estrati ráficas, ue e: esentan el registro de la historia de la depositación, están incompletas debido a la existencia de una o varIasa"lscareJ..a-fl:e-ias,que no son otra cosa que prolongados periodos de tiempo durante los cuales hubo interrupción en la depositación, acompañada de remoción por erosión de las rocas previamente formadas. Las discordancias se manifiestan físicamente por un plano o superficie de erosión o de no depositación.

--

II2 /


6.2 Terminología Plano de discordancia: superficie de erosión o de no depositación generalmente reconocible por la presencia de un conglomerado basal y / o de un hiato en la secuencia estratigráfica de una región. Inconformidad: superficie que pone en contacto rocas sedimentarias que cubren a rocas ígneas o metamórficas más antiguas. (Figura 6.1a).

(a)

(b)

(c)

Figura 6.1 Tipos de discordancias: (a) inconformidad, (b) discordancia angular

y (e) discordancia paralela.

Discordancia angular: superficie que pone en contacto rocas sedimentarias jóvenes con rocas sedimentarias más antiguas, que previamente han sido plegadas y erosionadas. (Figura 6.1b). Discordancia paralela: superficie que pone en contacto rocas sedimentarias jóvenes que yacen paralelas sobre capas de rocas sedimentarías más antiguas. (Figura 6.1c). 6.3 Patrones de afloramientos de discordancias Las discordancias angulares son fácilmente reconocibles en las fotografías aéreas y en los mapas geológicos, porque forman un patrón de afloramiento que se caracteriza porque las capas por encima y por debajo del plano de discordancia difieren en rumbo y


IIJ

. buzamiento y además, porque las capas más jóvenes son paralelas al contacto discordante y poseen menores buzamientos que las capas por debajo de la discordancia. (Figura 6.2).

Figura 6.2 Patrón de afloramiento de una discordancia

angular. (Tomado de

ITe, Delft, 1982). ,

En el bloque diagrama de la figura superior, se aprecia que las capas más antiguas han sido plegadas (pliegues buzantes), erosionadas y posteriormente cubiertas por una secuencia de capas más jóvenes en posición horizontal. En el mapa se observa que los contactos de las estructuras antiguas (pliegues) terminan abruptamente contra el patrón de afloramiento de las capas horizontales más jóvenes. También se observa que la primera capa horizontal, en diferentes localidades del mapa, queda en contacto discordante con diferentes capas de la secuencia pre-discordancia. Este patrón también podría ser interpretado como resultado de una falla. Sin embargo, cuando el rumbo de las capas más jóvenes es paralelo al contacto discordante, se excluye la posibilidad de falla.

II4 / Jorge

Arturo Camargo Puerto

En las fotos aéreas y en los mapas geológicos las discordancias paralelas no muestran un patrón característico, que permita diferenciarlas de los planos de estratificación ordinarios porque en ambos· casos las capas por debajo y por encima del plano de discordancia tienen el mismo rumbo y buzamiento y por lo tanto solamente pueden ser reconocidas mediante trabajo de campo. Por último, las inconformidades son fácilmente identificables en las fotos aéreas y en los mapas porque ponen en contacto rocas estratificadas con rocas cristalinas, pero pueden ser confundidas con contactos intrusivos o contactos fallados, hecho que requiere de trabajo de campo para verificar la naturaleza del contacto geológico. Las superficies de discordancias extensas y planas generalmente corresponden a antiguas superficiesde erosiónmarina, mientras que las superficiesaltamenteirregulares,sontípicamenteresultadode condiciones no marinas de erosióny depositación.(Butlery Bell,1988,p.llO). Las discordancias paralelas, también llamadas disconformidades, generalmente poseen superficies irregulares, pero cuando la superficie de contacto es plana, se denominan paraconformidades (Spencer, 2000, p.91). Las discordancias paralelas, sólo pueden ser identificadas en campo, por un hiato o ausencia de una o varias unidades de roca del registro estratigráfico de un área, las cuales están presentes en áreas vecinas. Cuando la interrupción en la depositación no ha sido muy prolongada o bien cuando la erosión no ha sido muy intensa, las discordancias paralelas se identifican por la pérdida de espesor o el acuñamiento de la unidad de roca inmediatamente inferior a la superficie de discordancia. 6.4 Interpretación y datación de discordancias Las discordancias son evidencias de cambios profundos en el ambiente geológico, que definen el final de un ciclo y el inicio de otro ciclo de eventos en la historia evolutiva de una región.


II5

Las discordancias del tipo inconformidad, evidencian que una extensa área ha sido levantada a consecuencia de un ciclo orogénico que puede ser acompañado de magmatismo, metamorfismo y fallamiento; después el área ha sido sometida a intensa erosión que puede llegar hasta reducir toda una cadena orogénica y luego el área ha sido sujeta a subsidencia que produce como resultado el inicio de un nuevo ciclo de depositación en ambiente continental o marino y que finaliza con la época de erosión actual. (Figura 6.1a). Las discordancias angulares resultan de intensas deformaciones compresionales de las rocas corticales, que ocurren en la periferia de las cadenas orogénicas e indican que ha terminado un primer ciclo constituido por los siguientes eventos citados en orden de más antiguo a reciente: subsidencia, depositación, levantamiento, basculamiento o plegamiento, fallamiento y erosión: al término del periodo de erosión ocurre un segundo ciclo de depositación que puede finalizar en levantamiento y erosión actual o incluir además una segunda época de plegamiento que afecte a toda el área, dando como resultado que las rocas sedimentarias del primer ciclo presenten mayor intensidad de plegamiento que las rocas sedimentarias del segundo ciclo o piso tectónico. (Figura 6.1b). Las discordancias paralelas resultan en áreas afectadas únicamente por movimientos verticales epirogénicos de la corteza, como ocurre en algunas cuencas sedimentarias sometidas a subsidencia intermitente con periodos de estabilidad o incluso de levantamiento temporal. Estas discordancias evidencian un esquema evolutivo comparativamente sencillo: subsidencia, depositación, levantamiento, erosión y nueva depositación. (Figura 6.1c). La edad relativa de las discordancias se establece teniendo en cuenta la edad de las rocas a lo largo de los contactos discordantes en toda el área de estudio; la edad se define por la edad del último evento que afectó las rocas del primer ciclo y por la edad del primer

c.

e,

ü..I

r II6 /


evento que ocurrió en el segundo ciclo, es decir, que la edad queda determinada por la duración del intervalo de tiempo en que se interrumpió la depositación de la secuencia estratigráfica de una región determinada. (Figura 6.3). En las cuencas sedimentarias los planos de discordancias actúan como vías de alta permeabilidad, a lo largo de las cuales los hidrocarburos generados en las zonas profundas de las cuencas, migran hacia superficie, donde forman rezumaderos, Estos indicios superficiales gozan de alto valor exploratorio porque pueden conducir al hallazgo de trampas de tipo estratigráfico asociadas a las discordancias.

j

~ I

~

l

6.5 Ejercicios

~ l

Ejercicio 6.1

1. Enumerar de más antiguo a reciente los eventos geológicos ocurridos en el área ilustrada por el bloque diagrama de la figura 6.3. 2. Clasificar y datar la discordancia H-H'.

, Figura 6.3 Bloque diagrama correspondiente

1984).

al ejercicio 6.1. (Tomado de Visher,

Manual de Geología Estructural / Ir7

Ejercicio 6.2 1. Enumerar de más antiguo a reciente los eventos geológicos ocurridos en el área del mapa de la figura 6.4. 2. Clasificar las discordancias existentes y construir la columna estratigráfica del área. 3. Trazar rumbos y buzamientos en la secuencia anterior a la discordancia y en la secuencia posterior a la misma. 4. Trazar ejes de pliegues en la secuencia inferior (si existe alguno). 5. Construir dos secciones estructurales en dirección norte-sur para ilustrar la estructura geológica.

, I

••

I

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-_ .•. - --~ -_ .. ----------

Escala

Figura 6.4 Mapa geológico correspondiente y [arman, 1978).

al ejercicio 6.2. (Tomado

de Bradshaw

-.

I

...

7 Proyección estereográfica

Objetivos • Proyectar líneas y planos mediante la proyección estereográfica. ~Solucionar con la proyección estereográfica problemas de geología estructural que involucren relaciones angulares entre planos y líneas. 7.1 Introducción La proyección estereográfica, es una técnica de mucha utilidad que permite solucionar fácil y rápidamente problemas estructurales, que involucren relaciones angulares entre planos y líneas, los cuales se proyectan sobre una red conocida como red de Lambert-Schmidt .o red equiareaL La red equiareal tiene líneas norte-sur, análogas a los meridianos, llamados círculos máximos y líneas este-oeste análogas a los paralelos denominados círculos menores; el perímetro de la red es llamado círculo primitivo. (Figura 7.1).·

120/

Jorge Arturo Camargo Puerto lO

Figura 7.1 Red dé Lambert - Schmidt o red de igual área.

Para entender cómo se proyectan las líneas y los planos, es necesario imaginar que la red de Lambert - Schmidt está inscrita en la superficie interior de un hemisferio hueco, que se ve desde arriba, como lo indica la figura 7.2, la cual muestra un plano N-S que buza 50°E.La línea de intersección de este plano inclinado, con la superficie del hemisferio inferior, es un semicírculo cuya proyección estereográfica se muestra en el plano horizontal, que es el plano de proyección de la red. (Fig. 7.2b). De lo anterior se deduce que los círculos máximos resultan de la proyección de planos de rumbo N-S y de buzamiento variable hacia el este o hacia el oeste. La proyección de un plano horizontal coincide con el círculo primitivo y la proyección de un plano vertical es una línea recta que pasa por el centro de la red.


(a)

121

(b)

Figura 7.2 Fundamento de la proyección estereográfica de un plano inclinado. (a) Proyección esférica, (b) Proyección estereográfica. (Tomado de Hobbs, Means y Williams, 1981).

La figura 7.3a muestra la proyección estereográfica de varios planos con rumbo N-S y buzamiento s de 10°,30°,50°, 70° al este y 10°, 30°,. 50, 70° al oeste y la proyección de un plano con rumbo N-S y buzamiento vertical. La figura 7.3b ilustra la proyección de los siguientes tres planos, de diferente rumbo y buzamiento: • N46°E/24°SE, • N500W/45°SW, • N700E/300NW Norte

N N70ºE/302NW

N4S2E/24ºSE

(a)

(b)

Figura 7.3 (a) Proyección estereográfica de planos con rumbo norte-sur y buzamiento al este y al oeste con distintos ángulos indicados (b) Proyecciones estereográficas de tres planos de diferente orientación,

122/ Jorge


7.2 Proyección de planos

Para proyectar sobre la red estereográfica el plano con dirección de rumbo N45°E y buzamiento de 600SE, se siguen los siguientes pasos: (1) Colocar un papel calco sobre la red y fijar el conjunto con un pin o «chinche» para permitir que le calco rote sobre la red.

.J

(2) Trazar sobre el calco el círculo primitivo y marcar la dirección norte de la red (3) Marcar la dirección del rumbo N45°E y del contra-rumbo S45°W. (Figura 7.4a). (4) Rotar el calco hasta que las marcas N45°E y S45°W coincidan con la dirección norte-sur de la red estereográfica y unir estas dos marcas con línea recta a trazas, que pase por el centro de la red y obtener así el rumbo del plano. (Figura 7.4b ). (5) Medir 60° desde el círculo primitivo hacia el centro de la red, a la largo de la línea este-oeste y marcar este punto. (Figura 7.4b). (6) Trazar el círculo máximo que pase por el punto anterior y que una los dos 'extremos de la línea de rumbo del plano. (Figura 7.4b). , (7) Rotar el calco a su posición inicial y bautizar la proyección estereográfica obtenida como plano N45°E/600SE. (Figura 7.4c).

I

...•


IZ3

N

, ,, , , ,, , ,

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(a)

N

N452E/60SE

Rumbo

del plano

(e)

Figura 7.4 Proyección del plano N45°E/60oSE. (a) medición del rumbo N45°E, (b) rotación del papel calco hasta que el rumbo coincida con el norte de la red y trazado del círculo máximo que representa el plano (c) rotación del calco a su posición original.

7.3 Proyección de líneas

Una línea inclinada que pasa por el centro de una esfera, intercepta la superficie del hemisferio inferior en un punto, lo que significa, que e~ la proyección estereográfica,la representación de una línea es un punto. Los pasos a seguir para proyectar en la red estereográfica una línea, se describen a continuación, tomando como ejemplo una línea de rumbo S45°W con 40° de inmersión:

124 / Jorge Arturo

Camargo Puerto

N

(b)

(a)

Figura 7.5 Representación de una línea con inmersión S45°W/ 40°. (a) vista en perspectiva (b) proyección estereográfica.

(1) Trazar sobre el calco el círculo primitivo y marcar la dirección norte de la red; después marca! la dirección de rumbo S45°W. (2) Rotar el calco (en cualquier dirección da lo mismo) hasta que la marca S45°Wcoincida con la dirección este-oeste de la red. (3) Medir 40° desde el círculo primitivo, hacia el centro de la red, sobre el eje este-oeste y marcar este punto con la letra P. (4) Rotar el calco a su posición original y observar-el punto P que representa a la línea S45°W/

4bo

7.4 Representación de un plano mediante su polo La proyección y la proyección representar un dimensiones la

estereográfica de un plano sobre la red es una línea de una línea es un punto; sin embargo, es posible plano mediante un punto, lo que reduce en dos representación de planos. Lo anterior se consigue


125

proyectando el polo del plano en lugar del plano mismo, porque el polo de un plano, es la línea perpendicular al plano y como se vio en el numeral anterior, la representación estereográfica de una línea es un punto. La representación de un plano mediante su polo se ilustra mediante el siguiente ejemplo: proyectar el polo que representa al plano N45°E/600NW. (1) Trazar sobre el calco el círculo primitivo y marcar el norte de la red, el rumbo N45°E y el correspondiente contra-rumbo S45°W. (2) Rotar el calco hasta hacer coincidir la dirección N45°E con el eje norte-sur de la red y trazar el rumbo del plano con línea a trazas; luego medir 60° desde el círculo primitivo hacia el centro, en la dirección este-oeste, perpendicular al rumbo del plano, dibujar el círculo máximo que corresponde al buzamiento del plano 60°. (3) Encontrar el punto en que el anterior círculo máximo corta el eje este-oeste de la red y contar 90°, en sentido opuesto al del buzamiento del plano y marcar allí el polo P del plano. (4) Sin rotar el calco, medir a-lo largo del eje este-oeste el ángulo entre el punto P y el círculo primitivo, en este caso 30°, que es la inmersión del polo. (5) Rotar el calco a su posición inicial y leer la orientación S45°E, que es la dirección de la línea normal al plano representado. (Figura 7.6). Como se observa en la figura 7.6, el polo del plano N45°E que buza con 600NW, es la línea que tiene inmersión S45°E/30°, es decir, que la inmersión del polo es igual al complemento del buzamiento del plano; de otro lado, como el polo de un plano es la línea


perpendicular al mismo plano, la dirección del polo es opuesta a la dirección del plano y su proyección P se localiza a una distancia de 90° del circulo máximo que representa al plano inclinado. La posibilidad de representar un plano mediante su polo, permite proyectar en una sola gráfica muchos planos inclinados y visualizar las tendencias predominantes de su distribución espacial, por ejemplo, para ver la orientación de los sistemas de diaclasas que afectan las rocas de una cantera o de un campo petrolero. N

/

Polo de la línea S452E /302

Figura 7.6 Representación estereográfica del plano N45°E/60oNW'mediante

su

polo.

7.5 Determinación de la línea de intersección de dos planos Este problema es muy frecuente en geología estructural y es muy fácil de resolver, usando la proyección estereográfica. Por ejemplo: determinar con la ayuda de la proyección estereográfica la línea de intersección de los planos N400W/600SW y N600E/500SE. (1) Trazar sobre el calco y bautizar los dos círculos máximos que representan a dichos planos; si los planos se interceptan en el espacio, sus círculos máximos también se cortan.


127

(2) Rotar el calco (en cualquier dirección) hasta que el punto en que se cortan los dos círculos máximos caiga sobre el eje este-oeste de la red. (3) Contar el número de grados sobre el eje este-oeste que hay entre el circulo primitivo y el punto de intersección de los planos; este ángulo corresponde a la inmersión de la línea buscada. (4) Rotar el calco a su posición original y leer sobre el círculo primitivo la orientación de la línea de intersección buscada. En este caso la línea buscada tiene inmersión hacia el sur franco con 50° grados. (Figura 7.7). N

Figura 7.7 Determinación de la línea de intersección de los planos inclinados que se cortan.

( 7.6 Determinación del ángulo entre dos líneas Dos líneas que se cortan definen un plano y en su proyección estereográfica, el ángulo que forman entre sí, se mide a lo largo del círculo máximo que representa al plano definido por las líneas. Por ejemplo, determinar el ángulo entre las líneas N400E/60° y S55°E/ 50°. La solución de este problema se ilustra en la figura 7.8.

I28 / Jorge


20ºW /62ºNE

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1«-'" \ \

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Figura 7.8 Medición del ángulo entre dos líneas contenidas en un mismo plano.

(1) Trazar sobre el calco el círculo primitivo y marcar el norte. (2) Trazar los rumbos de las líneas N400E/60° y S55°E/50°. . (3) Marcar los dos puntos que representan las líneas anteriores. Para esto, rotar el calco hasta hacer coincidir la primera línea con el . eje este-oeste y medir sobre ella, desde el círculo primitivo hacia el centro, el ángulo de inmersión 60°;repetir el mismo procedimiento para la segunda línea y medir el ángulo de inmersión 50°. (4) Rotar el calco y trazar el círculo máximo que contiene a estos dos puntos y que representa al plano N200W/ 62°NE. (5) Leer a lo largo del círculo máximo el ángulo diedro formado entre las dos líneas, que en este caso es igual a 49°. 7.7 Determinación del buzamiento real conociendo el rumbo del plano y un buzamiento aparente Si de una falla se conoce que tiene rumbo N400Ey además que en la sección vertical N800Esu buzamiento aparente es de 27°,entonces se puede determinar su buzamiento real.

,


129

(1) Trazar sobre el calco el rumbo N400E y su contra-rumbo S40aW y luego trazar el rumbo del plano de falla. (2) Marcar sobre el círculo primitivo la dirección del buzamiento aparente N80°E. (3) Rotar el calco hasta llevar la dirección N800E al eje este-oeste de la red. Contar desde el círculo primitivo hacia el centro de la red 27°y marcar un punto que representa el ángulo del buzamiento aparente. (4) Unir los tres puntos que yacen sobre el plano de falla: el buzamiento aparente y los dos puntos extremos de la línea de rumbo. Con este fin, se gira el calco hasta que el rumbo del plano coincida con el eje norte-sur de la red y luego se traza el círculo máximo que pasa por estos tres puntos. (5) Antes de rotar el calco a su ¡posición inicial, medir el ángulo de buzamiento real del plano de falla en dirección perpendicular a su rumbo; en este caso se obtiene 38° de buzamiento. (6) Rotar el calco a su posición original y observar que el rumbo buscado es N400E y el buzamiento real es 38°SE. (Figura 7.9). N

Rumbo del plano N40ºE r/ / / / / / / / /

,272

_ÑSOqE.

Buzamiento aparente

/ / -/ / / / / / / / / / /

Figura 7.9 Determinación del buzamiento real conociendo el rumbo de un plano y un buzamiento aparente del mismo.

130/


7.8 Determinación del rumbo y del buzamiento real conociendo dos buzamientos aparentes Si de un plano se conocen dos buzamiento s aparentes N700W/ 32°SW y S100W/43°SW, se puede determinar su rumbo y su buzamiento real, siguiendo los siguientes pasos: (1) Trazar sobre el calco los dos puntos que representan los dos buzamientos aparentes, como se hizo en el numeral anterior. (2) Rotar el calco (en cualquier dirección) hasta que ambos puntos caigan sobre un mismo círculo máximo de la red; trazar este círculo máximo el cual representa el buzamiento real del plano. (3) Unir los puntos extremos del circulo máximo con línea a trazas para obtener el rumbo buscado del plano N40oW. (4) Rotar el calco hasta alinear el rumbo del plano con la dirección norte -sur de la red y leer el ángulo de buzamiento real sobre la dirección este-oeste· de la red; en este caso el buzamiento real obtenido es de 50oSW.(Figura 7.10). N

Buzamiento aparente

Rumbo del plano N402W

Figura 7.10 Determinación del rumbo y el buzamiento real. de un plano conociendo dos buzamientos aparentes del mismo.

,


131

7.9 Determinación de la orientación de capas sometidas a doble basculamiento Este problema es de frecuente ocurrencia en geología estructural, cuando se trata de establecer en el estudio de discordancias angulares, la orientación original que tenían las capas de la secuencia más antigua, antes de que fueran deformadas por segunda vez, cuando se bascularon simultáneamente con las capas de la secuencia más joven, que yace por encima del plano de discordancia. En la exploración de hidrocarburos, cuando se sospecha que la migración y entrampamiento de hidrocarburos ocurrió antes de una segundo evento de basculamiento, se busca restaurar la posición original de las trampas, para verificar que ya poseían cierre, y que por lo tanto podían entrampar hidrocarburos, antes del segundo basculamiento. El procedimiento se ilustra con una discordancia angular, formada por dos secuencias homoclinales: A, la más antigua, buza con N700W/ 600SWYB,la más joven, buza con N400E/300SE.Determinar la orientación de la secuencia A antes de que fuera basculada la secuencia B. \

(1) Marcar sobre el calco los planos y correspondientes polos que representan las secuencias A y B. (Figura 7.11a). ' (2) Restablecer la posición horizontal, original de la secuencia superior, llevando el polo B hacia la posición B' en el centro de la red; esta nueva posición B' corresponde al pulo de un plano horizontal. (3) Rotar el calco hasta que los polos B Y B' queden sobre el eje este-oeste de la red y medir el ángulo entre estos puntos; en este caso el ángulo implica un rotación de 30° y por lo tanto el polo A también debe ser rotado 30°a lo largo del circulo menor, en el mismo sentido en que se rotó el polo B, hasta su nueva posición A'. (Figura 7.11b),

132/

Jorge Arturo Camarqo Puerto

(4) Rotar el calco a su posición inicial, trazar un radio que una el . polo A' con el centro de la red y luego trazar el rumbo y el buzamiento de la secuencia inferior. (5) Leer sobre el círculo primitivo la orientación que tenía la secuencia A antes del segundo basculamiento; en este caso se obtiene N42°W /47°SW. (Figura 7.11c). N

N

A

.'-...;.,

B ~.B'

(b)

(a) N

,,

-,-,

A'

,, ,, -,

"'" """" (e)

Figura 7,11 Determinación

del orientación original de la secuencia A. (a) proyección estereográfica de los planos A y B Y de sus polos (b) rotación de los polos A YB. (c) orientación original de la secuencia A antes del segundo bascularniento.

7.10 Ejemplos Ejemplo 7.1 Los flancos de un pliegue angular tienen las siguientes orientaciones: N30oE/60oNW y N65't!53°SE. ¿Cuál es la orientación del eje del pliegue?


Procedimiento: (1) Graficar los planos que corresponden a los dos flancos. (2) Trazar un radio que una el centro dé la red con el punto de intersección de los dos planos anteriores; este radio señala la orientación del eje del pliegue: S46°W. Rotar el calco hasta colocar el punto de intersección de los dos planos sobre el eje E-W y leer el ángulo de 24° que corresponde a la inmersión del eje del pliegue. (Figura 7.12). (3)

N

Figura 7.12 Inmersión del eje del pliegue S46°W/24°.

Ejemplo 7.2 En una extensa pendiente estructural formada por una capa de caliza que buza N400W/ 600SW,existe una diaclasa maestra orientada N35°W/ 500SW.Determinar la orientación de la línea de intersección de estos planos y medir el ángulo de cabeceo que forma la diaclasa sobre la caliza. Procedimiento: (1)Trazar y bautizar sobre el calco los dos planos que se interceptan.


(2) Trazar un radio que una el centro de la red con el punto de intersección de los dos planos anteriores. (3) Rotar el calco hasta colocar el punto de intersección de los dos planos sobre el eje este-oeste o sobre el eje norte-sur y leer el ángulo de inmersión de la línea de intersección; en este caso el ángulo es de 40°. (Figura 7.13). (4) Rotar el calco a su posición original y leer sobre el circulo primitivo la orientación de la línea de inmersión, que en este caso es SlQ°E. (5) Rotar el calco hasta hacer coincidir el rumbo de la caliza con el eje norte-sur de la red y leer, a lo largo del círculo máximo, el ángulo agudo comprendido entre el punto de intersección de los dos planos y el rumbo de la caliza, que en este caso es de 48°. N

/

I /

I

N40ºW /60ºSW

/ / /

,

I /

,

I /

Figura 7.13 Determinación de la inmersión y del cabeceo de la línea de intersección entre dos planos.

7.11 Ejercicios Ejercicio 7.1 Resolver los ejercicios 2.1, 2.2 Y2.3 por el método de la proyección estereográfica utilizando la red de Lambert-Schmidt.

·1


Ejercicio 7.2 Dados dos planos de falla: N45°Ei 600SE y N75°W /25°SE, determinar la dirección y el ángulo de inmersión de la línea de intersección. Ejercicio 7.3 ÍEl plano de estratificación N26°W/500NE es cortado por una falla normal orientada N700E/800SE.Determinar la actitud de la línea de intersección.además determinar el ángulo de cabeceo que forma la falla sobre el plano de estratificación y el ángulo de cabeceo de la estratificación sobre el plano de la falla. Ejercicio 7.4 ~terminar el ángulo de inmersión aparente, con que se debe proyectar sobre una sección vertical este-oeste, un pozo petrolero perforado en dirección N45°E/65°. Ejercicio 7.5 Se dispone de dos buzamientos aparentes medidos sobre la misma capa de carbón en dos galerías subterráneas: NIOoW/22° y S600E/ 30°.Determinar el rumbo y el buzamiento real de la capa de carbón. Ejercicio 7.6 Por debajo del plano de una discordancia angular, aflora una secuencia de areniscas porosas orientada N300E/600SE;por encima del plano de discordancia, yace una potente secuencia de shale con buzamiento N25°W/25°NE. Determinar la orientación que tenia la secuencia de areniscas antes de que los shales fueran basculados.

8 Interpretación fotogeológica

Objetivos • Reconocer estructuras geológicas en fotografías aéreas. • Utilizar fotografías aéreas en trabajos de campo. 8.1 Introducción La interpretación de fotografías aéreas consiste en determinar el significado de los diferentes rasgos del terreno 'a partir de la observación de tonos, patrones, formas y otras características de las fotografías aéreas. La técnica de la fotointerpretación permite elaborar mapas geológicos de áreas extensas de la superficie terrestre, en corto tiempo y a bajo costo. En los últimos sesenta años casi todo el globo ha sido fotografiado desde el aire, lo que ha convertido esta técnica en una poderosa herramienta en diferentes campos de estudio, tales como: prospección de hidrocarburos, de yacimientos minerales y de aguas subterráneas, estudios arqueológicos, estudios ambientales, usos del suelo, diseño de carreteras, vías férreas y oleoductos y en estudios de amenazas naturales como inundaciones, deslizamientos y

138/ JorgeArturo

Camargo Puerto

avalanchas. El estudio comparativo de fotos aéreas de diferentes épocas permite evaluar cambios en el paisaje, resultantes de la actividad antrópica o del desarrollo de procesos hidrodinámicos a lo largo de ríos y costas marinas, por ejemplo. 8.2 Definiciones Color: los diferentes objetos reflejan energía de diferentes longitudes de onda, que se manifiestan en una diversidad de colores. Tono: en fotos aéreas convencionales, es decir, en fotos a blanco y negro, el tono es la medida de la cantidad de luz reflejada por los objetos del terreno y se manifiesta por una"gran variedad de tonos grises. El ojo humano puede diferenciar entre 10 y 128tonos de gris. Textura: es el cambio repetitivo de tono, producido por objetos muy pequeños para ser discriminados individualmente; la textura es la impresión visual que produce el terreno en una fotografía y comúnmente se describe como rugosa, lisa, moteada, etc. Patrón: es el arreglo o distribución espacial de rasgos del terreno, tales como vegetación, tono y red de drenaje: Forma: rasgo del terreno resultante de los procesos erosivos que modelan el relieve, como acantilados, dunas de arena, morrena s, terrazas aluviales y flujos de lava. Red de drenaje: sistema de cauces por los cuales se descarga el agua de escorrentía. Exageración vertical: es la exageración que presentan las distancias verticales respecto a las distancias horizontales, en una fotografía aérea vertical observada bajo el estereoscopio; en los fotos aéreas la exageración vertical es de 2-3 veces, es decir, que una pendiente de

Manual de Geología Estructural / I39

15° en el terreno, bajo el estereoscopio aparece como si tuviera 45°50° de inclinación.

Escala: las fotografías aéreas verticales son tomadas en formato estándar de 23x23 centímetros, por lo tanto el área cubierta por una foto depende de la altura de vuelo del aeroplano y de la distancia focal de la lente de la fotocámara utilizada. A mayor altura de vuelo menor escala de la foto, aunque el área cubierta sea mayor; en fotos de gran escala los rasgos individuales aparecen relativamente grandes de forma que son discriminados con facilidad. La distancia focal de las lentes también influye en el tamaño del área fotografiada; lentes de gran ángulo, es decir, con distancia focal corta, cubren mayores áreas que las lentes con distancia focallarga. Si se conoce la altura de vuelo y la distancia focal del lente se puede determinar la escala media de la foto, mediante la siguiente relación: Escala

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f (distancia focal en pies o metros) H (altura de vuelo en pies o metros)

Una escala"de 1:5.000 quiere decir que una unidad de distancia en la foto (pies o metros) corresponde a 5.000 unidades en el terreno; esto significa que comparando la longitud de un rasgo en la foto con la longitud de ese mismo rasgo en el terreno, se puede determinar la escala media de la foto: E&aa1

Longitud en la foto (pies o metros) , . Longitud en el terreno (pies o metros)

8.3 Ventajas del uso de fotografías aéreas

Vista sinóptica: permite la observación instantánea de un área muy extensa comparativamente con la observación visual que se obtiene en el terreno.


Precisión: el mapeo de pliegues y fallas sobre fotografías aéreas es más preciso y objetivo, que el mapeo de estructuras con base sólo en observaciones de campo. Reducción de escala: hace visibles ciertos rasgos que no pueden ser observados en el terreno, porque el tamaño del rasgo geológico es demasiado grande con relación al campo de vista del ojo / humano, lo que hace que la información obtenida en el terreno sea fragmentada; por ejemplo, las grandes fallas de la corteza terrestre se identifican mejor en fotos aéreas tomadas a gran altura o en imágenes de satélite (una imagen de satélite cubre 36.000 km"), Exageración vertical: hace más visible los rasgos estructurales y topográficos en terrenos con relieve muy suave a plano. Efecto de sombras: resalta los rasgos estructurales y los lineamientos de fallas; este efecto es muy valioso, especialmente en terreno relativamente plano. 8.4 Información geológica a partir de fotos aéreas Las fotos aéreas revelan dos tipos de información' geológica: estructural y litológica, a diferencia de las imágenes de satélite, las cuales dan información más confiable relacionada con la geometría de las estructuras que con la composición litológica de las rocas. En terrenos de rocas sedimentarias, la información estructural y litológica que se obtiene de las fotos es mayor que en rocas ígneas y metamórficas, debido a la presencia de planos de estratificación y a la erosión diferencial que desarrollan las diferentes unidades de una secuencia sedimentaria.

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8.4.1 Información estructural • Estratos horizontales: se reconocen fácilmente en las fotos porque originan un patrón de drenaje dendrítico y porque los contactos entre unidades son paralelos a las curvas de nivel. Los estratos resistentes a la erosión forman escarpes verticales, en cambio los estratos blandos forman pendientes suaves, hecho que se refleja en los mapas en una serie de bandas paralelas; las rocas más antiguas afloran en la parte baja de los cauces y las rocas más jóvenes en la parte alta de los mismos y en las divisorias de los valles. La figura 8.1 ilustra el patrón de estratos horizontales.

Figura 8.1 Patrón de afloramiento de estratos horizontales. (Tomado de ITe, Delft, 1982).

• Estratos inclinados: forman un patrón de bandas más o menos paralelas vistos a escala regional; en los valles, los contactos entre unidades cortan las curvas de nivel y forman una V, cuyo ápice apunta en la dirección de buzamiento de las capas.


Los estratos suavemente inclinados (0°_5°)revelan básicamente el mismo patrón de afloramiento, que los estratos horizontales. Sin embargo, en este caso los contactos entre unidades pueden cortar las curvas de nivel y formar una V aguda, cuyo ápice apunta en la dirección de buzamiento de las capas. En una vista de perfil, este relieve se caracteriza porque los estratos resistentes forman mesas y cerros testigos que se intercalan con pendientes cortas erosionales, formadas por las capas blandas. Cuando se desarrollan cauces paralelos, entallados a lo largo de las pendientes estructurales, se forman las llamadas «planchas» (flat irons), que se constituyen en una gran ayuda para determinar en las fotos la actitud de las capas: en capas suavemente inclinadas la V es larga y aguda en tanto que en capas con alto ángulo de buzamiento la V es corta y obtusa.' En capas verticales no se forma ninguna V y los contactos aparecen rectilíneos. (Figura 8.2). Aplicando la Regla de la V, se concluye que la V apunta hacia las capas más jóvenes de una secuencia y además que la anchura de afloramiento de capas

Figura 8.2 Patrón de afloramiento de estratos inclinados y estratos verticales. (Tomado de ITe Delft, 1982).


individuales, depende del espesor y ángulo de buzamiento capa y de la pendiente del terreno.

143

de la

La erosión diferencial revela cómo las capas resistentes, con buzamientos fuertes (30°-65°),forman cuchillas o filos topográficos en la dirección del rumbo de las capas, que dan lugar a pendientes más o menos de igual inclinación a ambos lados del filo.Las capas resistentes, con buzamientos mayores a 65°, forman cuchillas paralelas, que debido a la exageración vertical del relieve de las fotos aéreas, se aprecian como si fueran verticales, de suerte que es difícil determinar la dirección en que buzan. Los filos topográficos se mantienen paralelos en ambos flancos de los pliegues, cuando de trata de pliegues con eje horizontal (Figura 8.3a). Cuando los pliegues son buzantes, los filos se curvan en los cierres de los pliegues, formando un patrón de afloramiento fácilmente reconocible en las fotos. (Figura 8.3b).

Figura 8.3 Expresión topográfica resultante de la erosión diferencial y de la

estructura geológica. (a) Filos paralelos en ambos flancos de las estructuras (b) Filos curvos en el cierre periclinal de anticlinal buzante. (Tomado de ITe, Delft, 1982).


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• Lineamientos y fallas: muchos de los lineamientos formados por los cauces de los ríos, quebradas, lagunas y escarpes topográficos, que en el terreno pasan desapercibidos, en las fotos se destacan con mucha claridad, a causa de la visión sinóptica y de la reducción de escala. Las fallas de alto ángulo presentan trazas rectilíneas o ligeramente curvas. Los lineamientos que involucran desplazamientos de contactos o truncamiento de estructuras, pueden ser clasificados de manera inequívoca como fallas. Las fallas de bajo ángulo, son difíciles de reconocer en las fotos aéreas, porque tienden a confundirse con discordancias angulares. • Diaclasas: los lineamientos que no presentan desplazamiento se les clasificacomo fracturas o diaclasas; al igual que las fallas,las diaclasas son rasgos lineales, orientados de manera preferencial, formando dos o más juegos que se interceptan y que actúan como planos de debilidad, a lo largo de los cuales se desarrolla la red de drenaje. 8.4.2 Información litológica En las fotos aéreas, el aspecto de un tipo particular de litología, varía de una región a otra, dependiendo del clima; por ejemplo, las calizas en ambiente desértico, cálido y seco, son resistentes a la erosión y forman relieve escarpado, mientras que en ambiente tropical, cálido y húmedo, son muy susceptibles a la meteorización química y en consecuencia, forman relieve suave y además desarrollan procesos de carstificación, que se caracterizan por sumideros y dolinas, que son rasgos morfológicos fácilmente identificables en las fotos. La información litológica que se obtiene en las fotos es de tipo general y requiere ser complementada con observaciones de campo. 8.5 Criterios para reconocer fallas En algunos casos, los planos de falla son observables en el terreno y se puede establecer su orientación y la dirección del desplazamiento

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relativo de los bloques, midiendo el ángulo «rake» de las estrías de fricción. Sin embargo en la mayoría de los casos, aunque no es posible la observación directa del plano de falla, el trabajo de campo puede evidenciar la presencia de una falla, aunque no sea posible realizar un completo análisis de la falla misma. Los rasgos distintivos más característicos relacionados con los planos de fallas son: • Espejos de falla. • Estrías de fricción • Pliegues de arrastre. • Existencia de milonitas y brechas tectónicas. • Mineralización a lo largo del plano de falla. • Escarpe de falla. • Facetas triangulares. Además de los anteriores rasgos distintivos, existen los siguientes criterios aplicables en el reconocimiento en el terreno y en fotografías aéreas para evidenciar la existencia de fallas: • Repetición u omisión de unidades estratigráficas (capas, formaciones, grupos). • Pérdida o aumento de espesor de alguna unidad estratigráfica. • Discontinuidad de las estructuras y separación de contactos geológicos. • Lineamientos fotogeológicos. • Control estructural de la red de drenaje. • Zonas con patrones anómalos de drenaje.

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9 Introducción al mapeo delsubsuelo

Objetivos • Ilustrar los diferentes métodos de trazado de mapas de contorno del subsuelo, a partir de datos obtenidos en perforaciones. • Desarrollar destrezas en el trazado e interpretación de mapas con estructuras sencillas. • Construir mapas de contorno a partir de líneas sísmicas. 9.1 Introducción El mapeo del subsuelo a partir de datos de perforaciones profundas constituye un formidable desafío para geólogos, geofísicos e ingenieros de petróleos porque su objetivo consiste en representar estructuras localizadas a miles de pies de profundidad, mediante la interpretación de información puntual obtenida en un número muy limitado de perforaciones Debido a que todos los mapas y secciones del sub suelo son una interpretación basada en información obtenida en un reducido número de pozos, el intérprete debe, además de conocer y aplicar correctamente las técnicas de mapeo del subsuelo, conocer el estilo


tectónico del área de estudio, a fin de evaluar las posibles interpretaciones alternativas y seleccionar la más plausible desde el punto de vista geológico,la cual por regla general resulta ser la más sencilla. En las regiones donde no se ha perforado ningún pozo exploratorio (A-3), 10$ mapas estructurales del subsuelo se trazan a partir de la información de líneas sísmicas existentes. Las diferencias entre el modelo real de una estructura dada del subsuelo y el modelo que se representa en su mapa estructural, disminuye dramáticamente a medida que aumenta el número de pozos perforados. Cada pozo adicional, es una información muy valiosa que permite validar la interpretación estructural previa o variar el mapa estructural para ajustarlo a la nueva información. La confiabilidad de los mapas del subsuelo crece conforme avanza la exploración de los campos de petróleo y gas, desde los estadios iniciales, pasando por la etapa desarrollo y durante la etapa de recobro mejorado, sin embargo, nunca se llega a conocer el modelo «real» del subsuelo. Durante las etapas de exploración de los prospectos de petróleo y gas es necesario decidir dónde perforar, para comprobarla existencia de yacimientos. La perforación de pozos representa cuantiosos recursos económicos, cuyos resultados en gran medida dependen de la calidad de la interpretación plasmada en los mapas del subsuelo, generalmente realizada sólo con la información sísmica o en el mejor de los casos complementada con la información de unos pocos pozos. Estadísticas recientes muestran que el 97,5% del total de pozos secos perforados en el mundo, resultaron secos debido a las siguientes razones: insuficiente información estructural del subsuelo, información de mala calidad, uso incorrecto de la información

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disponible o debido a interpretaciones geológicas o geofísicas incorrectas del subsuelo. (Tearpock, Bischke y Brewton, 1994,p. 6). La sísmica tridimensional se perfila como la herramienta más promisoria en el inmediato futuro, para disminuir el alto porcentaje de pozos secos. Sin embargo, la misma sísmica 3D tiene limitaciones y además requiere ser convenientemente interpretada. La forma más segura para evitar pozos secos, consiste en seguir fielmente la filosofía del mapeo del sub suelo, que se resume en el siguiente decálogo: (Tearpock y Bischke, 1991). (1) Interpretar el subsuelo siguiendo fielmente el estilo estructural de la región estudiada, para que la interpretación sea confiable. (2) Usar de manera precisa y correcta las técnicas de mapeo estructural, para asegurar confiabilidad a la interpretación. (3) Correlacionar con precisión la información de las perforaciones con la información sísmica, para obtener interpretaciones tridimensionales confiables. (4) Utilizar toda la información disponible (cartografía de superficie, perforaciones y líneas sísmicas) para desarrollar una interpretación geológica confiable y exacta. (5) Construir secciones geológicas estructuralmente complejas.

balanceadas

en áreas

(6) Integrar la interpretación de los mapas estructurales finales, con la información de las fallas. (7) Apoyar la interpretación estructural de un horizonte dado, con la información de otros horizontes o superficies estratigráficas de la misma estructura.

I50 /


(8) Utilizar el método interpretativo en la construcción de mapas de contornos, para obtener interpretaciones que sean válidas en tres dimensiones, desde el punto de vista geológico y geométrico. (9) Documentar toda la información generada durante el proceso de interpretación. (10) Dedicar suficiente tiempo a la etapa de interpretación del subsuelo, para asegurar confiabilidad y precisión. 9.2 Terminología

En la construcción de mapas de contornos se utiliza la siguiente terminología: Línea de contorno: línea que une puntos de igual elevación (isohipsa) pertenecientes a una superficie estratigráfica (horizonte, formación, grupo, etc.). Línea isócora: línea que une puntos de igual espesor vertical de una unidad estratigráfica. Línea isópaca: línea que une puntos de igual espesor estratigráfico de una unidad estratigráfica. Línea isócrona: línea que une puntos de igual tiempo de viaje (tiempo de ida y vuelta) pertenecientes a -una superficie estratigráfica. Espesor estratigráfico: distancia entre tope y base de una unidad, medida en dirección perpendicular a la estratificación. Espesor perforado: distancia o espesor perforado entre tope y base de una unidad en un pozo, el cual es función del ángulo de buzamiento de la unidad y/o del ángulo de inclinación del pozo con la vertical.

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151

Espesor vertical verdadero: espesor perforado entre tope y base de una unidad, corregido por desviación del pozo con la vertical y por buzamiento de las capas. Intervalo entre contornos: diferencia en elevación entre dos líneas de contorno o isohipsas consecutivas (Le). Espaciamiento entre contornos: distancia horizontal medida en dirección perpendicular entre dos líneas de contorno consecutivas. 9.3 Mapas estructurales

de contornos

Una línea de contorno, es una línea imaginaria que une puntos de igual elevación, pertenecientes a un horizonte o superficie estratigráfica, generalmente al tope o a la base de una unidad de interés petrolífero. Las líneas de contorno, al igual que las curvas de nivel topográfico están amarradas altimétricamente a un nivel de referencia que generalmente es el nivel del mar, al cual corresponde la cota Ometros. Las líneas de contorno por encima del nivel del mar tienen cota positiva y por debajo cota negativa. Un mapa estructural de contornos o simplemente un mapa estructural, muestra en dos dimensiones, mediante líneas de contorno o isohipsas, la configuración de una superficie tridimensional, de manera análoga, como las curvas de nivel topográfico representan el relieve. Sin embargo, el error más frecuente en el trazado de mapas de contorno estructural, que cometen los intérpretes novatos, justamente consiste en trazar isohipsas como si se tratara de curvas de nivel topográfico. No obstante que el proceso de interpolación es el mismo, existe una diferencia fundamental: las curvas de nivel topográfico representan una superficie irregular resultado de los procesos erosivos, en cambio las superficies estructurales del subsuelo tienen

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pendiente suave y uniforme lo que se traduce en isohipsas romas (lisas) y espaciadas de manera uniforme. (Figura 9.1).

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Figura 9.1 Diferencia en la forma de líneas de contorno de un mapa topográfico

y un mapa estructural. (Modificado de Badgley, 1959).

. 9.4 Mapas isócronos

Un mapa isócrono es un mapa estructural que muestra en dos dimensiones la configuración de una superficie tridimensional, mediante líneas isócronas, que unen puntos de igual tiempo de viaje (medido en milisegundos), pertenecientes a una superficie estratigráfica. Los mapas isócronos se interpretan teniendo en cuenta el tiempo de ida y vuelta, que gasta una onda que se propaga hacia abajo en dirección vertical, hasta encontrar un horizonte que la refleja de regreso a superficie; esto significa que en un mapa isócrono trazado por una superficie dada, las líneas isócronas de tiempos de viaje


corto, que se cierran sobre sí mismas, señalan las crestas de los anticlinales y las líneas de tiempos de viaje largo, que se cierran sobre sí mismas indican la posición de los senos de los sindinales. 9.5 Mapas estructurales en áreas falladas A diferencia de las curvas topo gráficas, las isohipsas y las isócronas pueden ser abruptamente interrumpidas por fallas o discordancias que afectan la continuidad de la superficie estratigráfica mapeada. (Figura 9.2).

(a)

(b)

(c)

(d)

Figura 9.2 Mapas estructurales

afectados por fallas (Tomado de Ragan, 1985) (a) falla vertical (b) falla normal (e) falla inversa (d) pliegue anticlinal fallado.

Las fallas normales de bajo ángulo de buzamiento, invariablemente forman una brecha o zona donde el horizonte mapeado esta ausente y cuyo ancho depende del desplazamiento y del ángulo de buzamiento de la falla y además de la pendiente de la superficie mapeada. (Figura 9.2b).

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Las fallas verticales se representan con solo trazo, es decir, que no forman zona de brecha. (Figura 9.2a). Las fallas inversas de bajo grado forman una zona de traslapo del horizonte mapeado, cuyo ancho depende del desplazamiento y del buzamiento de la falla y además de la pendiente de la superficie mapeada. (Figura 9.2c).Por

...


debajo del plano de falla, la superficie traslapada se mapea con líneas de contorno a trazas. Los límites de las zonas de brecha o de traslape se pueden determinar, si existe suficiente control del horizonte mapeado en cada bloque de la falla y si se dispone de al menos tres pozos que hayan pinchado el plano de falla. (Figuras 9.3 y 9.4).

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Figura 9.3 Método para determinar la zona de brecha en una falla normal. (Tomado de Badgley, 1959).


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- Contornos del bloque yacent por debajo del plano de falla

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Figura 9.4 Método para determinar la zona de traslapo en una falla inversa.

(Tomado de Badgley, 1959).

Los cambios bruscos en rumbo y buzamiento de los contornos estructurales deben ser cuidadosamente estudiados porque pueden indicar la presencia de fallas. Figura 9.5).

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Figura 9.5 Ilustración del método de detección de fallas por anomalías en el rumbo y el buzamiento de los contornos estructurales. (Tomado de Low, 1951).

9.6 Mapas isócoros e isópacos Los mapas de contornos que muestran con isolíneas los cambios de espesor vertical en una unidad estratigráfica, se llaman mapas isócoros y los mapas que muestran las variaciones del espesor estratigráfico, se llaman mapas isópacos. El mapa isópaco y el mapa isócoro de una misma estructura, resultan iguales si los buzamientos en los flancos de la estructura son menores a 5°,porque en este caso el espesor vertical y el espesor estratigráfico son prácticamente iguales; para estructuras con buzamientos mayores a 10°estos dos mapas resultan diferentes. A partir de un mapa isócoro se puede construir su respectivo mapa isópaco, si se conoce el buzamiento de la unidad perforada, por mediciones realizadas en núcleos recobrados o por mediciones obtenidas a lo largo de las paredes del pozo con el registro medidor de buzamientos. Con este fin, el espesor vertical es convertido en espesor estratigráfico, usando la siguiente relación: EE

=

cos O.EV (9.1)


Donde:

EE == el espesor estratigráfico, EV = el espesor v~rtical, () = el ángulo de buzamiento de la capa perforada.

En el caso de pozos inclinados que cortan capas horizontales, para determinar el espesor estratigráfico, se multiplica el espesor perforado por el coseno del ángulo de desviación del pozo con respecto a la vertical. En el caso de pozos inclinados que cortan capas inclinadas en dirección no perpendicular al rumbo de las mismas, el espesor perforado debe ser corregido por el ángulo de desviación del pozo y por el buzamiento aparente de la capa (ángulo de buzamiento en la dirección del pozo desviado), el cual es el ángulo más difícil de determinar. La situación más favorable ocurre cuando el plano vertical que contiene al pozo desviado es perpendicular al rumbo de la capa, y además la perforación es perpendicular al techo de la misma, porque en este caso no se requiere corregir el buzamiento aparente y el espesor perforado resulta igual al espesor estratigráfico y por tanto la corrección en ese punto se reduce a cero. Las coordenadas "de superficie de cada pozo desviado deben ser corregidas y calculadas a la profundidad en que los pozos atraviesan el techo de la capa de interés; después los pozos deben ser proyectados con las coordenadas corregidas sobre los mapas estructurales, isócoros o isópacos de la capa de interés. Los mapas isópacos se usan para mostrar el espesor de los sedimentos acumulados en una cuenca sedimentaria o para ilustrar las variaciones de espesor de una unidad o bien para mostrar el espesor neto productor de un reservorio. A diferencia de los mapas estructurales, los mapas isópacos altimétricamente no están referidos al nivel del mar, es decir, no dan ninguna noción de profundidad; su plano de referencia es el


techo de la misma unidad estratigráfica mapeada. Por esta razón un . perfil a través de un mapa isópaco se construye midiendo los espesores verticalmente hacia abajo, a partir de una línea horizontal trazada en la dirección del perfil. En razón a que los mapas isópacos se interpretan bajo la suposición que el tope de la unidad mapeada era una superficie plana, entonces las variaciones de espesor mostradas en los mapas isópacos revelan la forma que tenia la superficie del relieve cuando se depositó la base de la unidad. Un adelgazamiento en el espesor de una unidad, puede indicar un levantamiento y un engrosamiento, puede indicar una acumulación como la que ocurre en un relleno de canal o en el bloque hundido de una falla. Los mapas isópacos, no aportan ninguna información respecto a la forma de los cuerpos de roca (unidades) que en ellos se .representan. Por ejemplo, el mapa isópaco para las tres estructuras de diferente forma de la figura 9.6, es igual en los tres casos. Para suplir ésta limitación, los mapas isópacos deben ser usados conjuntamente con los mapas estructurales. Por lo general, sobre el mapa estructural de una unidad dada, se dibuja a trazas el mapa isópaco de la misma unidad. De esta manera queda determinada la forma de la unidad, su profundidad con respecto al nivel del mar y sus variaciones de espesor.

Figura 9.6 Tres cuerpos de roca con buzamiento horizontal y diferente espesor estratigráfico (Tomado de Hatcher y Hooper, 1990).


I59'

En los mapas de contornos, el espaciamiento entre contornos es una función de la forma y del buzamiento de la superficie mapeada. (Figura 9.7). Espaciamiento

Le. = o=

Donde:

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MAPA DE CONTORNOS Incrementan espaclmiento

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Pendiente recta

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MAPA DE CONTORNOS

Oisminuye espacimiento

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Pendiente compuesta

Figura 9.7 El espaciamiento entre líneas de contornos en los mapas, es una función .

de la forma y pendiente de la superficie Tearpock y Bischke, 1991).

mapeada.

(Tomado

de

r60 / Jorge Arturo Camargo Puerto

9.7 Normas de trazado de líneas de contorno

Existen varias normas que se deben seguir a fin de dibujar correctamente los mapas de contornos: (1) Las líneas de contorno no pueden cruzar otras líneas de contorno de igualo de diferente valor, excepto cuando se representa el flanco inferior de un pliegue volcado o cuando se muestra la zona traslapada debajo de una falla inversa; en estos casos las isohipsas se dibujan a trazos. (2) Toda línea de contorno debe pasar entre puntos cuyos valores son mayores o menores que su propio valor. (3) Las líneas de contorno se repiten al pasar de un flanco a otro de un pliegue. (4) Las líneas de contorno de una superficie continua, deben cerrarse dentro del área mapeada o terminar en el borde del mapa. (5) El intervalo entre contornos (lC) debe ser constante en un mapa; su valor se escoge en función de los siguientes factores: densidad y precisión de la información, ángulo de buzamiento, escala del mapa y propósito del mismo. (6) Cada quinto contorno se traza con línea más gruesa; todos los contornos deben llevar escrito el valor de su cota. (7) Las pequeñas depresiones cerradas se ilustran con contornos achurados. (8) Eltrazado de contornos se debe iniciar en los sectores de mayor densidad de puntos de información. (9) Antes que trazar aisladamente un solo contorno a lo largo del mapa, es mejor dibujar una faja de varios contornos en los sectores de mayor densidad de información.

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161

(10) Los contornos se deben trazar romos, a menos que la información exija contornos con quiebres agudos. 9.8 Métodos de trazado de contornos La figura 9.8ilustra las diferencias entre cuatro mapas de contornos, construidos con la misma información, pero realizados por cuatro métodos diferentes. A continuación se explica la esencia de los cuatro métodos utilizados: 9.8.1 Método mecánico En este método la diferencia en elevación entre dos puntos de control se distribuye aritméticamente, de acuerdo a la distancia horizontal y al intervalo seleccionado. Este método permite poco o nada de interpretación; en áreas con escasa información se puede obtener un mapa correcto desde el punto de la mecánica del trazado, pero poco realista desde el punto de vista geológico. (Figura9.8a). 9.8.2 Método Paralelo En este método las líneas de contorno se trazan paralelas o casi paralelas unas a otras; este método no asume pendiente uniforme entre dos puntos, por tanto el espaciamiento entre contornos puede variar. Este método se utiliza en áreas con poca información y permite más interpretación que el método mecánico; en este método las crestas anticlinales resultan redondeadas y los senos sinclinales lucen agudos. (Figura 9.8b). 9.8.3 Método de equiespaciado En estemétodo, los contornos se trazan asumiendo pendiente uniforme en todo el área o al menos en flancosindividuales de una estructura; este método es menos conservador que los dos anteriores. La pendiente a

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utilizar en el mapeo se selecciona usando puntos de control cercanamente espaciados, localizados en el sector de mayor pendiente. (Figura 9.8c). 9.8.4 Método interpretativo Este método, confiere al intérprete gran libertad para construir un mapa que refleje mejor el estilo estructural del área, respetando la información de los puntos de control disponibles. Este método no asume ni pendientes constantes, ni contornos paralelos, por lo tanto el geólogo puede usar su experiencia e información del estilo de plegamiento del área .de estudio, para desarrollar la interpretación más realista del subsuelo con la información disponible. (Figura 9.8d).

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Figura 9.8 Diferencias en mapas obtenidos con la misma información pero con diferentes métodos de trazado (a) mecánico (b) paralelo (e) equiespaciado (d) interpretativo. (Tomado de Tearpock y Bischke, 1991).

Manual de Geología Estructural / r63

9.9 Trazado de mapas de contornos por computador La información de superficie y del subsuelo se almacena en cintas magnéticas para su posterior procesamiento. En las últimas décadas, el rápido avance de los computadores y la disponibilidad de programas computacionales cada vez más sofisticados, han hecho posible la utilización del computador para trazar algunos mapas del subsuelo que muestran características que no poseen distribución espacial uniforme, tales como mapas estructurales, mapas isócronos, mapas de isoporosidad, etc. El computador traza mecánicamente mapas de contorno, dependiendo del sistema de «búsqueda» previsto por el programa: enrejado rectangular o enrejado triangular. En el sistema de enrejado rectangular, se superpone un enrejado o cuadrícula a la información. El programa interpola valores para cada punto del enrejado a partir de la información más cercana usando el principio de mínimos cuadrados; los contornos son trazados por los puntos del enrejado y no por los puntos de control. En consecuencia, este sistema es parcialmente controlado por el tamaño y orientación del enrejado. En el sistema de enrejado triangular, los puntos de control son unidos por triángulos; el computador traza contornos rectos entre puntos, generando un patrón angular que para ser suavizado requiere subdividir los triángulos iniciales en triángulos más pequeños. La calidad de los mapas de contorno, trazados por computador, es función de la densidad y confiabilidad de la información; el computador puede ser programado para eliminar automáticamente la información «anómala» pero justamente esta puede ser la información significativa. Además, el computador puede ser programado para mapear fallas, pero este hecho presupone la existencia de fallas por el geólogo y su localización aproximada.

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Los programas de mapeo por computador tienen ventajas y desventajas; entre las ventajas, hay que mencionar la rapidez del mapeo y la posibilidad de convertir mapas bidimensionales en imágenes tridimensionales, que pueden ser inclinadas o rotadas y presentadas a color o sombreadas. La principal desventaja de estos mapas, consiste en el hecho que representan interpretaciones mecánicas del sub suelo que deben ser rediseñadas ó ajustadas con base en los principios del método interpretativo de trazado de contornos, teniendo en cuenta el estilo estructural del área estudiada. 9.10 Elaboración de mapas de contorno a partir de información de líneas sísmicas La orientación de las líneas sísmicas en el terreno, se selecciona en función de la orientación que tienen las estructuras geológicas en el subsuelo; por ejemplo, si una estructura anticlinal tiene eje nortesur, entonces se localizan varias líneas paralelas transversales a la estructura, en dirección este-oeste, a fin de ver en las secciones sísmicas el buzamiento real de las capas. A lo largo de la cresta del anticlinal se localiza una sección longitudinal cuyo objetivo es servir de amarre a las secciones transversales y mostrar 'los cierres periclinales de la estructura. (Figura 9.9). Como se aprecia en la figuras 9.9 y 9.10 las secciones sísmicas muestran la profundidad de los diferentes reflectores del subsuelo mediante una escala vertical graduada en unidades de tiempo, generalmente en segundos, a diferencia de las secciones estructurales en las cuales la escala vertical esta graduada en unidades de distancia. Después de la etapa de adquisición de la información a lo largo de las líneas sísmicas disparadas en el terreno, sigue la etapa de procesamiento que da como resultado una sección sísmica por cada

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1

Manual de Geología Estructural / r65

Evento sísm ico generado por el reflector

Figura 9.9 Orientación de líneas sísmicas con relación a la estructura del subsuelo. (Tomado de Tearpock y Bischke, 1991).

línea disparada. Las secciones sísmicas son imágenes bidimensionales del subsuelo que deben ser conjuntamente interpretadas desde el punto de vista geológico, para obtener un modelo tridimensional de las estructuras del sub suelo, que se representa por medio de mapas de contornos. En la sísmica tridimensional 3D, la información del subsuelo se registra a lo largo de líneas cercanamente espaciadas. Como resultado del procesamiento, se obtiene una imagen tridimensional del subsuelo que muestra los reflectores en las caras de un cubo, que debe ser interpretada en una estación de trabajo computarizada. Para elaborar mapas de contornos a partir de la información de las líneas sísmicas 2D, como la que se ilustra en la figura 9.10, se sIgue el siguiente procedimiento:

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Figura 9.10 Línea sísmica disparada en el extremo noreste de la cuenca Big Horn,

Wyoming (E.E.U.U.) en la cual se han destacado siete reflectores y cuatro fallas de cabalgamiento. (Tomado de Lowell, 1985).

Manual de Geología Estructural!

167

(1) Identificar y destacar con lápiz de color, en toda la longitud de una sección cualquiera (generalmente se inicia con la sección longitudinal o de amarre), un reflector o superficie estratigráfica que corresponde a una roca reservorío de interés. (2) Identificar el reflector anterior en las demás secciones, que se interceptan con la sección de amarre, y destacarlo en todas usando lápiz del mismo color. (3) En la intersección de las líneas sísmicas transversales con la línea longitudinal, un reflector debe coincidir en tiempo de viaje, es decir, que en ambas secciones se debe encontrar a la misma profundidad. (4) Si existe más de un reflector de interés en las secciones sísmicas, se repite el proceso utilizando un color diferente para cada reflector. (5) Dibujar sobre un mapa base a escala adecuada, sísmicas y los puntos de disparo.

las líneas

(6) Digitalizar un horizonte de interés a lo largo de una línea sísmica cualquiera; esto significa leer las coordenadas de v~rios puntos a todo lo largo del reflector, distanciados convenientemente: en el eje vertical se lee la profundidad en milisegundos y en el eje horizontal la abcisa del punto, medida con respecto al origen de la línea sísmica. Si la pendiente del horizonte es uniforme se requiere leer pocos puntos a lo largo del mismo; si hay fallas se deben digitalizar puntos en cada bloque, en las inmediaciones de la falla. (7) Preparar un mapa de líneas sísmicas con los tiempos de viaje y los puntos de disparo. (8) Trazar las líneas isócronas del horizonte reflector estudiado, interpolando los tiempos de viaje a lo largo de las líneas sísmicas del mapa.

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(9) Trazar mapas estructurales para cada uno de reflectores de interés identificados en las secciones sísmicas.

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9.11 Ejercicios Ejercicio 9.1 Utilizar la información del mapa estructural de contornos de la figura 9.11y la información de la Tabla 9.1 que contiene los datos de 12 pozos verticales que atravesaron una arenisca petrolífera, para completar la tabla y preparar los siguientes mapas: 1. Mapa estructural de la base de la arenisca petrolífera. Usar LC= 100 pies. 2. Mapa isócoro de la arenisca petrolífera. Dibujar a trazas las líneas isócoras sobre el mapa estructural del tope de la arenisca. Usar LC = 100 pies. 3. Asumir que no hay fallas, que el entrampamiento es controlado únicamente por el plegamiento, trazar el contacto agua-aceite a la cota 1000pies y achurar la zona productora en el mapa estructural del tope de la arenisca. 4. Explicar posibles causas de la variación de espesor de la arenisca petrolífera. '

, I

Figura 9.11 Mapa estructural del tope de arenisca petrolífera para el ejercicio 9.1.

J

Manual de Geología Estructural / 169 Tabla 9.1 Datos de profundidad al tope de la arenisca petrolífera.

POZO No.

Cota terreno (pies)

Profundidad al tope (pies)

Profundidad a la base (pies)

1

3550

2320

2920

2

3120

1920

2520

3

3600

2550

3160

4

3200

2220

2760

5

3100

2315

3045

6

4025

3125

3855

7

3225

2095

2895

8

3850

2850

3650

9

3400

2555

3345

10

3350

2350

2650

11

3430

2460

3285

12

3215

2165

2895

Cota tope (pies)

Cota base (pies)

Espesor vertical (pies)

Ejercicio 9.2

Calcular la cota del techo de la arenisca petrolífera «X» con los datos de la tabla 9.2, en cuya primera columna, la letra S significa pozo seco y la letra P significa pozo productor de petróleo. 1. Dibujar el mapa estructural del tope de la arenisca petrolífera en la figura 9.12,la cual muestra la ubicación de 34pozos, conociendo que la estructura regional tiene rumbo aproximado norte-sur. Usar un Le = 100 pies. 2. Trazar el contacto agua-aceite con los datos de elevación y producción de los pozos, asumiendo que el entrampamiento es controlado únicamente por el plegamiento.

.

,

1 ,1

IlO /

1


3. Dibujar un corte esquemático orientado en dirección E-W, que pase por el sitio programado para el pozo 34; confirmar o reubicar este pozo. Tabla 9.2 Datos de profundidad al tope de la arenisca petrolífera «X». Pozo Coordenadas (km) No. E N

lS 2P 3P 4P 5S 6P 7S 8P 9S 10 S 11S 12 S 13 S 14 S 15 S 16 S 17 S 18 P 19 S 20 S 21 S 22P 23 S 24P 25 S 26 S 27S 28 S 29P

7.75 5.75 3.75 5.25 1.05 .75 1.25 3.75 2.25 7.75 3.25 7.75 5.75 7.75 3.75 2.25 1.75 2.75 7.25 6.25 4.75 4.25 0.75 2.75 5.75 6.75 4.25 3.75 4.75

1.25 2.75 2.75 6.25 2.25 4.25 5.75 5.75 1.50 4.75 0.75 7.25 3.75 3.75 3.75 3.25 4.25 5.25 1.75 1.75 1.75 3.00 2.25 2.25 . 5.25 6.25 6.25 4.75 5.75

Elevación Profundidad terreno al tope (pies) (pies)

2500 2910 3060 2830 2550 3110 2680 2875 2725 2550 2850 2900 2930 2900 3000 3000 2750 2950 2600 2900 2975 2915 2800 3150 2840 3000 3210 3000 2910

800 700 810 480 500 700 620 455 535 820 935 920 1020 1015 1050 1040 550 620 850 950 925 700 810 920 810 760 910 850 600

Elevación del tope (pies)

Esp. Neto petrolífero (pies)

1

I

1

1 j

f 1

•

I

1

1 J

j


I7I

Continuación tabla 9.2. Pozo Coordenadas (km) No. E N

Profundidad al tope (pies)

2100 3000 2680 3250

1050 1010 540 840

6.75

3.75 2.75 2.25 1.75 1.50

30 S 31 S 32 S 33P 34

Elevación terreno (pies)

6.75 5.75 1.75

Elevación del tope (pies)

Esp. Neto petrolífero (pies)

4.75

MAPA ESTRUCTURAL POR EL TOPE DE LA FORMACIÓN «X» 8N

11<.0

-4

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10

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ON

OE

2E

CONVENCIONES • POZO productor -<>Pozo seco ':"'2500Isohipsa _. _. _. - Contacto aqua-aceite

2'\\0

4E

6E

8E 5000

Escala

le = 100 pies

Figura 9.12 Mapa de puntos de control para el ejercicio 9.2.

10000 Pies

IJ2 / Jorge


Ejercicio 9.3 Elaborar el mapa isócrono con la información del mapa de líneas sísmicas de la figura 9.13. Las cifras en negrilla corresponden a los puntos de disparo. Las otras cifras indican tiempos de viaje de ida y vuelta, expresado en milisegundos. Usar LC= 2 milisegundos.

,

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1

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827

4 N 11

line.17·W

836

Figura 9.13 Mapa de líneas sísmicas para el ejercicio 9.3.

I73

,...,

1 174/ Jorge Arturo Camargo Puerto

1

Ejercicio 9.4 En el mapa de líneas sísmicas de la figura 9.14,las cifras en negrilla, corresponden a los puntos de disparo y las cifras con tres decimales corresponden a tiempos de viajes. 1. Trazar líneas de contorno cada 10 milisegundos. Asumir que no existen fallas, y que se trata de estructuras alargadas en dirección noroeste. Utilizar el método interpretativo. 2. Localizar pozos exploratorios sobre los anticlinales con cierre, que pudieran contener hidrocarburos.

•

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1

1

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1


1

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1

1

Ejercicio 9.5

1

En el mapa de líneas sísmicas de la figura 9.15, las cifras en negrilla, corresponden a los puntos de disparo. Los tiempos de viaje están dados en milisegundos. Así por ejemplo: 1.560 significa 1,560 segundos. 1. Trazar contornos isócronos sobre el mapa de líneas sísmicas, cada 5 milisegundos. Correlacionar las indicaciones de falla de unas líneas a otras; las fallas son verticales y los dientes apuntan al bloque hundido. La orientación de las indicaciones de fallas no necesariamente coincide con el rumbo de las fallas. 2. Localizar un pozo exploratorio en el prospecto que usted estime más favorable para la acumulación de hidrocarburos (si es que existe alguno).

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I

I

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Figura 9.15 Mapa de líneas sísmicas para el ejercicio 9.5. (Modificado de Coffeen,

1984).

1

I

i

1

1

j

1

1

Anexos


ANEXO A Red equiareal de Lambert - Schmidt

181


ANEXOB Diagrama polar tangente

. Manual de Geología Estructural /

183

ÁNGULO ENTRE EL RUMBO Y EL BUZAMIENTO APARENTE

(13)

BUZAMIENTO

REAL (O) 89

BUZAMIENTO APARENTE (al 89"

:9~ 60" 85°k

50" 40"

85°

- 30" 80 20" .

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7()Q

) 60

10°

50° 40

5° 5°

1°_ 3()Q

10'l

ANEXO e Diagrama de alineación

r84 / Jorge Arturo

Camargo Puerto

ANEXOD Equivalencia inglés - español de algunos términos técnicos utilizados en este manual Angular unconformity: discordancia angular Apparent dip: buzamiento aparente Apparent plunge: inmersión aparente . Attitude: orientación Axial plane: plano axial Balanced cross section: sección transversal balanceada Basin: cubeta o cuenca Bearing: rumbo Box Fold: pliegue en caja Chevron fold: pliegue angular Close Fold: pliegue cerrado Concentric Fold: pliegue concéntrico Crest line: línea de cresta Crest: cresta Dip slip fault: falla con desplazamiento de buzamiento Dip slip: desplazamiento de buzamiento Dip slope: pendiente estructural Dip: buzamiento Disconformity: discordancia paralela Dome: domo Drainage pattern: patrón de drenaje Face slope: pendiente erosional False dislope: pendiente falsa Fan Fold: pliegue en abanico Fault plane: plano de falla Fault scarp: escarpe de falla Flat iron: plancha Fold pattern: patrón de plegamiento


Fold axis: eje de pliegue Football block: bloque yacente Foreland belt: cinturón de plegamiento de antepais Hanging block: bloque colgante Heave: rechazo horizontal, Hinge line: línea de charnela Hinge: charnela . Homoclinal beds: capas homoclinales Horst: pilar Inflection point: punto de inflexión Isoclinal Fold: pliegue isoclinal Joint: fractura, diaclasa Klippe: escama de corrimiento Left lateral fault: falla sinistral Limb, flank: flanco Master joint: diaclasa maestra Monocline: monoclinal Mountain belt: cinturón plegado, oró geno Nappe: manto de cabalgamiento Net slip: desplazamiento neto Nonconformity: inconformidad Normal fault: falla gravitacional Normal fault: falla normal Normal stress: esfuerzo normal Oblique slip fault: falla oblicua Offset: separación horizontal Outcrop pattern: patrón de afloramiento Outcrop ~idth: ancho de afloramiento Overturned Fold: pliegue volcado Paraconformity: discordancia paralela Pitch o rake: cabeceo Plunge: inmersión


Plunging Fold: pliegue con inmersión, pliegue buzante Recumbent Fold: pliegue recumbente Reverse fault: falla inversa Rift valley: fosa tectónica o graben Right lateral fault: falla dextral Shear joint: diaclasa de cizalla Shear stress: esfuerzo de cizalla Slikensides: espejo de falla Strain ellipse: elipsoide de deformación Stress ellipse: elipsoide de esfuerzo Strike line: línea de rumbo Strike ridge, hogback: filo o cresta Strike slip fault: falla con desplazamiento de rumbo Strike slip: desplazamiento de rumbo Strike: dirección de capa Tension joint: diaclasa de tensión Thickness: espesor de capa Throw: salto de falla Thrust fault, overtrust fault: falla de cabalgamiento Thrust Fold: pliegue cabalgante Tight fold: pliegue apretado Trend: dirección de línea Trough: seno True dip: buzamiento real Unconformity: discordancia Vertical Fold: pliegue vertical Vertical thickness: espesor vertical Wrench fault, tear fault: falla de desgarre Wrench fault: falla transcurrente

j

1

l

\

Referencias bibliográficas

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-

r88 / Jorge


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Manual de Geología Estructural - Jorge Arturo Camargo

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