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UNIVERSIDAD NACIONAL DE INGENIERÍA GEOLOGÍA APLICADA Facultad de Ingeniería Civil GE- 831 J

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INTRODUCCIÓN

La geología estructural es el estudio de la arquitectura de la tierra, en tanto es

determinada por movimientos terrestres y esta relacionada con otras ramas de la geología, y

como sabemos la solución de los problemas estructurales de los trabajos en campo son solo

una fase de una investigación mucho más amplia.

Para una mejor comprensión del comportamiento de una obra civil en un sitio

determinado , se necesita conocer las estructuras geológicas y discontinuidades de las rocas

y/o suelos donde quedará asentada la estructura como son: pliegues, fallas, juntas o diaclasas,

fracturas, foliación, estratificación, discordancias.

Como sabemos también el éxito del trabajo geológico de campo consiste en la

acumulación de hechos significativos así como los procesos físicos que produjeron la

estructura observada; y es por tal motivo que en este trabajo se trata de sintetizar algunos

conceptos geológicos para la comprensión y reconocimiento de algunas estructuras

geológicas.

una fase de una investigación mucho más amplia.

Para una mejor comprensión del comportamiento de una obra civil en un sitio

determinado , se necesita conocer las estructuras geológicas y discontinuidades de las rocas

y/o suelos donde quedará asentada la estructura como son: pliegues, fallas, juntas o diaclasas,

fracturas, foliación, estratificación, discordancias.

Como sabemos también el éxito del trabajo geológico de campo consiste en la

acumulación de hechos significativos así como los procesos físicos que produjeron la

estructura observada; y es por tal motivo que en este trabajo se trata de sintetizar algunos

conceptos geológicos para la comprensión y reconocimiento de algunas estructuras




INTRODUCTION

The structural geology is the study of the architecture of the earth, as long as it is

determined by terrestrial movements and this related with other branches of the geology, and

like we know the solution of the structural problems of the works in field they are alone a

phase of a much wider investigation.

For a better understanding of the behavior of a civil work in a certain place, it is

needed to know the geologic structures and discontinuities of the rocks and/or floors where

the structure will be seated like they are: fold, flaws, meetings or diaclasas, fractures,

foliation, stratification, disagreements.

As we know the success of the geologic work of field it also consists on the

accumulation of significant facts as well as the physical processes that produced the observed

structure; and it is for such a reason that is to synthesize some geologic concepts for the

understanding and recognition of some geologic structures in this work.

phase of a much wider investigation.

For a better understanding of the behavior of a civil work in a certain place, it is

needed to know the geologic structures and discontinuities of the rocks and/or floors where

the structure will be seated like they are: fold, flaws, meetings or diaclasas, fractures,

foliation, stratification, disagreements.

As we know the success of the geologic work of field it also consists on the

accumulation of significant facts as well as the physical processes that produced the observed

structure; and it is for such a reason that is to synthesize some geologic concepts for the

understanding and recognition of some geologic structures in this work.




CAPÍTULO I

NOCIONES ELEMENTALES DE ESFUERZO Y

DEFORMACIÓN

1.1. NOCIÓN DE ESFUERZO

- Definición de esfuerzo

Muchos geólogos usan esfuerzo como sinónimo de fuerza externa. Este uso es

innecesario y poco recomendable, debido a que causa confusiones entre los geólogos por

un lado, y los físicos, ingenieros y matemáticos por el otro. Es conveniente distinguir

entre la fuerza externa que se aplica a un cuerpo, y las acciones y reacciones internas

resultantes que constituyen el esfuerzo.

- Esfuerzo sobre un plano

Imagínese una columna vertical de material. En toda la extensión de un plano

imaginario horizontal de esa columna, el material que quede sobre el ejercerá un empuje

hacia abajo debido a su peso. En forma similar, la parte de la columna debajo del plano

empujará hacia arriba con una fuerza igual sobre el material que está sobre el plano. La

acción y reacción mutua a lo largo de una superficie constituye un esfuerzo.

1.2. NOCIÓN DE DEFORMACIÓN

- Definición de deformación

El esfuerzo causa deformación. Esta puede ser dilatación (que es un cambio de

volumen), distorsión (que es un cambio de forma), o ambas.

Cuando hay un cambio en la presión de confinamiento, un cuerpo isótropo variará de

volumen, pero no de forma. El granito tiene una compresibilidad mayor que el gabro y la

- Definición de esfuerzo

Muchos geólogos usan esfuerzo como sinónimo de fuerza externa. Este uso es

innecesario y poco recomendable, debido a que causa confusiones entre los geólogos por

un lado, y los físicos, ingenieros y matemáticos por el otro. Es conveniente distinguir

entre la fuerza externa que se aplica a un cuerpo, y las acciones y reacciones internas

resultantes que constituyen el esfuerzo.

Esfuerzo sobre un plano

Imagínese una columna vertical de material. En toda la extensión de un plano

imaginario horizontal de esa columna, el material que quede sobre el ejercerá un empuje

hacia abajo debido a su peso. En forma similar, la parte de la columna debajo del plano




diabasa; es decir, por cada unidad que aumenta la presión de confinamiento, el granito

sufre una disminución de volumen mayor que el gabro y la diabasa.

- Deformación homogénea y heterogénea

En una deformación homogénea, las líneas que eran rectas antes de la deformación

siguen siéndolo después y las rectas paralelas siguen siendo paralelas.

En una deformación heterogénea las condiciones anteriores no se cumplen.

Los flancos de los pliegues han experimentado una rotación rígida y, además, una cierta

distorsión, marcada por la diferencia entre la forma cúbica del pequeño elemento dibujado en

la capa superior y el paralelepípedo en el que se ha transformado. Obsérvese que ese pequeño

elemento ha sufrido un desplazamiento desde su posición inicial, que se ha expresado por un

vector. Cualquier deformación puede especificarse por los desplazamientos experimentados

por los puntos del cuerpo. Se define vector desplazamiento como el vector que une la

posición de un punto antes y después de la deformación. Ese vector no indica el camino

seguido por el punto, sino que se limita a relacionar sus posiciones inicial y final.

- Distorsión y deformación lineal

deformación homogénea, las líneas que eran rectas antes de la deformación

siguen siéndolo después y las rectas paralelas siguen siendo paralelas.

deformación heterogénea las condiciones anteriores no se cumplen.

Los flancos de los pliegues han experimentado una rotación rígida y, además, una cierta




Las rocas de la capa exterior de la tierra son afectadas pro los tres tipos principales de

deformación: elástica, plástica y ruptura.

Los esfuerzos ocasionados por las mareas y el pasaje de las ondas sísmicas causan

deformación elástica; pero desde el momento que no se registra un momento permanente, no

pueden ser observados por el geólogo estructural.

La deformación plástica está comprendida en el plegamiento, en el desarrollo de las ciertas

clases de clivaje y en los cambios macizos en la forma de cuerpos de roca. Los estratos

horizontales son deformados permanentemente por plegamiento; aunque el plegamiento,

implica el deslizamiento de unos estratos contra otros, cada estrato se deforma plásticamente.

CAPÍTULO II

LINEACIONES

2.1. CONCEPTO DE LINEACIONES

Lineaciones se conoce en la geología como resultado de intersección dos planos

geológicos, eje de pliegue, dirección del flujo, entre otros.

En la practica es muy importante reconocer las lineaciones.

Algunas veces se puede tomar los datos tectónicos una lineación

directamente con la brújula, o por el conocimiento de dos planos se

puede calcular la orientación con ayuda de la red de Schmidt.

2.2. TIPOS DE LINEACIONES

CAPÍTULO II

LINEACIONES

CONCEPTO DE LINEACIONES

Lineaciones se conoce en la geología como resultado de intersección dos planos

geológicos, eje de pliegue, dirección del flujo, entre otros.




Estrías: Estrías son marcas del movimiento tectónico. La

dirección de la estría coincide con la dirección del movimiento.

Estrías se mide normalmente directamente con la brújula.

Eje de un pliegue: En pliegues con eje horizontal, el eje se

ubica perpendicular a la dirección de inclinación. El eje sirve bastante

para describir un pliegue con dos números. En pliegues pequeños se

puede medir directamente (con apoyo de un lápiz) el eje. En pliegues

más grandes se usa la red de Schmidt.

Intersecciones de planos: Sí, dos planos se interceptan forman una línea de

intersección: Es decir una lineación. Normalmente es difícil medir la intersección

directamente en terreno.

Lo mejor es una proyección de ambos planos en la red de

Schmidt.

Intersecciones entre planos iguales (falla / falla) se llama eje-beta.

Intersecciones entre diferentes foliaciones (estratificación /

esquistosidad) se llama ejes-delta. Los ejes-delta de intersecciones

entre estratos y esquistosidad marca generalmente el eje del pliegue.

También la orientación de minerales forma una lineación. Eso se

puede observar durante la sedimentación en el ambiente fluvial

(orientación sedimentaria) o a causa de una deformación tectónica de la

roca.

2.3. COMO MEDIR LAS LINEACIONES

puede medir directamente (con apoyo de un lápiz) el eje. En pliegues

más grandes se usa la red de Schmidt.

Intersecciones de planos: Sí, dos planos se interceptan forman una línea de

intersección: Es decir una lineación. Normalmente es difícil medir la intersección

directamente en terreno.

Lo mejor es una proyección de ambos planos en la red de

Schmidt.

Intersecciones entre planos iguales (falla / falla) se llama eje-beta.

Intersecciones entre diferentes foliaciones (estratificación /

esquistosidad) se llama ejes-delta. Los ejes-delta de intersecciones

entre estratos y esquistosidad marca generalmente el eje del pliegue.




Algunas veces es posible (y muy recomendable) para medir lineaciones directamente en

terreno.

El principio es igual como medir un plano, con la diferencia que una lineación siempre

tiene una dirección de inclinación y un manteo. La dirección de la inclinación puede ser entre

0-360º azimutal. El manteo entre 0-90º. El concepto del "circulo completo" entonces se puede

aplicar como plano.

Medición de una lineación con la brújula

Freiberger

El borde largo de la brújula mide la lineación: La

placa para medir (y la brújula) se ubica paralelo

como la lineación; el "cuerpo" de la brújula por

supuesto tiene una orientación horizontal. La

lectura se toma igual como de un plano: sector rojo

= aguja roja; sector negro = aguja negra. dir/mt L: la dirección de inclinación / el manteo y un

"L" de lineación. Normalmente se mide también el plano donde se ubica la lineación.

Medición de una lineación con la brújula Brunton:

1. Estimación de la dirección de la lineación

Sí está más cerca del Sur, la primera letra = S

Sí está más cerca del norte, la primera letra =N

2. medición con la brújula la dirección:

se toma la diferencia hacia S o respectivamente hacia al N:

S....E para lineaciones de direcciones entre S y este

S....W para lineaciones de direcciones entre S y oeste(w)

N...E para lineaciones de direcciones entre N y este

N....W para lineaciones de direcciones entre N y oeste.

3. Después se toma el manteo con el clinómetro

Ejemplo: Una lineación que se baja hacia NNW con 15º(manteo): Una aguja marca 330º la otra 150º; 330º es

placa para medir (y la brújula) se ubica paralelo

como la lineación; el "cuerpo" de la brújula por

supuesto tiene una orientación horizontal. La

lectura se toma igual como de un plano: sector rojo

= aguja roja; sector negro = aguja negra. dir/mt L: la dirección de inclinación / el manteo y un

"L" de lineación. Normalmente se mide también el plano donde se ubica la lineación.

Medición de una lineación con la brújula Brunton:

Estimación de la dirección de la lineación

Sí está más cerca del Sur, la primera letra = S

Sí está más cerca del norte, la primera letra =N

medición con la brújula la dirección:




más cerca del NNW entonces se usa este aguja: N30W . El punto central es "norte" por eso se toma la diferencia entre norte (360º) hacia 330º. Después se mide el manteo con el clinómetro "15": N30W;15... falta la dirección en letras: NW

N30W;15NW

CAPÍTULO III

DERIVA CONTINENTAL Y TECTÓNICA DE PLACAS

3.1. INTRODUCCIÓN A LA DERIVA CONTINENTAL

Desde 1912 existe la teoría de deriva continental (ALFRED WEGENER), pero no fue

aceptada en este época. En los años ´60 nuevas investigaciones del fondo del mar y de

regiones montañosas como los Andes permitieron la postulación de una nueva teoría global

geotectónica. Con la teoría nueva de la tectónica de placas desaparecieron las teorías antiguas

como de los geosinclinales o la expansión o contracción de la tierra.

La teoría de deriva continental contiene varios puntos nuevos:

INTRODUCCIÓN A LA DERIVA CONTINENTAL

Desde 1912 existe la teoría de deriva continental (ALFRED WEGENER), pero no fue

aceptada en este época. En los años ´60 nuevas investigaciones del fondo del mar y de

regiones montañosas como los Andes permitieron la postulación de una nueva teoría global

geotectónica. Con la teoría nueva de la tectónica de placas desaparecieron las teorías antiguas

como de los geosinclinales o la expansión o contracción de la tierra.




1. Los continentes no son estables, se mueven.

2. Existen dos tipos de corteza: corteza continental y corteza oceánica.

3. La fuerza para mover los continentes viene de flujos de convección y de la rotación de la

tierra.

4. En los lomos (cordilleras) centrales oceánicas se forma corteza oceánica nueva.

5. En algunas partes del mundo las placas choquen entre sí y este proceso puede causar la

formación de montañas.

6. La placa oceánica como corteza de mayor densidad algunas veces se hunde abajo de la

placa continental (= subducción).

7. Algunas veces un continente se separa para formar dos continentes (ejemplo: África y

América del sur)

8. La configuración de los continentes era en los tiempos pasados totalmente diferente: como

un continente grande de Antártica-América de sur-Australia- África-India ( = GONDWANA).

9. Las rocas del fondo marino son relativamente jóvenes (no más antiguas como jurásico). Las

rocas más antiguas se encuentran en los continentes.

3.2. TEORÍAS ANTIGUAS DE LA TECTÓNICA DE PLACAS

1. Expansión de la tierra

Una idea muy temprana para explicar los contornos parecidos de los continentes se

manifestó en la teoría de la expansión. Idea principal era que la tierra se expandió, la

corteza continental se rompió y los océanos ocuparon el espacio entre los continentes.

Problema: El enfriamiento del globo terrestre físicamente no permite una expansión, en

contrario una contracción será más probable. La teoría no puede explicar fuerzas

compresionales en la corteza terrestre.

La configuración de los continentes era en los tiempos pasados totalmente diferente: como

un continente grande de Antártica-América de sur-Australia- África-India ( = GONDWANA).

Las rocas del fondo marino son relativamente jóvenes (no más antiguas como jurásico). Las

rocas más antiguas se encuentran en los continentes.

TEORÍAS ANTIGUAS DE LA TECTÓNICA DE PLACAS

Expansión de la tierra

Una idea muy temprana para explicar los contornos parecidos de los continentes se

manifestó en la teoría de la expansión. Idea principal era que la tierra se expandió, la

corteza continental se rompió y los océanos ocuparon el espacio entre los continentes.

El enfriamiento del globo terrestre físicamente no permite una expansión, en




2. Contracción de la tierra

La teoría de la contracción tomó en cuenta que los materiales en enfriamiento disminuyen

su volumen. Pero para explicar las fuerzas tectónicas en la corteza terrestre la magnitud no

es suficiente. Además no era posible para explicar fuerzas expansivas de grandes

dimensiones como grabenes. Hoy sabemos que la tierra está en contracción pero con un

valor mucho menor como antes pensado, y no alcance las magnitudes para jugar un papel

importante en la generación de fuerzas tectónicas.

3.3. SITUACIÓN TECTÓNICA DEL MUNDO Y PORQUE SE MUEVEN

Encontrar el mecanismo motor de los movimientos de la litosfera es el principal

obstáculo que queda aun por resolver en la tectónica global, igual que fue la gran dificultad

que encontró Wegener en su teoría de la Deriva Continental.

Las hipótesis más aceptadas se refieren todas a la existencia en el manto de flujos de

materiales, en forma de movimientos convectivos o similares. Se han pensado en distintos

modelos de convección que afectarían a todo el manto, sólo al superior, o únicamente a la

astenósfera. La teoría clásica supone la localización de las dorsales donde dos corrientes

ascendentes cálidas divergen y producen tensión y formación del fondo oceánico, al salir

parte de sus materiales al exterior. La subducción se produciría donde una corriente enfriada

desciende nuevamente. El sistema de celdas convectivas variaría en velocidad y colocación a

lo largo del tiempo, causando así los cambios en la situación de las dorsales, fosas y demás

SITUACIÓN TECTÓNICA DEL MUNDO Y PORQUE SE MUEVEN

Encontrar el mecanismo motor de los movimientos de la litosfera es el principal




estructuras. El descenso de la placa en subducción sería un proceso activo, que arrastraría al

resto por impulsos gravitatorios; este sería adquirido al ir aumentando la densidad con la

profundidad, debido al paso del olivino de su forma de cristalización rómbica a otra cúbica de

mayor densidad, o la transformación del basalto en eclogita (roca de la misma composición

química, pero mucho más densa). Otra posible causa secundaria sería el deslizamiento

gravitatorio de las placas oceánicas, en formación en las dorsales, desde la cresta de estas,

dado el desnivel de hasta 4000 metros existente entre las cumbre y los fondos oceánicos

3.4. EL MOVIMIENTO EN LAS ÉPOCAS PASADAS

De modo simplificado, la historia dinámica de la corteza terrestre, así como muchos

otros aspectos geológicos, tienen una explicación sencilla en la sucesión temporal de los dos

fenómenos antagónicos de subducción y expansión oceánica: la primera produce el cierre de

océanos, y la segunda su nueva apertura. De este modo los continentes resultan ser estructuras

permanentes de la corteza, con una superficie que aumente progresivamente por las orogenias

y colisiones, mientras los océanos son zonas con existencia breve, a escala geológica, en

renovación constante.

Si consideramos dos placas mixtas que entran en subducción, el océano intermedio se irá

consumiendo, al tiempo que, en los márgenes opuestos de los continentes, se extenderán otros

océanos. Se producirá así la sucesión arco insular - cordillera pericontinental - colisión

bicontinental, y los dos bloques quedan unidos en una placa mayor. Posteriormente puede

ocurrir, en la zona de unión anterior o en otra, una fracturación tensional, invertirse el

desplazamiento de las placas y abrirse un nuevo océano; en los nuevos bordes de avance, que

son opuestos a los de la etapa anterior, se originarán otras cordilleras. Una nueva inversión del

proceso dará lugar a una segunda colisión continental, y así sucesivamente. Este es el caso

simplificado, por ejemplo, del océano Atlántico, que en los últimos mil millones de años, se

ha abierto, cerrado y vuelto abrir.

Las dificultades para aplicar la Tectónica de placas al pasado de la tierra aumenta a

medida que se retrocede en el tiempo; ningún autor se define claramente sobre la época en

que comenzó a funcionar este mecanismo.

3.5. EL INTERIOR DE LA TIERRA Y LA TECTÓNICA DE PLACAS

De modo simplificado, la historia dinámica de la corteza terrestre, así como muchos

otros aspectos geológicos, tienen una explicación sencilla en la sucesión temporal de los dos

fenómenos antagónicos de subducción y expansión oceánica: la primera produce el cierre de

océanos, y la segunda su nueva apertura. De este modo los continentes resultan ser estructuras

permanentes de la corteza, con una superficie que aumente progresivamente por las orogenias

y colisiones, mientras los océanos son zonas con existencia breve, a escala geológica, en

Si consideramos dos placas mixtas que entran en subducción, el océano intermedio se irá

consumiendo, al tiempo que, en los márgenes opuestos de los continentes, se extenderán otros

océanos. Se producirá así la sucesión arco insular - cordillera pericontinental - colisión

bicontinental, y los dos bloques quedan unidos en una placa mayor. Posteriormente puede

ocurrir, en la zona de unión anterior o en otra, una fracturación tensional, invertirse el




Al igual que un niño agita un regalo sin abrir en un intento por descubrir su contenido,

así el hombre debe escuchar las vibraciones de nuestra Tierra en un intento por descubrir su

contenido. Esto se lleva a cabo a través de la sismología, que se ha convertido en el principal

método empleado en el estudio del interior de la Tierra. Seísmos es una palabra de origen

griego que significa choque; similar a terremoto, agitamiento o movimiento violento. En la

Tierra la sismología se encarga del estudio de las vibraciones que se producen durante los

terremotos, los impactos de meteoritos, o por medios artificiales como una explosión. En estas

ocasiones, se emplea un sismógrafo para medir y registrar los movimientos y vibraciones que

se producen dentro de la Tierra y la superficie.

Las discontinuidades sísmicas han permitido dividir el interior de la Tierra en núcleo

interno, núcleo externo, D", manto inferior, zona de transición, manto superior y corteza

(oceánica y continental).




CAPÍTULO IV

FALLAS

4.1. DEFINICIÓN DE FALLAS

Fallas son roturas en las rocas a lo largo de la cual ha tenido lugar movimiento. Este

movimiento se llama desplazamiento. Origen de este movimientos son fuerzas tectónicas en la

corteza terrestre, cuales provocan roturas en la litosfera. Las fuerzas tectónicas tienen su

origen principalmente en el movimiento de los continentes.

4.1.1. INDICADORES DIRECTOS DE FALLA

Generalmente se puede diferenciar entre indicadores directos u indirectos de fallas.

Los indicadores directos definen una falla cien por cientos, es decir sin dudas Estos tipos de

indicadores se puede observar directamente a la falla. Los indicadores indirectos definen una

falla con una cierta cantidad de incertidumbres y dudas.

Desplazamiento: El desplazamiento de una

unidad geológica o una otra estructura geológica indica la

actividad tectónica. Desplazamientos tectónicos en el

terreno marcan siempre una falla. Problemas: Se confunde

con la estratificación normal, si las capas tienen una

inclinación o se equivoca con accidentes morfológicas.

FALLAS

DEFINICIÓN DE FALLAS

Fallas son roturas en las rocas a lo largo de la cual ha tenido lugar movimiento. Este

movimiento se llama desplazamiento. Origen de este movimientos son fuerzas tectónicas en la

corteza terrestre, cuales provocan roturas en la litosfera. Las fuerzas tectónicas tienen su

origen principalmente en el movimiento de los continentes.

INDICADORES DIRECTOS DE FALLA

Generalmente se puede diferenciar entre indicadores directos u indirectos de fallas.

Los indicadores directos definen una falla cien por cientos, es decir sin dudas Estos tipos de




Estrías: Líneas finas arriba de un plano de falla. Estas líneas indican además la

orientación del desplazamiento y posiblemente el sentido.

(véase foto) Se encuentra en casi todos los lugares y el

reconocimiento es fácil.

Problemas: Estrías solo marcan el ultimo movimiento cual

posiblemente no coincide con el movimiento general. Para

sentir con el dedo el sentido del movimiento cuesta y se puede

equivocarse.

Arrastres: Cerca de una falla las rocas pueden

deformarse plásticamente. Se puede observar un leve

monoclinal hacia el plano de la falla. Los dimensiones: entre

centímetros y metros. Normalmente fallas grandes muestran

este fenómeno. Problemas: Equivocación con estructuras

sedimentarias posible como derrumbes por ejemplo.

Brechas de fallas (Kataclasita) : Por la energía del movimiento algunas veces las

rocas en la zona de falla se rompen y se quiebran, para formar una brecha tectónica o brecha

de falla. Brechas de fallas normalmente muestran una

dureza menor como las rocas no afectadas. Por eso

morfológicamente una brecha de falla se ve como

depresión.

Problemas: Se puede confundir brechas de falla con

otros tipos de brechas (brecha volcánica, brecha sedimentaria).

Milonita : La milonita es una roca

metamórfica que se formó por las fuerzas tectónicas.

Los minerales (cuarzo) se ve elongado hacia la

dirección principal del movimiento. Milonitas son

generalmente dura y bien resistente contra la

meteorización.

: Cerca de una falla las rocas pueden

deformarse plásticamente. Se puede observar un leve

monoclinal hacia el plano de la falla. Los dimensiones: entre

centímetros y metros. Normalmente fallas grandes muestran

Problemas: Equivocación con estructuras

sedimentarias posible como derrumbes por ejemplo.

Brechas de fallas (Kataclasita) : Por la energía del movimiento algunas veces las

rocas en la zona de falla se rompen y se quiebran, para formar una brecha tectónica o brecha

de falla. Brechas de fallas normalmente muestran una

dureza menor como las rocas no afectadas. Por eso

morfológicamente una brecha de falla se ve como




Problemas: Microscópicamente es bastante difícil reconocer una milonita, solo con sección

transparente se llega a resultados confiables.

4.2. TIPOS DE FALLAS

Fallas tectónicas se puede clasificar por su orientación y simetría. La gran mayoría de

las fallas son vertical o casi ("sub") vertical. Es decir tienen manteos entre 90° y 45°. El

desplazamiento puede ser vertical, horizontal o oblicuo. Normalmente se trata de

desplazamientos verticales o horizontales.

4.2.1. FALLAS CON DESPLAZAMIENTO VERTICAL

Entre el grupo de las fallas verticales se puede distinguir fallas normales y fallas

inversas. Fallas normales son un producto de fuerzas extensionales, fallas inversas un

producto de fuerzas de compresión.

Idea para diferenciar entre falla normal e

inversa: Una falla normal produce un "espacio". Se

puede definir un sondaje vertical sin encontrar un

piso (o techo) de referencia. Una falla inversa

produce una "duplicación": Se puede definir un

sondaje vertical para encontrar el mismo piso (o techo) de referencia dos veces.

FALLAS CON DESPLAZAMIENTO VERTICAL

Entre el grupo de las fallas verticales se puede distinguir fallas normales y fallas

. Fallas normales son un producto de fuerzas extensionales, fallas inversas un

producto de fuerzas de compresión.




Antitética-Homotética : En conjunto con falla normal -

falla inversa se puede usar "antitetica" y "homotética".

La palabra antitetica indica que la falla y los estratos se

inclinan hacia los direcciones opuestos. Homotética

significa, que los estratos y la falla tienen la misma

dirección de inclinación.

4.2.2. FALLAS CON DESPLAZAMIENTO

HORIZONTAL

Existen principalmente dos tipos de fallas

con un desplazamiento horizontal: Fallas con un

sentido del movimiento sinestral (contra reloj) y

fallas con un sentido del desplazamiento destral (sentido del reloj).

4.2.3. FALLAS DE TRANSFORMACIÓN

Fallas de transformación son fallas de rumbo especiales. Este tipo de fallas se puede

encontrar en el fondo marino, arriba de una placa oceánica. La génesis de placa oceánica en el

lomo central oceánico no funciona con la misma velocidad en todos sectores. Significa un

segmento tiene una velocidad alta un otro segmento una velocidad baja. Los dos segmentos

muestran entonces una desplazamiento entre sí. Al otro lado del lomo central los segmentos se

mueven hacia el otro continente. La misma falla de transformación puede ser una falla

sinestral en un sector y en el otro sector una falla destral. Normalmente los fallas de rumbo no

cambian su sentido dextral o sinestral.

FALLAS CON DESPLAZAMIENTO

HORIZONTAL

Existen principalmente dos tipos de fallas

con un desplazamiento horizontal: Fallas con un

sentido del movimiento sinestral (contra reloj) y

fallas con un sentido del desplazamiento destral (sentido del reloj).

4.2.3. FALLAS DE TRANSFORMACIÓN




4.2.4. FALLAS GRAVITACIONALES

Graben: El conjunto de dos fallas normales paralelas con inclinación opuesta en un

ambiente tectónico expansiva se llama graben o fosa tectónica. Es decir el sector central se

mueve relativamente abajo al respeto de los flancos. En el interior de una fosa tectónica

afloran generalmente rocas más jóvenes como afuera del sistema. El tamaño de un graben

puede ser centímetros hasta grabenes grandes alrededor de 300 km.

Un Horst o pilar tectónico muestra un movimiento hacia arriba en su interior, es decir

el sector central está construida por rocas más antiguas como el sector lateral.

FALLAS GRAVITACIONALES

El conjunto de dos fallas normales paralelas con inclinación opuesta en un

ambiente tectónico expansiva se llama graben o fosa tectónica. Es decir el sector central se

mueve relativamente abajo al respeto de los flancos. En el interior de una fosa tectónica

afloran generalmente rocas más jóvenes como afuera del sistema. El tamaño de un graben

puede ser centímetros hasta grabenes grandes alrededor de 300 km.




Morfológicamente un graben puede aparecer como valle o como cerro, un horst puede formar

morfológicamente elevaciones o depresiones (valles quebradas).

4.3. INICIACIÓN Y PROPAGACIÓN DE FALLAS EN UN MEDIO ROCOSO

Un cuerpo de rocas cristalizado en altas profundidades se llama intrusión. Cuerpos

intrusivos muy grandes se llaman batolito. Intrusiones y batolitos tienen un techo, es el sector

del contacto arriba a las rocas de caja. Algunas veces se caen rocas de la caja al magma cuales

no se funden. Estos trozos extraños se llaman xenolitos. Un cuerpo intrusivo con un ancho de

algunos kilómetros contiene una energía térmica tremenda y va a afectar las rocas de caja en

una zona de contacto. Las rocas de este zona se convierten a causa de la temperatura a rocas

metamórficas (metamorfísmo de contacto).

Generalmente un magma tiene un peso especifico menor como una roca sólida, por eso un

magma puede subir hacia arriba apoyado por la alta presión y por los gases adentro del

magma y como factor muy importante por un régimen tectónico de expansión. Sí el magma

sube hacia la superficie se va a formar un volcán. Pero algunas veces no alcanza para subir

hacia la superficie por falta de presión, entonces se van a formar diques (foto), stocks o

lacolitos cuales pertenecen a las rocas hipabisales.

4.4. RECONOCIMIENTO DE FALLAS

una zona de contacto. Las rocas de este zona se convierten a causa de la temperatura a rocas

metamórficas (metamorfísmo de contacto).

Generalmente un magma tiene un peso especifico menor como una roca sólida, por eso un

magma puede subir hacia arriba apoyado por la alta presión y por los gases adentro del

magma y como factor muy importante por un régimen tectónico de expansión. Sí el magma

sube hacia la superficie se va a formar un volcán. Pero algunas veces no alcanza para subir

hacia la superficie por falta de presión, entonces se van a formar diques

cuales pertenecen a las rocas hipabisales.




Las fallas se pueden reconocer de diferentes maneras. Si una falla está expuesta en un

farallón, en el corte de una carretera, o en una labor minera, se le puede observar fácilmente, y

obtener datos precisos concernientes a su posición y a la separación de los estratos dislocados.

En otros casos las observaciones pueden ser no tan directas. Finalmente, puede haber

casos en que los datos son tan incompletos es que es imposible decidir si hay una falla o no.

Los criterios para el reconocimiento de fallas se pueden se puede considerar.

- Discontinuidad de estructuras: si un grupo de estratos termina bruscamente, contra

estratos diferentes puede haber una falla. La discontinuidad de estructuras es

característica de las fallas.

- Repetición u omisión de estratos: la omisión de estratos puede deberse a una

discordancia.

- Razgos característicos de los planos de falla

- Silicificación y mineralización

- Cambios súbitos en facies sedimentarias

- Datos fisiográficos

4.5. DIACLASAS

Son fracturas de las rocas sin desplazamientos relativos de los bloques; constituyen las

grietas y fisuras presentes en la mayoría de los materiales de la corteza, con anchura,

extensión y profundidad muy variables. Se presentan, generalmente, asociados en conjuntos o

sistemas, de espaciado o separación variable, desde centímetros a varios metros. Por su

disposición espacial geométrica se diferencian: sistemas cruzados en ángulo (ortogonales, si

es ángulo recto), radiales, circulares, poligonales, etc.

Por su origen, las diaclasas se pueden clasificar en :

1. Sinclasas: formadas contemporáneamente con la formación de la roca. Son

ejemplo las grietas de retracción de las arcillas al desecarse; las disyunciones

columnares de rocas volcánicas; las producidas en la compactación de sedimentos

y otras.

2. Tectoclasas: producidas con posterioridad a la roca, por esfuerzos tectónicos.

Muchas diaclasas están ocupadas por diques de rocas ígneas, o filones minerales,

por lo que su estudio puede tener interés económico.

Razgos característicos de los planos de falla

Silicificación y mineralización

Cambios súbitos en facies sedimentarias

Datos fisiográficos

Son fracturas de las rocas sin desplazamientos relativos de los bloques; constituyen las

grietas y fisuras presentes en la mayoría de los materiales de la corteza, con anchura,

extensión y profundidad muy variables. Se presentan, generalmente, asociados en conjuntos o

sistemas, de espaciado o separación variable, desde centímetros a varios metros. Por su

disposición espacial geométrica se diferencian: sistemas cruzados en ángulo (ortogonales, si




CAPÍTULO V

PLIEGUES

5.1. FORMACIÓN DE PLIEGUES

Las causas mas frecuentes que ocasionan la formación de pliegues y sus características

son:

1. compresión lateral, normalmente asociada a movimientos orogénicos son los los

pliegues más abundantes.

2. deslizamientos gravitacionales: producidas en unas zonas elevadas con cierta

pendiente, donde los materiales muy plásticos se deslizan pendiente abajo,

formándose unas estructuras muy características denominadas mantos de

deslizamiento o de dos flancos. Típicos en muchas cadenas orogénicas; situados en

sus bordes, con desplazamiento hacia el exterior.

CAPÍTULO V

PLIEGUES

FORMACIÓN DE PLIEGUES




3. intrusión de materiales sedimentarios de diapiros o domos salinos, plutones, etc.,

que deforman los materiales superpuestos.

4. pliegues sedimentarios: formados contemporáneamente al depósito de los

sedimentos; por adaptación a las irregularidades del fondo de la cuenca

sedimentaria, compactación diferencial de unas zonas y otras, etc.

5. hidratación de algunos materiales, que causa un aumento de volumen, produciendo

una deformación; es típico el paso de anhidrita a yeso.

5.2. ELEMENTOS DE UN PLIEGUE

Charnela: zona de máxima flexión de una capa, donde el estrato cambia el sentido de

su buzamiento.

Flancos: partes laterales del pliegue, a ambos lados de la charnela. Se distinguen

flancos normales con buzamiento hasta 90º, y flancos invertidos, con buzamiento mayor.

Núcleo: zona más interna del pliegue.

Plano axial: superficie (no siempre plana) que une las charnelas de los distintos

estratos. El ángulo que forma el plano axial con la vertical se denomina vergencia del pliegue.

Eje de pliegue: intersección del plano axial con la superficie del terreno o con un

estrato cualquiera del pliegue.

Terminación periclinal: zona donde cambia el rumbo de los estratos de un pliegue

visto en planta.

: partes laterales del pliegue, a ambos lados de la charnela. Se distinguen

flancos normales con buzamiento hasta 90º, y flancos invertidos, con buzamiento mayor.

: zona más interna del pliegue.

: superficie (no siempre plana) que une las charnelas de los distintos

estratos. El ángulo que forma el plano axial con la vertical se denomina vergencia del pliegue.

: intersección del plano axial con la superficie del terreno o con un

estrato cualquiera del pliegue.

Terminación periclinal: zona donde cambia el rumbo de los estratos de un pliegue




5.3. TIPOS Y FORMAS

Principalmente existen dos tipos de materiales a respeto de su manera de deformación:

Materiales frágiles y materiales dúctiles. Materiales frágiles muestran con aplicación de una

fuerza al primero solo una deformación elástica. (Deformación elástica: El material vuelve a

su estado original). Con mayores fuerzas estos materiales se rompen sin mostrar una

deformación plástica.

Ejemplo: La tiza puede sufrir una cierta cantidad de fuerzas, pero nunca se deforma

plásticamente. En un momento el trozo de tiza se rompe (rotura).

Plegamiento es un producto de una deformación plástica, es decir una deformación sin

fracturamiento o rompimiento. Las fuerzas provocan una deformación plástica no reversible.

Esto tipo de deformación ocurre en algunas tipos rocas principalmente apoyado por un

aumento de la temperatura (metamorfismo).

Plegamiento es un producto de una deformación plástica, es decir una deformación sin

fracturamiento o rompimiento. Las fuerzas provocan una deformación plástica no reversible.

Esto tipo de deformación ocurre en algunas tipos rocas principalmente apoyado por un

aumento de la temperatura (metamorfismo).




5.4. ANTICLINAL Y SINCLINAL

Sinclinales: tienen mucha importancia en la ingeniería como consecuencia de su

capacidad para acumular fluidos.

a) el centro es una eje de simetría

b) los dos lados del sinclinal muestran direcciones

(de inclinación) diferentes (opuestos;180º).

c) los estratos se inclinan siempre hacia el núcleo.

d) en el centro el manteo es pequeño o cero (estratos

horizontales)

e) del centro hacia los flancos el manteo se

aumenta.

f) en el centro (núcleo) afloran los estratos más jóvenes en los flancos los más antiguos.

Anticlinal:

a) el centro es una eje de simetría

b) los dos lados del anticlinal muestran direcciones

(de inclinación) diferentes.

c) los estratos se inclinan siempre hacia los flancos.

d) en el centro el manteo es pequeño o cero

(estratos horizontales)

e) del centro hacia los flancos el manteo se aumenta.

f) en el centro (núcleo) afloran los estratos más antiguos en los flancos los más jóvenes.

La mayoría de estos plegamientos responden a presiones sobre la corteza terrestre. Los

rocas de la superficie son tan duras y quebradizas que parece improbable que se doblen de

manera plástica durante una deformación, y menos que fluyan entre las grietas a la vez que se

produce el plegamiento como ocurre en los plegamientos ptigmáticos. El calor es un factor

del centro hacia los flancos el manteo se

en el centro (núcleo) afloran los estratos más jóvenes en los flancos los más antiguos.

el centro es una eje de simetría

los dos lados del anticlinal muestran direcciones

(de inclinación) diferentes.




importante en las profundidades del manto terrestre y puede convertir las rocas de friables a

dúctiles.

CAPÍTULO VI

OTRAS ESTRUCTURAS TECTÓNICAS 6.1. DIQUES

Diques son estructuras tabulares de origen magmático. Las rocas de diques pertenecen

al grupo de rocas intrusivas o hipabisales.

CAPÍTULO VI

OTRAS ESTRUCTURAS TECTÓNICAS




Caracterización de diques:

a) Diques siempre tienen un edad menor (son más joven) como la roca de caja.

b) Diques tienen un origen magmático intrusivo (subvolcánico o hipabisal)

c) Fases post-magmáticas muchas veces alteran el dique.

d) Los diques pueden llegar hasta una potencia hasta 200 metros, pero lo normal es entre 0,5

m hasta 6 metros.

e) Algunas veces se puede observar una Salbanda en los límites de un dique. Un producto de

un enfriamiento distinto en los sectores cercanos a la roca de caja fría.

f) Tectónicamente diques representan estructuras de expansión. Es decir diques sirven como

testigo de una fase tectónica expansiva. Pero también se intruyen en una forma paralela de

estratos (sí el campo tectónico es permite). Estos diques se llama sills.

6.2. CABALGAMIENTOS

Son grandes planos de falles horizontales cuales muestran un movimiento horizontal.

Generalmente no es tan fácil para detectar esos tipos de estructuras grandes. Común son

cabalgamientos en las regiones donde se conocen altas fuerzas compresivas (por ejemplo

durante el choque de dos continentes).

Estos movimientos (desplazamientos) pueden alcanzar algunos kilómetros.

Algunas veces se puede observar una Salbanda en los límites de un dique. Un producto de

un enfriamiento distinto en los sectores cercanos a la roca de caja fría.

Tectónicamente diques representan estructuras de expansión. Es decir diques sirven como

testigo de una fase tectónica expansiva. Pero también se intruyen en una forma paralela de

estratos (sí el campo tectónico es permite). Estos diques se llama sills.




Características de un cabalgamiento (manto tectónico) :

Rocas que se formaron en el lugar mismo se llama: Autóctono

Rocas que se formaron en otros sectores, y por fuerzas tectónicas se desplazaron se llama

Alóctono. El alóctono también se puede llamar manto tectónico (nunca solamente manto).

Restos solitos del manto se llama escama o klippe. Sectores donde falta el manto se llama

ventana o fenster.

Detección de un manto tectónico:

a) Zona de milonita y metamorfismo cerca de una falla horizontal

b) Zona de falla horizontal con estructura imbricada.

c) Aloctono como rocas más antiguos se ubica arriba de una roca más joven.

d) Facies del aloctono completamente diferente como del autóctono

e) El aloctono muestra un mayor grado de metamorfismo y un diferente dominio tectónico.

f) Sí hay saltos o irregularidades en los facies metamórficas.

Rocas que se formaron en otros sectores, y por fuerzas tectónicas se desplazaron se llama

Alóctono. El alóctono también se puede llamar manto tectónico (nunca solamente manto).

Restos solitos del manto se llama escama o klippe. Sectores donde falta el manto se llama

Detección de un manto tectónico:

Zona de milonita y metamorfismo cerca de una falla horizontal

Zona de falla horizontal con estructura imbricada.

Aloctono como rocas más antiguos se ubica arriba de una roca más joven.

Facies del aloctono completamente diferente como del autóctono

El aloctono muestra un mayor grado de metamorfismo y un diferente dominio tectónico.




CONCLUSIONES

Una falla es una estructura geológica donde existe rompimiento y desplazamiento

apreciable de las rocas de la corteza terrestre. Tienen gran importancia y son

susceptibles de ocasionar graves y lamentables problemas en ingeniería civil, ya que

pueden determinar la exclusión de un emplazamiento por razones de seguridad.

Las fallas pueden generar terremotos a lo largo de ellas y causar daños y destrucción de

las estructuras construidas sobre ellas o en la vecindad, por la energía liberada.

Es importante reconocer los diferentes tipos de pliegues en el campo, describiendo su

orientación, rumbo, echado, dimensiones e intensidad. A veces los pliegues pueden

influir en la elección del sitio para el emplazamiento de un túnel o una carretera.

CONCLUSIONES

Una falla es una estructura geológica donde existe rompimiento y desplazamiento

apreciable de las rocas de la corteza terrestre. Tienen gran importancia y son

susceptibles de ocasionar graves y lamentables problemas en ingeniería civil, ya que




Las fallas son estructuras favorables a las mineralizaciones, y a favor de ellas se

producen muchas erupciones volcánicas. Pues en topografía son con frecuencia,

importantes como condicionantes del relieve y al ser estas zonas débiles, favorecen el

encauzamiento de ríos.

GLOSARIO GEOLÓGICO

Dextral : falla con aparente desplazamiento a la derecha.

Sinestral : falla con aparente desplazamiento a la izquierda.

Homotética : indica que los estratos y la falla tienen la misma dirección de inclinación

Antitética : indica que la falla de y los estratos se inclinan hacia direcciones opuestas.

Ptigmáticos : rocas en las que se hallan presentes las estructuras plegadas.

Xenolito : intrusiones de masas rocosas de composición mineralógica diferente a todo

el conjunto masivo, generalmente son inclusiones básicas dentro de rocas ácidas.

Lacotito : intrusión de roca ígnea, generalmente volcánica, emplazada entre rocas

estratificadas pre-existentes. La estructura morfológica de un lacolito es semejante a la

de un hongo, tiene un cuerpo superior que presenta la forma de un sector de esfera,

conectado a la cámara magmática por su parte central inferior a través de un tubo o

GLOSARIO GEOLÓGICO

: falla con aparente desplazamiento a la derecha.




“pipe” que sería el tallo del hongo. En la parte superior yace una estructura dómica y en

su parte inferior yacen estratos más o menos paralelos y subhorizontales.

Batolito : es una estructura maciza de roca ígnea plutónica cuyo afloramiento en la

superficie terrestre supera los 100 Km. De largo y 20 Km. De ancho (más de 2,000

km2).

Plutón : afloramiento de roca ígnea, plutónica o volcánica de extensiones menores que

el batolito.

Diapiro : domo formado por el crecimiento de masas salinas por hidratación.

BIBLIOGRAFÍA

- DICCIONARIO GEOLÓGICO (2da edición) Jorge Dávila Burga

Lima- Perú; 1995

- GEOLOGÍA José L. Amoros Portoles

- GEOLOGÍA ESTRUCTURAL Marland P. Billings

- DICCIONARIO EN CARTA 2003

PÁGINAS WEBS VISITADAS

BIBLIOGRAFÍA

DICCIONARIO GEOLÓGICO (2da edición) Jorge Dávila Burga




- http://plata.uda.cl/minas/apuntes/Geología/gestr05b.h

- http://plata.uda.cl/minas/apuntes/Entrada/geol001.htm

- http://plata.uda.cl/minas/apuntes/Geología/Geoestructural/gestr08a.h

- http://plata.uda.cl/minas/apuntes/Geología/Geoestructural/gesta05b.h

- http://plata.uda.cl/minas/apuntes/Geología/DIQUES/diques00.h

- http://www.uky.edu/ArtsSciences/Geology/plates/reconstruction

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