Pliegues Exposicion de Estructural

Universidad de Oriente  Núcleo de Anzoátegui Escuela de Ingeniería y Ciencias Aplicadas Departamento de Petróleo Propiedades de las Rocas y los Fluidos

Pliegues

Profesora

Aura Vilela

Integrantes:

Juan Zamora C.I 23.468.094 Arturo Vásquez Vásquez C.I 21.392.171 Oriana de Brito C. I 24.740.574 Sec: 04

Barcelona, 18 de Febrero del 2014

Pliegues Durante la formación de las montañas, las rocas sedimentarias y volcánicas suelen doblarse en una serie de ondulaciones semejantes a ondas denominadas pliegues. Los pliegues de los estratos sedimentarios se parecen mucho a los que se formaron si se cogiera una hoja de papel papel por sus extremos y se fueran empujando uno uno hacia el otro. En la naturaleza, los pliegues aparecen en una gran variedad de tamaños y configuraciones. Algunos pliegues son amplias flexuras en las cuales unidades de roca de centenares de metros de grosor se han doblado ligeramente. Otros, son estructuras microscópicas muy apretadas que se encuentran en las rocas metamórficas. Diferencias de tamaño aparte, la mayoría de los pliegues se produce como consecuencia de esfuerzos compresivos que  provocan el acortamiento y engrosamiento de la corteza. A veces, los pliegues se encuentran aislados, pero es mucho más frecuente que aparezcan como una serie de ondulaciones.

Figura 1.0 Los pliegues son deformaciones plásticas y ocurren bajo esfuerzo compresivo. 

Partes de un Pliegue

En todo plegamiento hay que tener en cuenta una s erie de puntos, líneas y planos de referencia que nos definen la forma y estructura del mismo y que nos sirven para clasificarlos. Estos elementos son: 1. Chanela: es el punto de máxima curvatura en el perfil de un pliegue y son las zonas donde los estratos cambian de buzamiento. 2. Flancos:  los dos lados de un pliegue, son los planos que unen las charnelas anticlinales con los sinclinales; pueden ser más o menos inclinados. Un flanco se extiende desde el plano axial de un pliegue hasta el plano axial del próximo, es decir, cada flanco es compartido por dos  pliegues adyacentes. 3. Plano axial:  es una superficie imaginaria que divide un pliegue de la manera más simétrica posible. Es el plano que une las charnelas de todas las capas que forman el pliegue. Este plano puede ser vertical, o bien inclinado.

Figura 1.1. El plano axial de un pliegue pasa por todas las charnela s de un  pliegue, también se observa los flancos y el eje de un pliegue 4. Eje del Pliegue:  es la línea que une todos los puntos de máxima curvatura donde el pliegue es más agudo. 5. Cresta: zona más alta de un pliegue convexo hacia arriba.

6.

Seno: zona más baja de un pliegue cóncavo hacia arriba.

Figura 1.2. Partes de un conjunto de pliegues. 

Tipos de Pliegues

Los pliegues se clasifican atendiendo a 4 condiciones: 1) Atendiendo a su forma:  Anticlinal:  es una estructura geológica en la cual los estratos más antiguos se encuentran en el centro. Esto se produce generalmente cuando los estratos se pliegan hacia arriba.  Sinclinal: es una estructura geológica en la cual los estratos más jóvenes se encuentran en el centro. Esto ocurre casi siempre cuando los estratos se pliegan hacia abajo.

.

Figura 1.3. Pliegues anticlinales y sinclinales con planos axial es diferentes. Según el  plano axial los pliegues pueden ser simétricos, asimétricos, volcados o recumbentes. 

Monoclinal: son grandes pliegues en forma de escalón situados en estratos sedimentarios por los demás horizontales. Estos pliegues son el resultado de la reactivación de las zonas de falla situadas en las rocas de basamento  por debajo de la cobertera. Conforme los grandes bloques de roca del  basamento ascendían a lo largo de antiguas fallas, los estratos sedimentarios comparativamente dúctiles respondían plegándose.

Figura 1.4. Pliegue monoclinal se origina por una falla en la roca de  basamento. 

Isoclinal: con este nombre se denomina a una serie de pliegues sucesivos que presentan sus flancos paralelos e igualmente inclinados, con el mismo ángulo y en la misma dirección.

Figura 1.5 Pliegue Isoclinal 

En cofre: pliegues en caja con flancos próximos a la vertical y la charnela  próxima a la horizontal. Tanto estos como los domos se suelen formar por inyección en profundidad de materiales plásticos, o por fuerzas compresionales.

Figura 1.6 Pliegue en cofre o encofrado. 

Abanico: pliegue en el cual ambos flancos están volcados. En un pliegue anticlinal en abanico los pliegues y flancos se inclinan el uno hacia el otr; sin embargo, sin embargo en un pliegue sinclinal en abanico los flancos se inclinan alejándose.

Figura 1.7 Pliegue en abanico



Chevron o Cabrío:  con este nombre se conocen a los pliegues cuyos flancos son aproximadamente planos y las charnelas del pliegue son angulares.

Figura1.8 Pliegue cabrío

2) Atendiendo a la inclinación del plano axial.  Simétrico:  pliegues cuyos flancos presentan buzamientos semejantes y el  plano axial es vertical y divide el ángulo interflanco formado por la extensión de los dos flancos en partes iguales.

Figura 1.9 La característica principal de un pliegue simétrico es que su plano axial se encuentra vertical. 

Asimétrico:  pliegues que presentan su plano axial inclinado y los  buzamientos de los flancos son diferentes y el plano axial no divide el ángulo interflanco. Se suele utilizar, indistintamente el término inclinado,  para designar a los pliegues con ligera asimetría.

Figura 1.10 El plano axial de un pliegue asimétrico se encuentra ligeramente inclinada. 

Volcado:  pliegues en los que la inclinación del plano axial ha originado que ambos flancos se inclinen en la misma dirección, generalmente con ángulos diferentes, de tal manera que el flanco invertido ha sobrepasado la vertical, produciéndose una superposición anormal.

Figura 1.11 Pliegue tipo volcado presentan un flanco invertido 

Recumbente: llamados también acostados, en los que el plano axial ha llegado a colocarse horizontal.

Figura 1.12 Pliegue recumbente. 3) Al hundimiento de su eje.  Pliegue horizontal: cuando el eje del pliegue es casi horizontal.  Pliegue con hundimiento suave:   el hundimiento del eje del pliegue se encuentra entre 10º y 45º.  Pliegue con hundimiento empinado:  el hundimiento del eje del pliegue se encuentra entre 45º y 80º  Pliegue vertical: cuando el eje del pliegue es casi vertical o vertical.

Figura 1.13 pliegues atendiendo al hundimiento de su eje: a) horizontal; b) hundimiento suave; c) hundimiento empinado y d) vertical. 4) La configuración de un pliegue.

La configuración es definida por el ángulo interflanco, el cual es medido entre la extensión de los flancos del pliegue y la angularidad de la zona de la charnela.     

Pliegue abierto: el ángulo interflanco se encuentra entre 180º y 70º Pliegue cerrado: el ángulo interflanco se encuentra entre 70º y 30º Pliegue estrecho: el ángulo interflanco es menos que 30º Pliegue angular:  cuando el radio de la curvatura de la zona de charnela es  pequeño en relación con la longitud de los flancos. Pliegue redondeado: cuando el radio de la curvatura de la zona de charnela es grande en relación con la longitud de los flancos.

Figura 1.14 Tipo de pliegues atendiendo a su ángulo interflanco 5) Según su forma: 

Antiforma y Sinforma:  en el tipo normal de anticlinal las rocas más antiguas ocupara el núcleo del pliegue y las más jóvenes la parte exterior, mientras que en un sinclinal las rocas más jóvenes el núcleo y la más antiguas la parte exterior. En zonas de intensa deformación, se han encontrado pliegues que aparentemente son anticlinales, salvo que tienen las rocas jóvenes en el núcleo. Este tipo de estructura se denomina antiforma sinclinal o falso anticlinal. De igual manera, el término sinforma anticlinal o falso sinclinal se aplica a una estructura del tipo sinclinal donde los materiales más antiguos forman el núcleo.

Figura 1.15 Antiforma y Sinforma

Mega estructuras 

Anticlinorio:  esta estructura es un anticlinal gigantesco que está compuesto de muchos pliegues menores, en una sucesión de anticlinales y sinclinales. Generalmente, estos anticlinorios tienen una magnitud que  puede ir desde el tamaño de una montaña hasta una cadena de montañas, y su anchura también es o puede ser de varios cientos de kilométricos.

Figura 1.16 Anticlinorio 

Sinclinorio: es un sinclinal gigantesco compuesto por muchos pliegues menores sucesivos.

Figura 1.17 Sinclinorio

Domos y Cubetas Grandes elevaciones de las rocas de basamento pueden deformar la cubierta de estratos sedimentarios superiores y generar grandes pliegues. Cuando este movimiento es ascendente produce una estructura circular o alargada, la estructura se denomina domo. Las estructuras descendentes que tienen una forma similar se denominan cubetas.

Figura 1.18 Domo a la derecha y una cubeta a la iz quierda Dado que las grandes cubetas contienen estratos sedimentarios inclinados según ángulos muy pequeños, suelen identificarse por la edad de las rocas que las componen. Las rocas más jóvenes se encuentran cerca del centro y las más antiguas en los flancos. Este es exactamente el orden contrario encontrado en un domo.

Reconocimiento de Pliegues Observación Directa

Los pliegues pueden reconocerse de muchas maneras. El método más fácil y satisfactorio es mediante la observación, pero esto puede hacerse en relativamente pocas regiones. Pueden verse con toda facilidad pliegues en alguno de los grades farallones de los Alpes. También en algunas partes de los Montes Apalaches, lo mismo que en muchos lugares del mundo. No obstante los pliegues deben deducirse mucho más comúnmente de otros datos, y los estudios más detallados muestran que los más visibles, son rasgos menores asociados con pliegues mucho mayores. Dondequiera que se observen pliegues pequeños en un solo afloramiento, es conveniente registrar su posición. Para hacerlo, debe medirse l a posición de los ejes y de los planos axiales. La posición de los ejes puede, entonces, registrarse con una flecha. Los símbolos dados en la fila superior de la fig.1.19, para la posición de los ejes de los  pliegues, se basan en los recomendados por el U.S Geological Survey. La fig.1.19a indica que el eje del pliegue buza hacia el oeste con un ángulo de 40 grados; el semicírculo convexo, hacia la cabeza de la flecha, significa que el pliegue es un anticlinal. La fig.1.19b indica que el eje del pliegue buza al noroeste con un ángulo de 50 grados; el semicírculo cóncavo, hacia la cabeza de la flecha, significa que el pliegue es un sinclinal. La fig.1.19c indica que el eje de un anticlinal tiene rumbo norestesuroeste y es horizontal. La fig.1.19d indica que el eje de un sinclinal cuyo rumbo es

este-oeste y es horizontal. Para ejes verticales, el U.S Geological Survey no da ningún símbolo. Se propone aquí el símbolo de la fig.1.19e. Entre los símbolos usados por el Geological Survey, no hay ninguno para la  posición del plano axial. Se pueden emplear símbolos similares a los usados para planos de estratificación; en este caso se colocan las letras PA al lado de cada símbolo. La fig.1.19f indica un plano axial de rumbo norte y de inclinación 25 grados al oeste. La figura 1.19g representa un plano axial vertical de rumbo nordeste. La fig.1.19h es un  plano axial horizontal.  Normalmente, por supuesto; se combinarán los símbolos para ejes y planos axiales para formar los símbolos que se muestran en la última fila de la fig.1.19. La fig.1.19i indica un anticlinal buzando 51° al noroeste, cuyo plano axial tiene rumbo al norte y se inclina 60° al oeste. No es necesario agregar las letras PA, porque el símbolo  para el eje muestra que todo el símbolo se refiere a un pliegue. La fig.1.19j es un sinclinal que buza 31° hacia el norte, cuyo plano axial tiene rumbo noreste y se inclina 40° al noroeste. La fig.1.19k es un pliegue buzando 35° al este y un plano axial vertical con rumbo este. La fig.1.19l es un pliegue buzando verticalmente, cuyo plano axial vertical tiene rumbo noreste. La fig.1.19m es el símbolo para un sinclinal con el plano axial horizontal, y el eje horizontal con rumbo este-oeste.

Figura 1.19 Símbolos para representar la posición de los pliegues Representación Gráfica de Pliegues

La manera más común de reconocer aquellos pliegues mayores que un afloramiento, es representar en un mapa el rumbo y la inclinación de los estratos. En la fig.1.20 A, los  buzamientos indican un anticlinal asimétrico cuyo plano axial tiene rumbo norte y se inclina al oeste. En la fig.1.20 B, los símbolos indican un sinclinal simétrico que se hunde al sur con un ángulo de 14°.

Figura 1.20 Pliegues indicados por símbolos de rumbo y buzamiento La posibilidad de aplicar este método depende de la complejidad de la estructura y el número de afloramientos. Si la estructura es simple, unos pocos afloramientos pueden ser suficientes, pero si es compleja; pueden ser necesarios muchos afloramientos. Diseño en Mapas

El diseño que muestra las distintas unidades que es posible relevar, puede resultar muy útil para deducir la estructura. La figura 1.21 A represente el mapa geológico de una región donde los afloramientos reales podrían constituir el 25% del área. Prácticamente, en todos los afloramientos los estratos tienen rumbo noreste y se inclinan fuertemente al noroeste. Un recorrido a través de la región, desde M a N; sugiere que hay cinco unidades estratigráficas: dos areniscas, dos conglomerados y una pizarra. El mapa muestra, sin embargo, que las dos areniscas a los extremos opuestos de  MN   pertenecen a la misma formación. Más aún, el mapa revela que hay solamente un conglomerado. El trazo es el de un pliegue buzante, ya sea un anticlinal que buza al suroeste, o un sinclinal que lo hace al noreste. Sin algunos datos adicionales no sería posible una solución. En algún lugar de la región como la localidad 1, la nariz del pliegue podría estar expuesta. Siguiendo la base del conglomerado, se podría determinar si buza al noreste. Si fuera así, la arenisca seria la formación más antigua y la pizarra la más  joven. Si en la localidad 2, la laminación entrecruzada en el conglomerado muestra que el techo esta al sureste, el pliegue es un sinclinal que buza al noreste. En la figura 1.21 B se da una sección transversal a lo largo de la línea  MN   de la figura A. la sección transversal debe satisfacer la condición de que los estratos se inclinen fuertemente al noroeste.

Figura 1.21 Pliegues indicados por el trazo de las formaciones en el mapa. Topografía

La topografía es, con frecuencia, útil en el estudio de pliegues. En regiones densamente arboladas o muy erosionadas, es posible trazar un horizonte guía, por largas distancias, mediante la topografía. En estudios de reconocimiento, particularmente con aeroplanos, la topografía puede dar indicios importantes sobre la estructura geológica. Perforaciones

Donde los afloramientos son raros o inexistentes, la estructura puede deducirse de  perforaciones. Si algún estrato es suficientemente característico ya sea por su litología o  por su contenido fósil, se puede registrar su altitud en varias perforaciones y determinar luego la estructura. Si se dispone de testigos de la perforación, se puede determinar el ángulo de inclinación de la estratificación. Cuanto más compleja sea la estructura mayor deberá ser el número de perforaciones por unidad de área. Sin embargo este método es caro y solo se lo ha empleado cuando la posibilidad de recuperación financiera justifica el costo. Laboreo minero

Las operaciones mineras dan la información más completa en lo que se refiere a las estructuras geológicas. La explotación de carbón, específicamente, proporciona datos valiosos, porque se siguen estratos individuales por largas distancias. Es obvio que este sistema puede utilizarse solo donde hay un incentivo económico, y que, ordinariamente, el geólogo estructural debe confiar en otros métodos menos precisos. Métodos geofísicos

Durante las últimas décadas, bajo el impulso de la exploración del petróleo y metales, se han utilizado varios métodos geofísicos para determinar estructuras geológicas. Los  principales métodos pueden clasificarse como  gravimétricos, magnéticos, sísmicos y eléctricos.

Determinación del techo de los estratos por las características primarias. Naturaleza del problema

En pliegues volcados, o en pliegues recumbentes, los estratos de un limbo están invertidos. La solución de problemas estructurales se facilitaría si se dispusiera de métodos para determinar si los estratos están en posición normal o invertida. Donde los  pliegues están expuestos sobre la ladera de un gran barranco, la estructura completa  puede observarse claramente, y no son necesarios métodos especiales. En algunos  puntos, los afloramientos pueden ser suficientemente continuos como para mostrar un cambio progresivo, desde estratos que están en posición normal hasta aquellos que están invertidos. La fig. 1.22A ilustra este caso. En a, los estratos están en posición normal,  pero hacia el este se hacen progresivamente más empinados; en b, son verticales; más lejos aún, hacia el este, en c, se inclinan hacia el oeste y deben estar invertidos. En la fig. 1.22B, por ejemplo, los estratos en d y e se inclinan el uno hacia el otro, y podría suponerse que la estructura es un sinclinal simple. No obstante, si los estratos en e están invertidos, tal interpretación es imposible, y la estructura sería la que se muestra en la fig. 1.22C.

Figura 1.22 Importancia de determinar el techo y la base de los estratos

Métodos paleontológicos

Los métodos paleontológicos, por supuesto, pueden ser de gran ayuda para indicar si los bancos están en posición normal o no. En la fig. 56 D, los estratos se inclinan 48 grados al oeste. Si los fósiles más jóvenes están en el extremo este de la sección, es evidente que los estratos están volcados. Uso de las características primarias

En muchas localidades, no hay fósiles, o si los hay, no son suficientemente diagnósticos como para empleárselos en la determinación de la posición de los estratos. Se pueden usar otros medios. La información más certera la proporcionan las características desarrolladas durante la deposición de los sedimentos, o durante la efusión de lavas. Se les llama comúnmente estructuras primarias o características  primarias. Las

características

primarias

más

comunes

son

ondulitas,

laminación

entrecruzada, estratificación grada, y estructura en almohadilla en lavas. Con menos frecuencia, se usan grietas de desecación, discordancias locales, canalización, marcas de lluvia, y posición de fósiles. Ondulitas

Las ondulitas pueden ser de origen acuático o eólico; es decir, se pueden formar sobre el fondo de cuerpos de agua, o por la acción del viento, en la superficie de la tierra. Las ondulitas de oscilación, como muestra la fig. 1.23 A, son simétricas, y consisten en anchos senos que son convexos hacia abajo y en crestas agudas que apuntan hacia arriba.

Las ondulitas de oscilación se forman en cuerpo de agua

estancada. Siempre que las olas perturban la capa superior del cuerpo de agua, las  partículas individuales de ésta se mueven en órbitas verticales casi circulares. Aunque la forma de la ola se mueve a través del agua, las partículas individuales no lo hacen. El movimiento de éstas se transmite hacia abajo con intensidad decreciente. La arena o fango del fondo es afectado por el mismo movimiento, y forma ondas. Las ondulitas de corriente, como muestra la fig. 1.23 C, son asimétricas; la cresta y el seno son redondeados. Estas ondas se desarrollan cuando una corriente, de agua o

de aire, se mueve a través de arena o fango. En la fig. 1.23 C, la corriente se desplaza de izquierda a derecha.

Figura 1.23 Ondulitas

Las formas de transición entre las ondulitas de oscilación y las de corriente no son raras, y aunque son asimétricas, tienen crestas agudas que apuntan hacia arriba. Las ondulitas de oscilación pueden usarse fácilmente para decidir si un estrato está en posición normal o invertido. La cresta aguda apunta hacia los estratos más  jóvenes, mientras que el seno redondeado lo hace hacia los estratos más antiguos. En la fig. 58, los estratos, en el afloramiento I, se inclinan al oeste con un ángulo de 30 grados. En a, se han preservado originales de ondulitas; las puntas se dirigen a la izquierda, indicando que los estratos están en posición normal. En B hay un farallón colgante sobre el cual se han preservado moldes de ondulitas. Aquí también las crestas apuntan arriba hacia la izquierda, confirmando la conclusión de que los estratos están en  posición normal. En el afloramiento II, las capas se inclinan 50 grados al oeste. Sobre la ladera del afloramiento, en c, se observan moldes de ondulitas cuyas crestas apuntan hacia abajo y a la derecha, indicando que los estratos están invertidos. Sobre el frente del farallón colgante, en d, se han preservado los originales, y nuevamente las crestas

apuntan hacia abajo y a la derecha. La estructura inferida se indica con una línea cortada. Laminación entrecruzada

La fig. 1.24A es una ilustración de laminación entrecruzada, conocida también como estratificación entrecruzada o falsa estratificación. Mientras que en esta figura la verdadera estratificación es horizontal, la laminación entrecruzada está inclinada en ángulos variables. La laminación entrecruzada está inclinada en ángulos variables. Se desarrolla donde quiera que haya caído arena, sobre el borde de una barra de arena en crecimiento, sobre el frente de una duna, o sobre el borde de un pequeño delta. La extremidad superior de cada lámina está, por lo común, considerablemente inclinada con respecto a la estratificación verdadera, mientras que la extremidad inferior es esencialmente paralela a la misma. Las láminas están así abruptamente truncadas arriba, y son, abajo, tangenciales a la estratificación verdadera. Las láminas, en la laminación entrecruzada torrencial, están inclinadas considerablemente con respecto a la estratificación, tanto en el extremo superior como en el inferior (fig. 1.24B).

Figura 1.24 Laminación entrecruzada normal y torrencial

El uso de la laminación entrecruzada para distinguir el techo de la base de los estratos se deduce fácilmente de la fig. 1.24A. Las láminas oblicuas son tangenciales hacia arriba y truncadas hacia abajo. En la fig. 1.25 A, entonces, los estratos, que se inclinan 45 grados a la izquierda, están en posición normal. El techo de los estratos verticales de la fig. 1.25B está a la derecha. En la fig. 1.25 C, los estratos, que se inclinan 45 grados a la izquierda, están invertidos. Para usar la laminación entrecruzada con propiedad, se debe observar la porción tangencial; no es suficiente notar que las láminas oblicuas están truncadas abruptamente. Si los estratos de la fig. 1.24 fueran verticales por plegamiento, la laminación entrecruzada no se podría usar para distinguir el techo de la base de las capas.

Figura 1.25 Uso de la laminación entrecruzada para determinar la posición de estratos

Estratificación gradada

En muchos casos, los granos de un estrato delgado se hacen progresivamente más finos de la base al techo (fig. 1.26A). Esta característica se conoce como estratificación gradada. Los materiales que componen un sedimento son transportados

cuando las corrientes son más rápidas que lo usual. Cuando la velocidad disminuye, las  partículas más grandes caen primero, y luego se depositan progresivamente partículas más finas. Aunque esta generalización pueda parecer correcta, la experiencia de campo  prueba que hay muchas excepciones, especialmente entre rocas sedimentarias tan gruesas como lo son los conglomerados. Por el contrario, en las rocas sedimentarias más finas, el método es más seguro pero de ninguna manera infalible. Si este método se aplica a los ejemplos de la fig. 1.26, los estratos en la fig.1.26B están en posición normal; los techos de los estratos en la fig. C están a la derecha, y los estratos en la fig. 1.26D están invertidos.

Figura 1.26 Estratificación gradada

Discordancias locales, canalización y características afines

Durante la acumulación de sedimentos, especialmente de aquellos depositados  por ríos, la erosión y deposición pueden alternar. En la fig. 1.27 A por ejemplo, un conglomerado ocupa el canal en la lutita. Después que el fango original fue depositado, una corriente de agua rápida, durante una creciente, cavó un canal. Cuando la creciente estaba bajando, o algún tiempo después, se depositó grava en el canal. La base del conglomerado trunca la estratificación de la lutita. Una característica afín se ilustra en la fig. 1.27B, donde una arenisca descansa sobre el tope de una lutita. La corriente que transportó la arena arrancó trozos de fango, del cual algunas porciones se preservaron como lutita en la arenisca. Igualmente, se  pueden encontrar fragmentos de lava en las rocas sedimentarias directamente encima de una colada de lava.

Figura 1.27 Canalización y discordancia local

Las características que son el resultado de cortos intervalos de erosión durante un período de sedimentación, se conocen como discordancias locales (fi g. 1.27A). En la fig.1.28, los estratos se inclinan al oeste. Siguiendo el contacto del conglomerado y la lutita en a, se hace evidente que el conglomerado trunca la lutita y

rellena un canal en ella. También en b, la arenisca contiene clastos de la lava situada al oeste, y la misma roca, en c, contiene fragmentos de la lutita que está directamente al oeste. Todas las evidencias indican así que los estratos están invertidos.

Figura 1.28 Estratos invertidos

Grietas de desecación

Son llamadas a veces grietas de contracción, son poligonales en planta, y ahusadas hacia abajo. Característicamente, se forman en lodos y cienos expuestos a la atmósfera, y que se han secado. Bajo condiciones especiales, las grietas de desecación  pueden formarse bajo el agua. Debido a la pérdida de volumen que acompaña a la desecación, se originan fuerzas tensionales y se desarrollan, en consecuencia, rupturas. Los sedimentos que se depositan sobre las capas así formadas rellenan las grietas. El molde, por lo tanto, muestra un sistema poligonal de aristas, mientras que el original tiene una serie de grietas dispuestas en la misma forma. Marcas de lluvia, hoyos y montículos

La superficie de algunas rocas sedimentarias de grano fino está marcada por  pequeñas depresiones circulares de unos pocos milímetros de diámetro. Un minúsculo

 borde, de una fracción de milímetro de altura, puede, en algunos casos, rodear la depresión. Algunas de estas depresiones son causas por gotas de lluvias que caen sobre sedimentos blandos. Se ha sugerido que algunos de estos hoyos pueden haber sido hechos por piedras de granizo. Estas marcas son depresiones sobre el original, pero en el molde son pequeños montículos. Algunos de los hoyos pueden ser causados por desprendimientos de gas. Además, en ciertas áreas, la superficie de los estratos está cubierta por hoyos y montículos juntos. El agua, ascendiendo por pequeños tubos, puede depositar las finas  partículas que forman los montículos. El gas, asc endiendo por los mismos tubos, u otros similares, puede formar pequeñas depresiones en forma de cráter. Es claro, por lo tanto, que los pequeños montículos y depresiones se deben usas con considerable cuidado para determinar el techo y piso de los estratos. Valvas fósiles y pisadas de animales

Las valvas de animales tales como braquiópodos o pelecípodos, están en una  posición muy inestable cuando descansan sobre fondos marinos firmes, con la parte convexa hacia abajo. Cada corriente tiende a darnos vuelta, pero una vez que se apoyan con la parte cóncava hacia abajo, su posición es relativamente estable. En consecuencia,  bajo estas condiciones, las valvas son convexas hacia arriba. La pisada de un animal es una depresión. Por consiguiente, tanto un original como un molde serán convexos hacia la base del est rato. Estructura en almohadilla

Algunas lavas, particularmente las de composición basáltica, se caracterizan por su estructura en almohadilla (fig.1.29A). Las almohadillas individuales son aproximadamente elipsoidales, y su diámetro varía desde unos pocos decímetros hasta dos o tres metros. En lavas subhorizontales, los techos y las bases de las almohadillas son generalmente convexos hacia arriba.

Figura 1.29 Tope de coladas de lava

Techos vesiculares de lavas

Mientras la base de una corrida de lava es generalmente maciza, el techo tiende a ser vesicular, es decir, lleno de burbujas de gas. Si la lava sobre un lado de un contacto es vesicular, mientras que sobre el otro es maciza, la segunda es, probablemente, más antigua que la primera. La fig. 1.29B ilustra el uso de estos métodos en una serie de estratos verticales. Las almohadillas de las coladas de lava en a y d son convexas hacia el este. En b, la lava vesicular está al oeste del contacto, mientras que la maciza está al este. En c, el contacto este de la lava es vesicular; el contacto oeste, en cambio, no lo es. Todas las observaciones muestran que el techo está hacia el este.

Bibliografía

I. II.

BILLINGS, M. (1974).- Geología Estructural. TARBUCK Edward J.(2009). Ciencias de la Tierra, una introducción a la geología física. Ed. Pearson

III.

MANTILLA Hugo (2005). Geologia General.