Guia de Clase - Capitulo III
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CAPTULO III
ANLISIS ESTRUCTURAL
En este captulo se vern los conceptos bsicos relacionados con las
principales estructuras geolgicas.
1. PLIEGUES
Un pliegue es una ondulacin que ocurre durante la deformacin dctil de las
rocas (Twiss & Moore, 1997; Figura 1). Los pliegues pueden observarse a
cualquier escala y son una de las estructuras geolgicas ms importantes,
pues permiten obtener una gran cantidad de informacin sobre el proceso de
deformacin que los cre. Esta importancia se ve reflejada en los
innumerables trabajos realizados sobre ellos y en la gran variedad de
propuestas para su anlisis y descripcin.
Figura 1. Pliegue regional. Fuente: http://www.zmescience.com/science/geology/geopicture-of-the-week-folds-at-mt-
head/#!bm8tuL
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1.1. Terminologa
El primer paso para poder describir y medir correctamente la geometra de un
pliegue consiste en conocer las partes que lo comprenden (Figura 2).
Figura 2. Partes de un pliegue. Fuente: Modificado de Fossen (2010)
(a) Flancos. Capas con orientacin diferente que, conjuntamente, forman la
geometra del pliegue. Tambin son explicados como la porcin menos
curva de un pliegue (Van der Plujim & Marshak, 2004).
(b) Plano axial. Plano imaginario que conecta las lneas de charnela de las
diferentes capas que conforman el pliegue (Van der Plujim &
Marshak, 2004; Fossen, 2010).
(c) Eje axial. Eje imaginario resultante de la interseccin del plano axial con
la superficie del pliegue.
(d) Zona de Charnela. Zona que conecta dos flancos con orientaciones
diferentes (Fossen, 2010), esto es, la regin de mxima curvatura del
pliegue (Van der Plujim & Marshak, 2004).
(e) Punto de charnela. Punto de mxima curvatura del pliegue
(Fossen, 2010).
(f) Lnea de charnela. Lnea que une los puntos de charnela a lo largo del
pliegue (Fossen, 2010); esta lnea es la de mayor curvatura en el pliegue
(Van der Plujim & Marshak, 2004).
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(g) ngulo interlimbo. ngulo formado por dos flancos consecutivos
(Fossen, 2010).
(h) Punto de inflexin. Punto a partir del cual el flanco comienza a formar
un pliegue de curvatura opuesta, es decir, el lugar en un flanco donde el
sentido de curvatura cambia (Van der Plujim & Marshak, 2004).
(i) Cresta. Zona externa de la superficie del plegamiento en la zona de la
charnela.
(j) Ncleo. Zona interna de la superficie del plegamiento en la zona de la
charnela.
(k) Amplitud. Mitad de la altura de la estructura medida paralelamente al
plano axial, entre el punto ms alto (o bajo) del pliegue y el punto de
inflexin.
(l) Longitud de onda. Distancia entre dos charnelas de la misma capa del
pliegue y con la misma orientacin (Van der Plujim & Marshak, 2004).
A continuacin se mostrarn algunas de las clasificaciones generales que
permiten realizar una descripcin bsica de los pliegues.
1.2. Clasificacin de los pliegues segn su morfologa
Clasificar los pliegues segn su morfologa implica realizar una descripcin de
la geometra de stos con base en ciertos parmetros (sentido de curvatura,
posicin espacial, ngulo interlimbo y simetra). Es importante resaltar que
estos parmetros no son excluyentes sino complementarios, es decir, cuando
se trabaja con pliegues deben hacerse anotaciones sobre cada uno de estos
factores con el fin de obtener una descripcin tan completa como sea posible.
1.2.1. Segn su sentido de curvatura
La clasificacin segn el sentido de curvatura permite describir el pliegue
segn se dobla hacia arriba o hacia abajo, teniendo en cuenta si se conoce, o
no, la edad o posicin relativa de las capas que lo componen.
1.2.1.1. Antiforme
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Un antiforme es una estructura geolgica en la que las capas que componen
el pliegue se doblan hacia abajo, quedando la charnela en la parte ms alta
(Van der Plujim & Marshak, 2004). Adicionalmente, no se conoce la edad o
posicin relativa original entre los estratos (Figura 3a). Puede observarse que
el trmino antiforme se relaciona nicamente con la forma en la que las capas
se doblan.
1.2.1.2. Sinforme
Un sinforme es una estructura geolgica en la que las capas que componen el
pliegue se doblan hacia arriba, quedando la charnela en la parte ms baja
(Van der Plujim & Marshak, 2004). Adicionalmente, no se conoce la edad o
posicin relativa original entre los estratos (Figura 3b). Puede observarse que
el trmino sinforme se relaciona nicamente con la forma en la que las capas
se doblan.
1.2.1.3. Anticlinal
Un anticlinal es una estructura geolgica en la que las capas que componen
el pliegue se doblan hacia abajo y, adicionalmente, las rocas ms nuevas se
encuentran sobre las ms antiguas (rocas ms antiguas hacia el ncleo del
pliegue; Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 3c). Puede observarse que
el trmino anticlinal se relaciona tanto con la forma en la que las capas se
doblan, como con la posicin relativa de las capas segn su edad (absoluta o
relativa).
1.2.1.4. Sinclinal
Un sinclinal es una estructura geolgica en la que las capas que componen el
pliegue se doblan hacia arriba y, adicionalmente, las rocas ms nuevas se
encuentran sobre las ms antiguas (rocas ms nuevas hacia el ncleo del
pliegue; Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 3d). Puede observarse que
el trmino sinclinal se relaciona tanto con la forma en la que las capas se
doblan, como con la posicin relativa de las capas segn su edad (absoluta o
relativa).
1.2.1.5. Anticlinal sinforme
Un anticlinal sinforme es una estructura geolgica en la que las capas que
componen el pliegue se doblan hacia arriba y, adicionalmente, las rocas ms
nuevas se encuentran bajo las ms antiguas (rocas ms antiguas hacia el
ncleo del pliegue; Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 3e).
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1.2.1.6. Sinclinal antiforme
Un sinclinal antiforme es una estructura geolgica en la que las capas que
componen el pliegue se doblan hacia abajo y, adicionalmente, las rocas ms
nuevas se encuentran bajo las ms antiguas (rocas ms nuevas hacia el
ncleo del pliegue; Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 3f).
1.2.1.7. Anticlinorio
Trmino empleado para definir un antiforme o anticlinal regional compuesto
por antiformes y sinformes (o anticlinales y sinclinales) ms pequeos con
espaciamiento sistemtico razonable (Davis & Reynolds, 1996; Figura 3g). En
conclusin, un anticlinorio es un pliegue regional formado por una sucesin
de pequeos pliegues cuya lnea media define una estructura antiforme.
1.2.1.8. Sinclinorio
Trmino empleado para definir un sinforme o sinclinal regional compuesto por
antiformes y sinformes (o anticlinales y sinclinales) ms pequeos con
espaciamiento sistemtico razonable (Davis & Reynolds, 1996; Figura 3g). En
conclusin, un sinclinorio es un pliegue regional formado por una sucesin de
pequeos pliegues cuya lnea media define una estructura sinforme.
(a) (b)
(c) (d)
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(e) (f)
(g)
Figura 3. Clasificacin de los pliegues segn su sentido de curvatura: (a) antiforme; (b) sinforme; (c) anticlinal; (d) sinclinal; (e) anticlinal
sinforme; (f) sinclinal antiforme; (g) anticlinorio y sinclinorio Fuente: (a), (b), (c), (d), (e) y (f) propia; (g) modificado de Davis & Reynolds (1996).
1.2.2. Segn su posicin espacial
Los pliegues pueden ser descritos segn la posicin espacial del plano axial y
del eje axial (Tabla 1; Figura 4).
Tabla 1. Clasificacin de los pliegues segn su posicin espacial.
Tipo de pliegue Buzamiento plano axial
()
Plunge o cabeceo eje
axial ()
Normal 80 10
Vertical 80 80
Recumbente 10 10
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Inclinado 10 80 10
Vertical con cabeceo 80 10 80
Recostado 10 80 45 80
Inclinado con cabeceo 10 80 10 45
Figura 4. Clasificacin de los pliegues segn su posicin espacial. Fuente: Modificado de Fossen (2010)
1.2.2.1. Pliegue normal
Un pliegue se clasifica como normal cuando el buzamiento de su plano axial
es vertical o subvertical ( 80) y el plunge o cabeceo de su eje axial es
horizontal o subhorizontal ( 10).
1.2.2.2. Pliegue vertical
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Un pliegue se clasifica como vertical cuando el buzamiento de su plano axial
y el plunge o cabeceo de su eje axial son verticales o subverticales ( 80
y 80).
1.2.2.3. Pliegue recumbente
Un pliegue se clasifica como recumbente cuando el buzamiento de su plano
axial y el plunge o cabeceo de su eje axial son horizontales o subhorizontales
( 10 y 10).
1.2.2.4. Pliegue inclinado
Un pliegue se clasifica como inclinado cuando el buzamiento de su plano axial
es de alto ngulo, inclinado o de bajo ngulo (10 80) y el plunge o
cabeceo de su eje axial es suave, moderado o pronunciado (10 80).
1.2.2.5. Pliegue vertical con cabeceo
Un pliegue se clasifica como vertical con cabeceo cuando el buzamiento de su
plano axial es de alto ngulo ( 80) y el plunge o cabeceo de su eje axial
es suave, moderado o pronunciado (10 80).
1.2.2.6. Pliegue recostado
Un pliegue se clasifica como recostado cuando el buzamiento de su plano axial
es de alto ngulo, inclinado o de bajo ngulo (10 80) y el plunge o
cabeceo de su eje axial es moderado o pronunciado (45 80).
1.2.2.7. Pliegue inclinado con cabeceo
Un pliegue se clasifica como inclinado con cabeceo cuando el buzamiento de
su plano axial es de alto ngulo, inclinado o de bajo ngulo (10 80)
y el plunge o cabeceo de su eje axial es suave o moderado (10 45).
1.2.3. Segn su ngulo interlimbo
Los pliegues pueden clasificarse midiendo la apertura de su ngulo interlimbo
(Fossen, 2010; Figura 5).
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Figura 5. Clasificacin de los pliegues segn su ngulo interlimbo. Fuente: Modificado de Fossen (2010)
1.2.3.1. Pliegue suave
Un pliegue se clasifica como suave cuando su ngulo interlimbo est entre
120 y 180.
1.2.3.2. Pliegue abierto
Un pliegue se clasifica como abierto cuando su ngulo interlimbo est entre
70 y 120.
1.2.3.3. Pliegue cerrado
Un pliegue se clasifica como cerrado cuando su ngulo interlimbo est entre
30 y 70.
1.2.3.4. Pliegue isoclinal
Un pliegue se clasifica como isoclinal cuando su ngulo interlimbo est entre
0 y 30.
1.2.4. Segn su simetra
Un pliegue puede ser descrito segn su simetra con respecto al plano axial
(Fossen, 2010; Figura 6).
1.2.4.1. Pliegue simtrico
Se dice que un pliegue es simtrico cuando su superficie envolvente es
aproximadamente perpendicular (10) a su plano axial (Van der Plujim &
Marshak, 2004).
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1.2.4.2. Pliegue asimtrico
Se dice que un pliegue es asimtrico cuando su superficie envolvente no es
perpendicular a su plano axial (Van der Plujim & Marshak, 2004).
(a)
(b)
Figura 6. Clasificacin de los pliegues segn su simetra: (a) simtrico; (b) asimtrico
Fuente: Modificado de Grotzinger et al. (2007)
Ejercicio. Realice la descripcin geomtrica de los pliegues de la Figura 7 segn su
morfologa.
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(a)
(b)
(c)
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(d)
Figura 7. Plegamientos. Fuentes: (a) y (b) http://sweetwatercolorado.us/geologic_formations_at_sweetwater.htm; (c)
http://www.supertopo.com/climbing/thread.php?topic_id=1037429&tn=100; (d)
http://www.saudicaves.com/geotour/index.html
1.3. Clasificacin de los pliegues segn su estilo
Clasificar un pliegue segn su estilo significa asignarle el nombre de un tipo
comn de pliegue, al cual se parece segn su forma (Fossen, 2010). Esta
clasificacin proviene de la comparacin con pliegues que se encuentran
comnmente en la naturaleza y que poseen nombres especficos.
1.3.1. Tipo Kink
Los pliegues tipo kink son pliegues asimtricos con flancos rectos y charnelas
agudas; ocurren generalmente como un flanco corto que conecta dos flancos
ms largos (Burchfiel & Studnicki-Gizbert, 2005; Figura 8).
1.3.2. Tipo Chevron
Los pliegues tipo chevron son pliegues simtricos con flancos rectos y
charnelas agudas que usualmente acomodan un acortamiento paralelo a la
orientacin de las capas de la secuencia (Twiss & Moore, 1997; Figura 9).
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Figura 8. Pliegue tipo kink. Fuente: Modificado de http://blogs.agu.org/mountainbeltway/2012/04/03/kink-fold-in-castner-marble/
Figura 9. Pliegue tipo Chevron. Fuente: http://www.zmescience.com/other/geopicture/geopicture-week-british-folds/#!bn5M8N
1.3.3. Pliegues parsitos
Los pliegues parsitos son plegamientos de segundo orden que se forman en
grandes estructuras sinformes o antiformes (Fossen, 2010; Figura 10). Los
pliegues parsitos son asimtricos y esta geometra caracterstica indica su
posicin en la estructura de primer orden, ayudando as en la interpretacin
de la estructura regional cuando no puede ser observada directamente en el
campo (Fossen, 2010).
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Figura 10. Pliegues parsitos. Fuente: http://kathygoestobristol.blogspot.com/2012/05/scotland-land-of-castles-scenery.html
1.3.4. Pliegues ptigmticos (ptygmatic fold)
Los pliegues ptigmticos son plegamientos intensos, disarmnicos
(Twiss & Moore, 1997), que ocurren generalmente en venas o capas delgadas
de litologa altamente contrastante con la encajante (Van der Plujim &
Marshak, 2004; Figura 11). Las rocas en las que mejor se observa este tipo
de plegamiento son las migmatitas.
Figura 11. Pliegues ptigmticos. Fuente: http://saturniancosmology.org/files/geology/sect2_1a.html
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1.3.5. Homoclinal
Un pliegue se denomina homoclinal cuando las capas poseen un buzamiento
diferente a 0, a escala regional, sin charnelas visibles (Twiss & Moore, 1997;
Figura 12).
Figura 12. Pliegue homoclinal. Fuente: Modificado de http://blogs.agu.org/mountainbeltway/2012/04/03/kink-fold-in-castner-marble/
1.3.6. Monoclinal
Un pliegue se denomina monoclinal cuando slo tienen un flanco inclinado;
las capas a cada lado del flanco inclinado son horizontales (Van der Plujim &
Marshak, 2004; Figura 13)
Figura 13. Pliegue monoclinal. Fuente: http://clasfaculty.ucdenver.edu/callen/1202/Battle/Build/Folding/MonoclinesExtreme.jpg
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1.3.7. Pliegues superpuestos
Un pliegue superpuesto se forma cuando un nuevo evento de plegamiento se
sobrepone sobre un plegamiento ms antiguo (Figura 14).
Figura 14. Pliegues superpuestos. Fuente: http://hypocentre.files.wordpress.com/2012/01/rock3660103-scaled1000.jpg
Ejercicio. Realice la descripcin geomtrica de los pliegues de la Figura 7 segn su
estilo.
1.4. Caractersticas adicionales de los pliegues
Otra caracterstica importante en la descripcin de un pliegue es la
identificacin de su orden, pues es comn encontrar que bajo un mismo
sistema de esfuerzos se desarrollen plegamientos a mltiples escalas.
Grandes pliegues incluirn en sus flancos y charnelas plegamientos menores
(Twiss & Moore, 1997). Los grandes pliegues se conocen como de primer
orden, los plegamientos dentro de estos pliegues se conocen como de
segundo orden y as, sucesivamente (Figura 15).
1.5. Cinemtica del plegamiento
El plegamiento constituye un doblamiento (deformacin dctil) de una o
varias capas de roca como resultado de la aplicacin de un esfuerzo. Cada
una de estas capas, durante el proceso de doblamiento sufre tensin en su
parte superior y compresin en su parte inferior. Esto ocurre porque, durante
el plegamiento, la zona de la cresta del pliegue est siendo estirada en tanto
que la zona del ncleo del pliegue est siendo comprimida (Figura 17).
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Figura 15. Orden de los pliegues. Fuente: Modificado de Twiss & Moore (1997)
(a)
(b)
Figura 16. Cinemtica de los pliegues: (a) antes de la deformacin; (b) despus de la deformacin.
Fuente: (a) propia; (b) Modificado de Van der Plujim & Marshak (2004).
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1.6. Estructuras internas de los pliegues
Una de las estructuras internas de los pliegues ms tiles en geologa
estructural son los pliegues parsitos. Cuando existe una alternancia entre
capas delgadas y gruesas, las capas delgadas tienden a plegarse primero
mientras que las capas gruesas aumentarn su espesor conservando su
orientacin original; posteriormente, las capas gruesas se plegarn,
desarrollando la estructura de primer orden que controlar la geometra final
del pliegue (Fossen, 2010; Figura 17).
Figura 17. Formacin de pliegues parsitos: (a) antes de la deformacin; (b) etapa de plegamiento de las capas delgadas; (c) etapa de plegamiento
de las capas gruesas. Fuente: Modificado de Fossen (2010).
Los pliegues parsitos generalmente son nombrados segn la letra del
alfabeto a la que se asemejan (Fossen, 2010; Figura 18). Aquellos que
parecen una letra Z (zeta) son llamados pliegues tipo Z, los parecidos a la
letra S (ese) son llamados pliegues tipo S. En los antiformes, en la zona de la
charnela se forman pliegues similares a una letra M (eme), por lo cual son
llamados pliegues tipo M; en los sinformes, en la zona de la charnela se
forman pliegues similares a una letra W (doble u), por lo cual son llamados
pliegues tipo W. Los pliegues tipo S y tipo Z son asimtricos, en tanto que los
pliegues tipo M y tipo W son simtricos (Van der Plujim & Marshak, 2004;
Fossen, 2010).
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Figura 18. Tipos de pliegues parsitos en antiformes y sinformes. Fuente: Modificado de Fossen (2010).
La importancia de estas estructuras radica en que, a partir de la observacin
de pliegues parsitos es posible inferir lo siguiente:
(a) Los pliegues parsitos son indicadores inequvocos de la
presencia de un pliegue. Si en campo slo se observa una secuencia
estratificada con pliegues parsitos, puede concluirse que la secuencia
observada es parte de un plegamiento de mayor orden (Figura 19).
(a)
(b)
Figura 19. Presencia de pliegues parsitos: (a) secuencia plegada; (b) Secuencia plegada? Secuencia sin deformacin?
Fuente: Propia.
(b) Los pliegues parsitos pueden ayudar a interpretar la geometra
de un plegamiento no observado. A partir de los pliegues parsitos es
posible conocer la cinemtica del pliegue e indicar as donde se encuentran la
charnela, el ncleo y la cresta del mismo (Figura 20). Observar que las flechas
que indican la cinemtica del pliegue convergen hacia la cresta y divergen
desde el ncleo.
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Figura 20. Cinemtica de los pliegues parsitos (las flechas moradas indican la cinemtica de los pliegues parsitos).
Fuente: Modificado de Fossen (2010).
Ejercicio. Identifique la cinemtica y posible geometra de los pliegues de
primer orden de las fotografas de la Figura 21.
(a)
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(b)
Figura 21. Pliegues parsitos. Fuentes: (a) http://www.webpages.uidaho.edu/~simkat/geol345_files/chevron_fold_NZ.jpg; (b)
http://en.wikipedia.org/wiki/Fold_(geology)#mediaviewer/File:Dextral_shear_folds.JPG
Ejercicio. Identifique los pliegues parsitos en S, Z, M y W de las fotografas
de la Figura 22. Dibuje la cinemtica del plegamiento.
(a)
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(b)
Figura 22. Pliegues parsitos. Fuentes: (a) http://www.ncwcom.com/~jones/Geology/mount.htm; (b)
http://earthphysicsteaching.homestead.com/Principles_Structural_Geology_I.html
1.7. Mecanismos de plegamiento
Existen tres mecanismos bsicos de plegamiento: plegamiento activo o
doblamiento (active folding o buckling), plegamiento pasivo (passive folding)
y flexin (bending).
1.7.1. Plegamiento activo o doblamiento
EL plegamiento activo ocurre cuando los estratos se deflectan
perpendicularmente a la estratificacin (Suppe, 1985), como consecuencia de
la aplicacin de un esfuerzo compresivo paralelo a la estratificacin (Twiss &
Moore, 1997; Figura 23). Generalmente, en principio ocurre un aumento en
el espesor de los estratos y luego, el plegamiento; por lo tanto el espesor
inicial del material y sus propiedades determinan la forma del pliegue (Fossen,
2010; Figura 24).
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(a)
(b)
(c)
Figura 23. Plegamiento activo: (a) Antes de la deformacin; (b) deformacin evidenciada en aumento de espesor; (c) plegamiento activo
Fuente: Modificado de Fossen (2010).
Figura 24. Plegamiento activo. Fuente: http://www.see.leeds.ac.uk/structure/folds/describing/closer/disharm.htm
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1.7.2. Plegamiento pasivo
El plegamiento pasivo ocurre como resultado de la amplificacin de
irregularidades naturales en las capas o como la consecuencia de flujo
diferencial (Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 25). El plegamiento
pasivo ocurre en capas de poca competencia que actan como marcadores
que registran la deformacin, pero que no ejercen influencia alguna en la
forma del pliegue y en el proceso de plegamiento (Fossen, 2010; Figura 26).
(a)
(b)
(c)
Figura 25. Plegamiento pasivo: (a) Antes de la deformacin; (b) y (c) aumento de espesor y plegamiento pasivo del estrato verde.
Fuente: Modificado de http://www.geo.arizona.edu/~scojoh/103materials/Lecture17slides.pdf
Figura 26. Plegamiento pasivo. Fuente: http://commons.wikimedia.org/wiki/File:Rock_-_geograph.org.uk_-_204562.jpg
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1.7.3. Flexin
El plegamiento por flexin ocurre cuando los esfuerzos actan
perpendicularmente o a un alto ngulo con respecto a la orientacin de las
capas (Fossen, 2010; Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 27).
(a)
(b)
Figura 27. Flexin: (a) Antes de la deformacin; (b) despus de la deformacin.
Fuente: Fossen (2010).
Existen varios fenmenos en la naturaleza que pueden producir un
plegamiento por flexin:
(a) Boudinage. El boudinage es un fenmeno en el que, como consecuencia
de un estiramiento, cuerpos de litologa rgida quedan aislados, en forma de
lentes (boundins), dentro de una matriz dctil (Van der Plujim & Marshak,
2004). El plegamiento por flexin ocurre porque la matriz dctil se dobla para
rellenar el espacio dejado por los boudins (Figura 28).
Figura 28. Flexin asociada a Boudinage. Fuente. Esquema: Fossen (2010); Imagen:
http://folk.uib.no/nglhe/PhotoAlbum/Boudinage%20Chapter%2014/index.html
(b) Flexin asociada a rampas de cabalgamiento (fault-bend fold).
Se habla del trmino cabalgamiento cuando un bloque de roca sube con
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respecto a otro a travs de una falla de bajo ngulo (falla de cabalgamiento o
thrust). Durante el proceso de cabalgamiento, el arrastre y levantamiento del
bloque superior es acomodado por plegamientos por flexin (Fossen, 2010;
Figura 29).
Figura 29. Flexin asociada a rampas de cabalgamiento. Fuente. Esquema: Fossen (2010); Imagen: http://memoirs.gsapubs.org/content/200/357/F6.large.jpg
(c) Flexin asociada a fallas reactivadas del basamento. Cuando una
secuencia sedimentaria es empujada como consecuencia de la reactivacin de
fallas en el basamento, ocurre plegamiento por flexin (Fossen, 2010; Figura
30).
(d) Flexin asociada a domos de sal e intrusivos. Los domos de sal y
los intrusivos someten a las rocas encajantes a grandes empujes, como
consecuencia de la bsqueda de menores presiones (equilibrio). Estos
empujes generan plegamiento por flexin en las encajantes (Fossen, 2010;
Figura 31).
(e) Flexin asociada a compactacin diferencial. La compactacin
diferencial ocurre cuando los sedimentos se doblan como resultado de
diferentes grados de compactacin de las capas inferiores (Fossen, 2010;
Figura 32). Este fenmeno tambin puede ocurrir en obras de ingeniera, en
las que puede ocurrir compactacin diferencial en el suelo donde se cimentan
las obras (Figura 32).
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Figura 30. Flexin asociada a fallas reactivadas. Fuente. Esquema: Fossen (2010); Imgenes: http://www.ncgeolsoc.org/Field%20Trips/2003%20-
%202004/PTReyesFT/Pt%20Reyes%20Area%20FT.htm y
http://tle.geoscienceworld.org/content/30/12/1408/F2.large.jpg
Figura 31. Flexin asociada a domos de sal e intrusivos.
Fuente. Esquema: Fossen (2010); Imgenes:
http://wholefish.files.wordpress.com/2009/05/salt_domeseismic.jpg y http://www.ged.rwth-
aachen.de/Ww/projects/ogtech/saltdomes/saltdomes.html
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Figura 32. Flexin asociada a compactacin diferencial.
Fuente. Esquema: http://maps.unomaha.edu/maher/GEOL3300/week12/neotectonics.html; Imgenes:
http://maps.unomaha.edu/maher/GEOL3300/week12/neotectonics.html y http://www.nachi.org/visual-
inspection-concrete.htm
2. ESTRUCTURAS PLANARES Y LINEALES
En geologa estructural se emplea el trmino fbrica para definir la distribucin
geomtrica de componentes caractersticos en la roca (Van der Plujim &
Marshak, 2004). La fbrica de una roca puede ser lineal, planar o ambas. Se
dice que una roca tiene fbrica planar cuando contiene minerales tabulares,
laminares o planos con una orientacin comn; una fbrica lineal se define
cuando la roca posee elementos alargados con una orientacin preferencial
(Fossen, 2010; Figura 33).
(a)
(b)
Figura 33. Fbrica (a) planar; (b) lineal. Fuente: Fossen (2010).
A continuacin se vern las principales estructuras planares y lineales que
ocurren en las rocas.
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2.1. Estructuras planares
Las estructuras planares son aquellas que son definidas por fbricas planares
o curviplanares (Van der Plujim & Marshak, 2004). En geologa estructural las
ms importantes son la foliacin y el clivaje.
2.1.1. Foliacin
La foliacin es un trmino general empleado para describir una fbrica planar
o curviplanar en una roca (Van der Plujim & Marshak, 2004; Fossen, 2010).
Al ser un trmino tan genrico, la foliacin puede ser tanto una estructura
primaria como una estructura secundaria.
2.1.1.1. Foliacin primaria
La foliacin primaria es aquella que se forma durante la formacin de la roca.
Puede observarse tanto en rocas gneas como sedimentarias.
(a) Foliacin diagentica. La foliacin diagentica se desarrolla, como su
nombre lo indica, durante la diagnesis de los sedimentos, a modo de
pequeas estructuras planares paralelas a la estratificacin (Figura 34). Esta
foliacin se caracteriza por la orientacin paralela de delgados granos de mica
con aristas desgastadas (Passchier & Trouw; 2005).
Figura 34. Foliacin diagentica. Fuente: Passchier & Trouw (2005).
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(b) Bandeamiento de flujo. El bandeamiento de flujo ocurre durante la
cristalizacin de las rocas gneas plutnicas como consecuencia de un flujo
planar no uniforme (Figura 35) y se define como una intercalacin de capas
con mayores y menores concentraciones de cristales que, conjuntamente,
definen una foliacin (Best, 2003; Figura 36).
Figura 35. Origen del bandeamiento de flujo. Fuente: Best (2003).
Figura 36. Bandeamiento de flujo. Fuente: http://flowbanded.blogspot.com/2010/12/flow-banding-short-primer-also-my-first.html
(c) Estructura schlieren. La estructura schlieren se define como
concentraciones tenuemente orientadas de minerales mficos en una matriz
ms leucocrtica (de color claro; Best, 2003). Esta foliacin puede formarse
por (Best, 2003): (1) acumulacin de plagioclasas tabulares en el piso de la
cmara magmtica; (2) compactacin de un arreglo aleatorio de cristales
tabulares, por su propio peso; (3) flujo planar del magma que orienta las
plagioclasas tabulares.
(d) Estructura eutaxtica. La estructura eutaxtica es una estructura
planar que se forma en las rocas gneas volcnicas como consecuencia de la
compactacin gravitacional de piroclastos y de la eliminacin de espacios
porosos en la matriz volcnica (Best, 2003; Figura 39).
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Figura 37. Estructura schlieren. Fuente: Best (2003).
Figura 38. Estructura schlieren. Fuente: Propia.
Figura 39. Estructura eutaxtica. Fuente: http://flowbanded.blogspot.com/2010/12/flow-banding-short-primer-also-my-first.html
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2.1.1.2. Foliacin secundaria.
La foliacin secundaria es aquella que se forma durante la deformacin de la
roca, por lo tanto es una foliacin tectnica que se desarrolla generalmente
perpendicular al esfuerzo principal mximo (1; Fossen, 2010; Figura 40). La
foliacin de las rocas metamrficas, al ser rocas secundarias, tambin se
considera secundaria.
(a)
(b)
Figura 40. Diferentes tipos de foliacin y su relacin con el esfuerzo principal mximo: (a) antes de la deformacin; (b) despus de la
deformacin Fuente: modificado de Passchier & Trouw (2005)
Para las filitas y pizarras, rocas formadas antes de alcanzar la condicin de
facies esquisto verde (temperaturas menores a 300), se emplea el trmino
clivaje para referirse a su foliacin (Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura
41 y Figura 42).
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Figura 41. Clivaje pizarroso (slaty cleavage). Fuente: http://www.hdwallsweb.com/wp-content/uploads/2013/06/sea-stone-slate-rock.jpg
Figura 42. Clivaje filtico (phyllitic cleavage). Fuente: http://maps.unomaha.edu/maher/GEOL3300/week8/fabrics.html
Para los esquistos, anfibolitas, gneises y milonitas el trmino foliacin es
correcto (Figura 43, Figura 44, Figura 45 y Figura 46).
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Figura 43. Foliacin o esquistosidad en esquistos. Fuente: http://www.sdnhm.org/archive/research/geology/jschist1.html
Figura 44. Foliacin o esquistosidad en anfibolitas. Fuente: http://www.geol.ucsb.edu/faculty/hacker/geo102C/lectures/shearBands.jpg
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Figura 45. Foliacin o bandeamiento en gneises. Fuente: http://geomaps.wr.usgs.gov/archive/socal/geology/transverse_ranges/index.html
Figura 46. Foliacin en milonitas. Fuente: http://users.monash.edu.au/~weinberg/Pages/Reru_valley/Reru_valley/50pct/DSC03555.JPG
2.1.2. Clivaje en pliegues
El clivaje en los pliegues es un tipo particular de foliacin secundaria que
generalmente se forma paralelamente al plano axial del plegamiento (clivaje
de plano axial; Fossen, 2010). Durante la etapa inicial de compresin del
plegamiento por doblamiento (buckling), etapa que involucra aumento en el
espesor de los estratos sin plegamiento, algunas veces se desarrollan
estructuras perpendiculares al esfuerzo principal mximo (1) que finalmente,
durante la etapa de plegamiento, formarn el clivaje caracterstico de los
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pliegues (Fossen, 2010; Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 47 y Figura
48).
(a)
(b)
(c)
(d)
Figura 47. Formacin del clivaje en los pliegues (la lnea negra representa la estratificacin, la roja punteada el clivaje y la flecha roja al esfuerzo
principal mximo - 1): (a) antes de la deformacin; (b) etapa 1 de deformacin con aumento de espesor de los estratos; (c) etapa 2 de deformacin con aumento de espesor de los estratos; (d) etapa 3 de
deformacin con desarrollo de plegamiento. Fuente: Propia
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(a)
(b)
Figura 48. Clivaje de plano axial. Fuente: http://www.geocaching.com/geocache/GC26CM1_axial-planar-cleavage-in-folded-
slate?guid=d437155e-85ec-4a3d-bebb-4fc88428f764
Algunas veces, cuando hay contraste en la competencia de los estratos, el
clivaje puede sufrir rotacin debido a la deformacin diferencial en los
estratos. Lo anterior se conoce como refraccin de clivaje (Fossen, 2010; Van
der Plujim & Marshak, 2004). Como puede verse en la Figura 49, el clivaje
sufre refraccin en los estratos de arenisca (ms competentes), en tanto en
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los estratos de shale (menos competentes) el clivaje permanece perpendicular
al esfuerzo principal mximo (1) responsable por la formacin del pliegue;
sin embargo, es importante observar que en la zona de la charnela el clivaje
tiende a permanecer perpendicular a la estratificacin.
(a)
(b)
Figura 49. Refraccin del clivaje (a) etapa 1 de deformacin con aumento de espesor de los estratos; (b) etapa 2 de deformacin con desarrollo de
plegamiento. Fuente: Fossen (2010).
Figura 50. Refraccin del clivaje. Fuente: http://www.fault-analysis-group.ucd.ie/structurecontours/contours/outcrop_folds.html.
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Dado que el clivaje es casi siempre paralelo o subparalelo al plano axial del
pliegue, ste puede emplearse para deducir la geometra completa del
pleagamiento teniendo en cuenta que un plano de clivaje solo cortar una sola
vez una superficie plegada en particular y que tiende a ser perpendicular a la
estratificacin en la zona de la charnela (Twiss & Moore, 1997; Figura 1;
Figura 51).
(a)
(b)
(c)
Figura 51. Clivaje como medio para interpretar la geometra del pliegue (a) datos de campo; (b) interpretacin del pliegue acorde con el clivaje; (c)
interpretacin errada del pliegue dado que el clivaje corta ms de una vez cada superficie plegada.
Fuente: Fossen (2010).
Ejercicio. Para las fotografas mostradas en la Figura 52 interprete la estratificacin, el
clivaje y disee la posible geometra del pliegue completo.
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(a)
(b)
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(c)
Figura 52. Clivaje de plano axial. Fuente: (a) http://blogs.agu.org/mountainbeltway/2012/07/07/structures-seen-at-floe-lake/; (b)
http://csmres.jmu.edu/geollab/vageol/vahist/Fracstru.html; (c)
http://www.geosci.usyd.edu.au/users/prey/FieldTrips/BrokenHillOlary/Mapping.html
2.2. Estructuras lineales
El trmino lineamiento se emplea para describir elementos lineales que
ocurren en una roca (Fossen, 2010). Cuando una estructura lineal se
desarrolla durante la deformacin de la roca se dice que es un lineamiento
construido (Twiss & Moore, 1997).
Desde el punto de vista estructural, la mayor parte de las lineaciones son
desarrolladas paralelamente al esfuerzo principal mnimo (3), por lo que su
identificacin resulta particularmente til en trminos de la definicin del
campo de esfuerzos.
Las principales estructuras lineales tectnicas son:
2.2.1. Lineacin de interseccin
La lineacin de interseccin es formada por el corte entre el clivaje y la
estratificacin en un pliegue (Fossen, 2010). Dado que el clivaje es
aproximadamente paralelo al plano axial (plano perpendicular a 1), la
lineacin de interseccin define la direccin del esfuerzo principal mnimo 3.
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Figura 53. Lineacin de interseccin Fuente: http://www.rci.rutgers.edu/~schlisch/structureslides/foldhingeclbed.html
2.2.2. Lineacin mineral
La lineacin mineral de inters para la geologa estructural consiste en la
orientacin de minerales de geometra asimtrica (anfboles, plagioclasas,
etc.). Dicha orientacin, cuando es producida por un fenmeno tectnico,
suele ser paralela a la direccin de estiramiento (generalmente paralela al
esfuerzo principal mnimo 3) y por esta razn se conoce como lineacin de
estiramiento (Fossen, 2010).
Figura 54. Lineacin mineral. Fuente: http://www.ugr.es/~jmmm/Fotos/big/DSC00844.JPG
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2.2.3. Estras de falla
Las estras de falla son estructuras lineales que se forman por abrasin de las
paredes puestas en contacto por la superficie de falla (Fossen, 2010). Estas
estructuras no son paralelas a ninguno de los esfuerzos principales, pero s lo
son con respecto a la direccin del movimiento de la falla.
Figura 55. Estras de falla. Fuente: Propia.
3. FRACTURAS
Una fractura es una discontinuidad planar o subplanar que se desarrolla en la
roca cuando su lmite de elasticidad es superado como consecuencia de la
aplicacin de un esfuerzo (Fossen, 2010).
Las fracturas pueden ser clasificadas en diaclasas (o fracturas de apertura),
fallas y venas o diques.
3.1. Diaclasas
Una diaclasa se define en trminos generales como una fractura natural en la
roca, a lo largo de la cual no hay un desplazamiento de cizalla medible
(desplazamiento paralelo al plano de la fractura; Van der Plujim & Marshak,
2004). El origen ms aceptado para la formacin de las diaclasas establece
que stas se abren perpendicularmente al esfuerzo principal mnimo -3-
sobre el plano que contiene a los esfuerzos principales mximo -1- y medio
-2 (Fossen, 2010; Figura 75).
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Figura 56. Diaclasas y su relacin con los esfuerzos. Fuente: propia
A la hora de estudiar las diaclasas de un afloramiento, es importante tener en
cuenta la siguiente terminologa (tomada de Van der Plujim & Marshak, 2004):
(a) Familia de diaclasas. Se define una familia de diaclasas como un
arreglo de diaclasas que son paralelas o subparalelas (Figura 57).
(a)
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(b)
Figura 57. Familias de diaclasas: (a) Familia de diaclasas en amarillo; (b) familia de diaclasas en verde.
Fuente: propia
(b) Sistema de diaclasas. Se define un sistema de diaclasas como dos o
ms familias de diaclasas que se intersectan a un ngulo aproximadamente
constante. Si son ortogonales, se habla de sistema ortogonal de diaclasas, si
hacen un ngulo de 30 o 60 se habla de sistema conjugado de diaclasas
(Figura 58).
Figura 58. Sistema conjugado de diaclasas (ngulo de 60 entre diaclasas). Fuente: propia
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Es un tema controversial si los sistemas de diaclasas se forman
simultneamente o no. Por ahora se tiene como teora ms aceptada que slo
un sistema de diaclasas se forma bajo un sistema de esfuerzos particular,
siendo los otros sistemas resultado de un cambio local en los esfuerzos, o
sistemas formados en otra poca (no contemporneos), o fracturas de cizalla
mal clasificadas (Fossen, 2010; Van der Plujim & Marshak, 2004).
3.1.1. Edad relativa
Twiss & Moore (1997) establecen que cuando ms de una familia de diaclasas
se desarrolla, las diaclasas ms jvenes terminan contra las ms antiguas
dado que la energa no puede propagarse por causa del fracturamiento previo
(Figura 59). Para estos autores, la edad relativa de las diaclasas puede ser
enmascarada por los siguientes factores:
Figura 59. Edad relativa de las diaclasas. Fuente: http://maps.unomaha.edu/maher/GEOL3300/week1/joints.html
(a) Si las diaclasas antiguas son cementadas por minerales hidrotermales,
el lmite entre estas diaclasas ya no actuar ms como una barrera para la
propagacin de la energa y las nuevas diaclasas podrn atravesarlas. Esta
situacin puede ser particularmente confusa si, en el presente, el cementante
de las diaclasas antiguas ya ha sido diluido por el agua (Figura 60).
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(a) (b)
(c) (d)
Figura 60. Entrada de cementante en diaclasas ms antiguas: (a) formacin de las diaclasas ms antiguas; (b) entrada de cementante en las diaclasas; (c) formacin de la diaclasas ms nuevas; (d) disolucin del cementante.
Fuente: Propia
(b) Una diaclasa nueva puede desarrollarse a ambos lados de una ms
antigua, por lo que parecera que es continua y que la corta.
(a) (b)
(c)
Figura 61. Desarrollo de diaclasas ms nuevas alrededor de diaclasas ms antiguas: (a) formacin de la diaclasa ms antigua; (b) formacin de una diaclasa ms nueva; (c) formacin de otra diaclasa frente a la anterior.
Fuente: Propia
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(c) Si se confunde una fractura de cizalla con una diaclasa, la fractura de
cizalla (fractura con movimiento milimtrico o centimtrico relativo) puede
mostrar el falso fin de una diaclasa que realmente est cortando. Para esto es
muy importante reconocer bien la fractura de cizalla y no confundirla con una
diaclasa.
(a) (b)
Figura 62. Confusin entre una diaclasa y una fractura de cizalla: (a) visualizacin de dos fracturas, una cortando a la otra; (b) aumento de escala de observacin donde se observa que la fractura que corta a la
diaclasa es realmente una fractura de cizalla. Fuente: Propia
Si en una misma roca se tiene una familia de diaclasas mineralizada o con
diques, y otra familia sin mineralizacin o diques, es muy probable que ambas
se hayan formado en etapas diferentes (Twiss & Moore, 1997).
3.1.2. Origen de las diaclasas
Las diaclasas no solo se forman por orgenes tectnicos, pueden formarse
como consecuencia en cambios en los sistemas de esfuerzos por factores
diferentes.
3.1.2.1. Diaclasas por liberacin de presin
Las diaclasas por liberacin de presin o diaclasas columnares son columnas
hexagonales, separadas por fracturas, que se forman durante el enfriamiento
y contraccin de rocas hipoabisales y lavas (Van der Plujim & Marshak, 2004;
Figura 63 y Figura 64).
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Figura 63. Formacin de las diaclasas columnares. Fuente: http://homepage.usask.ca/~mjr347/prog/geoe118/geoe118.054.html
Figura 64. Diaclasas columnares. Fuente: http://www.cedd.gov.hk/eng/about/organisation/kkh_brief.html
3.1.2.2. Diaclasas en hoja o de exfoliacin (sheet joints)
Las diaclasas de exfoliacin son fracturas que se desarrollan de forma paralela
a la superficie topogrfica (Figura 65 y Figura 66); se forman normalmente
como consecuencia de un cambio en el sistema de esfuerzos local por
desconfinamiento de las rocas (exhumacin), donde los esfuerzos
horizontales dominan sobre los verticales (Van der Plujim & Marshak, 2004).
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(a)
(b) (c)
Figura 65. Formacin de las diaclasas en hoja o de exfoliacin (sheet joints): (a) tiempo presente; (b) inicio de formacin; (c) vista
regional tiempo presente. Fuente: Modificado de Fossen (2010).
Figura 66. Diaclasas en hoja o de exfoliacin (sheet joints). Fuente: http://maps.unomaha.edu/maher/geo117/117igneous.html
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3.1.2.3. Diaclasas por fracturamiento hidrulico
Las diaclasas por fracturamiento hidrulico son fracturas que se forman en
mltiples direcciones (direcciones aleatorias) como consecuencia de un
incremento en la presin de poro que, al superar la resistencia de la roca,
hace que las grietas o espacios que estn rellenos con fluido se propaguen
como fracturas (Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 67 y Figura 68).
Figura 67. Formacin de las diaclasas por fracturamiento hidrulico. Fuente: Modificado de Lillo y Oyarzun (2013).
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Figura 68. Diaclasas por fracturamiento hidrulico. Fuente: https://www.flickr.com/photos/29750062@N06/6365848857/sizes/l/in/photostream/
3.1.2.4. Diaclasas tectnicas
Las diaclasas tectnicas son aquellas que se forman como resultado de la
aplicacin de un esfuerzo de tipo tectnico sobre la roca. Estas estructuras se
forman sobre el plano que contiene a los esfuerzos principales mximo -1- y
medio -2 y se abren perpendicularmente al esfuerzo principal mnimo -3-
(Fossen, 2010; Figura 69 y Figura 70).
Figura 69. Diaclasas tectnicas. Fuente: propia
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Figura 70. Diaclasas tectnicas. Fuente: propia
3.1.3. Relacin de las diaclasas con otras estructuras
Las diaclasas, al igual que la mayora de las estructuras geolgicas, no ocurren
aisladas dentro de la roca sino acompaadas con otras estructuras. A
continuacin se presentan algunas de las diaclasas que pueden formarse
simultneamente con otras estructuras.
3.1.3.1. Diaclasas y fallas
Las diaclasas se encuentran comnmente asociados con las fallas por ser
ambas estructuras frgiles. Existen tres tipos comunes de asociacin entre
fallas y diaclasas (Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 71): (a) diaclasas
tectnicas formadas por el mismo campo de esfuerzos que crea la falla; (b)
diaclasas formadas por el desarrollo de extensin local en una zona de
irregularidad geomtrica, en uno de los bloques divididos por la falla; (c)
diaclasas denominadas diaclasas pinadas (pinnate joints), adyacentes a zona
de ruptura de la falla, a 30 o 45 de la superficie de falla, que se forman por
extensin local mientras la falla se mueve.
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(a)
(b)
(c)
Figura 71. Diaclasas asociadas al fallamiento: (a) diaclasas tectnicas; (b) diaclasas formadas sobre una irregularidad en la superficie de falla;
(c) diaclasas pinadas. Fuente: Modificado de Van der Plujim & Marshak, 2004.
3.1.3.2. Diaclasas y pliegues
Las diaclasas que se forman contemporneamente con los pliegues, en un
rgimen de deformacin frgil-dctil pueden ser (Twiss & Moores, 2007;
Figura 72): (a) diaclasas tectnicas que se forman bajo el mismo rgimen de
esfuerzos que crea el plegamiento; (b) fracturas de tensin asociadas al
estiramiento en la zona de la cresta del pliegue, las cuales suelen ser
conjugadas formando 30 con respecto al plano definido por 3 y 2; (c)
fracturas compresivas asociadas a la constriccin en el ncleo del pliegue,
generalmente son conjugadas, formando 30 con respecto al plano definido
por 3 y 2.
Figura 72. Diaclasas asociadas al plegamiento: (a) diaclasas tectnicas, en rojo; (b) diaclasas de tensin en la cresta, en azul; (c) diaclasas
compresivas en el ncleo, en verde. Fuente: Modificado de Twiss & Moores (2007)
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3.1.3.3. Diaclasas e intrusivos
Los frentes de intrusin, especialmente aquellos de grandes cuerpos
plutnicos, generalmente modifican el campo de esfuerzos local, haciendo que
el esfuerzo principal mximo sea paralelo al frente de intrusin. Esta
modificacin hace que se desarrollen diaclasas paralelas al frente de intrusin
que, generalmente se rellenan con fluido magmtico (Figura 73).
Geomorfolgicamente se crean plegamientos por flexin (bending) y
estructuras circulares (Figura 74).
Figura 73. Diaclasas asociadas a intrusiones (1 est representado por la flecha roja)
Fuente: Modificado de Best (2003).
Figura 74. Geomorfologa de diaclasas asociadas a intrusiones. Fuente: http://www.expeditionportal.com/forum/threads/62664-Granite-Batholiths-Bedouin-Wells-and-
Abandoned-Villages-of-Arabia-Shield
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3.2. Fallas
Las fallas son estructuras complejas y por esta razn hay diversas propuestas
en su definicin, siendo la ms aceptada aquella que establece que una falla
es una discontinuidad, con desplazamiento paralelo a las paredes, dominado
por mecanismos de deformacin frgil y que se forma, en teora, mediante la
unin de pequeas fracturas de tensin que se expanden a lo largo de su
propio plano de discontinuidad (Fossen, 2010; Van der Plujim & Marshak,
2004; Figura 75, Figura 76).
Figura 75. Esquema de una falla. Fuente: Propia.
Figura 76. Falla geolgica. Fuente: http://en.wikipedia.org/wiki/Fault_(geology)#mediaviewer/File:The_Blue_Anchor_Fault_-
_geograph.org.uk_-_2455274.jpg.
3.2.1. Terminologa bsica
Para poder estudiar las fallas es importante conocer las partes que las
componen (Van der Plujim & Marshak, 2004; Fossen, 2010; Figura 77):
(a) Plano de falla: plano en el que ocurri el desplazamiento de cizalla.
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(b) Bloque techo (o bloque superior, o bloque colgante; hanging-wall
block): si la falla no es vertical (buzamiento menor que 90), el bloque techo
es aquel que queda sobre el plano de falla.
(c) Bloque piso (o bloque inferior, o bloque yacente; footwall block):
si la falla no es vertical (buzamiento menor que 90), el bloque piso es aquel
que queda bajo el plano de falla.
(d) Bloque levantado: cuando la falla es vertical (buzamiento igual a 90),
el bloque levantado se define como aquel que se levant con respecto al otro
bloque.
(e) Bloque hundido: cuando la falla es vertical (buzamiento igual a 90),
el bloque hundido es aquel que se hundi con respecto al otro bloque.
(f) Rumbo de la falla (fault strike): ngulo entre el norte y la lnea de
rumbo (lnea de interseccin entre el plano de falla y un plano horizontal).
(g) Buzamiento de la falla (fault dip): ngulo entre un plano horizontal
y la lnea de buzamiento (interseccin de la falla con un plano vertical).
(a)
(b)
Figura 77. Partes de una falla: (a) falla con buzamiento menor que 90; (b) falla vertical (con buzamiento igual a 90).
Fuente: propia
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(h) Movimiento neto (net slip): el movimiento neto describe la magnitud
del movimiento relativo entre los bloques, conectados por una lnea
imaginaria llamada vector de deslizamiento (slip vector) que une dos puntos
que originalmente eran adyacentes (Figura 78).
Figura 78. Movimiento neto (la flecha roja indica el vector desplazmiento) Fuente: propia
3.2.2. Clasificacin
Las fallas tienen dos tipos de clasificaciones: geomtrica y segn su
movimiento relativo. A continuacin se presentar un resumen de ambas.
3.2.2.1. Segn su morfologa
Segn su morfologa las fallas pueden describirse de la siguiente manera:
(a) Fallas planares. Se dice que una falla es planar cuando la superficie de
falla es un plano. Estas fallas pueden clasificarse segn el buzamiento de este
plano, segn muestra la Tabla 2 (Figura 79).
Tabla 2. Clasificacin de las fallas segn su buzamiento (modificado de Van der Plujim & Marshak, 2004).
Tipo de falla Buzamiento plano axial ()
Vertical = 90
Subvertical 80 < 90
De alto ngulo 60 < 80
Inclinada 30 < < 60
De bajo ngulo 10 < 30
Subhorizontal 0 < 10
Horizontal = 0
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(a)
(b)
(c)
(d)
(e)
(f)
(g)
Figura 79. Clasificacin de las fallas segn su buzamiento: (a) verticales; (b) subverticales ; (c) de alto ngulo; (d) inclinadas; (e) de bajo ngulo;
(f) subhorizontales; (g) horizontales. Fuente: propia
(b) Fallas lstricas. Se dice que una falla es lstrica cuando tiene un alto
buzamiento cerca de la superficie y un buzamiento bajo en profundidad (Van
der Plujim & Marshak, 2004; Figura 80). Esta es una falla curva.
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Figura 80. Falla lstrica. Fuente: propia
(c) Falla en flor. Una falla en flor es una superficie curva que posee
buzamiento vertical a subvertical en profundidad y, hacia la superficie,
disminuye el ngulo de buzamiento (Figura 81).
(a) (b)
Figura 81. Fallas en flor: (a) flor negativa; (b) flor positiva. Fuente: Modificado de Woodcock & Fischer (1986).
3.2.2.2. Segn su movimiento relativo
Segn el movimiento relativo entre los bloques que componen la falla, stas
pueden clasificarse en:
(a) Fallas con movimiento paralelo a la lnea de buzamiento. El bloque
superior puede moverse paralelamente a la lnea de buzamiento en dos
direcciones: hacia arriba o hacia abajo (Figura 82). Si el bloque superior se
mueve hacia arriba (sube) con respecto al inferior, se dice que la falla es
inversa; si el bloque superior se mueve hacia abajo (baja) con respecto al
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inferior, se dice que la falla es normal (Fossen, 2010; Van der Plujim &
Marshak, 2004).
(a) (b)
Figura 82. Fallas con movimiento paralelo a la lnea de buzamiento: (a) falla normal; (b) falla inversa.
Fuente: propia.
(b) Fallas con movimiento paralelo a la lnea de rumbo. Un bloque
puede moverse con respecto a otro, paralelamente a la lnea de rumbo, en
dos direcciones: hacia la derecha o hacia la izquierda (Figura 83). Si el bloque
se mueve hacia la derecha con respecto al otro bloque, se dice que la falla es
dextral; si el bloque se mueve hacia la izquierda con respecto al otro bloque,
se dice que la falla es sinistral (Fossen, 2010; Van der Plujim & Marshak,
2004).
(a) (b)
Figura 83. Fallas con movimiento paralelo a la lnea de rumbo: (a) falla dextral; (b) falla sinistral.
Fuente: propia.
(c) Fallas oblicuas. En las fallas oblicuas el bloque del techo se mueve con
respecto al bloque del piso en una direccin que involucra movimiento tanto
a lo largo de la lnea de rumbo, como a lo largo de la lnea buzamiento,
definiendo un movimiento diagonal a ambas lneas. Dependiendo de la
caracterstica del movimiento, las fallas oblicuas se clasifican en:
Normal-dextral. Se dice que una falla es normal-dextral cuando el
movimiento dominante es a lo largo de la lnea de buzamiento. En este
tipo de falla el bloque superior baja y se mueve hacia la derecha con
respecto al bloque inferior (Figura 84).
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Figura 84. Falla normal-dextral (las flechas indican el movimiento del bloque superior)
Fuente: propia.
Normal-sinistral. Se dice que una falla es normal-sinistral cuando el
movimiento dominante es a lo largo de la lnea de buzamiento. En este
tipo de falla el bloque superior baja y se mueve hacia la izquierda con
respecto al bloque inferior (Figura 85).
Figura 85. Falla normal-sinistral (las flechas indican el movimiento del bloque superior)
Fuente: propia.
Inversa-dextral. Se dice que una falla es inversa-dextral cuando el
movimiento dominante es a lo largo de la lnea de buzamiento. En este
tipo de falla el bloque superior sube y se mueve hacia la derecha con
respecto al bloque inferior (Figura 86).
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Figura 86. Falla inversa-dextral (las flechas indican el movimiento del bloque superior)
Fuente: propia.
Inversa-sinistral. Se dice que una falla es inversa-sinistral cuando el
movimiento dominante es a lo largo de la lnea de buzamiento. En este
tipo de falla el bloque superior sube y se mueve hacia la izquierda con
respecto al bloque inferior (Figura 87).
Figura 87. Falla inversa-sinistral (las flechas indican el movimiento del bloque superior)
Fuente: propia.
Dextral-normal. Se dice que una falla es dextral-normal cuando el
movimiento dominante es a lo largo de la lnea de rumbo. En este tipo de
falla el bloque superior baja y se mueve hacia la derecha con respecto al
bloque inferior (Figura 88).
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Figura 88. Falla dextral-normal (las flechas indican el movimiento del bloque superior)
Fuente: propia.
Dextral-inversa. Se dice que una falla es dextral-inversa cuando el
movimiento dominante es a lo largo de la lnea de rumbo. En este tipo de
falla el bloque superior sube y se mueve hacia la derecha con respecto al
bloque inferior (Figura 89).
Figura 89. Falla dextral-inversa (las flechas indican el movimiento del bloque superior)
Fuente: propia.
Sinistral-normal. Se dice que una falla es sinistral-normal cuando el
movimiento dominante es a lo largo de la lnea de rumbo. En este tipo de
falla el bloque superior baja y se mueve hacia la izquierda con respecto al
bloque inferior (Figura 90).
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Figura 90. Falla sinistral-normal (las flechas indican el movimiento del bloque superior)
Fuente: propia.
Sinistral-inversa. Se dice que una falla es sinistral-inversa cuando el
movimiento dominante es a lo largo de la lnea de rumbo. En este tipo de
falla el bloque superior sube y se mueve hacia la izquierda con respecto al
bloque inferior (Figura 91).
Figura 91. Falla sinistral-inversa (las flechas indican el movimiento del bloque superior)
Fuente: propia.
3.2.3. Relacin entre las fallas y los esfuerzos principales
Con base en la teora de fallamiento, propuesta por Anderson en 1951, se ha
establecido que, en condiciones ideales, las fallas pueden formarse en pares
conjugados (a 60) cuya bisectriz es el plano que contiene a los esfuerzos
principales mximo y medio (1 y 2, respectivamente; Van der Plujim &
Marshak, 2004). Dependiendo de la orientacin de los esfuerzos principales
se tiene el desarrollo de las siguientes fallas:
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3.2.3.1. Fallas normales
Las fallas normales se desarrollan cuando el esfuerzo principal mximo (1)
es vertical, el esfuerzo principal medio es horizontal (2) y el esfuerzo principal
mnimo (3) es horizontal (Figura 92).
Figura 92. Fallas normales y su relacin con los esfuerzos principales. Fuente: Modificado de Van der Plujim & Marshak (2004).
3.2.3.2. Fallas inversas
Las fallas inversas se desarrollan cuando el esfuerzo principal mximo (1) es
horizontal, el esfuerzo principal medio es horizontal (2) y el esfuerzo principal
mnimo (3) es vertical (Figura 93).
Figura 93. Fallas inversas y su relacin con los esfuerzos principales. Fuente: Modificado de Van der Plujim & Marshak (2004).
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3.2.3.3. Fallas de rumbo
Las fallas de rumbo se desarrollan cuando el esfuerzo principal mximo (1)
es horizontal, el esfuerzo principal medio es vertical (2) y el esfuerzo principal
mnimo (3) es horizontal (Figura 94). Notar que bajo un mismo sistema de
esfuerzos pueden crearse fallas tanto dextrales como sinistrales.
Figura 94. Fallas de rumbo y su relacin con los esfuerzos principales: (a) dextrales; (b) sinistrales
Fuente: Modificado de Van der Plujim & Marshak (2004).
3.2.3.4. Fallas oblicuas
La direccin de los esfuerzos principales ser inclinada con respecto a la
horizontal o a la vertical para formar los diferentes tipos de fallas oblicuas.
3.2.4. Caractersticas de los principales tipos de falla
Los principales tipos de falla generalmente presentan unas caractersticas
especficas que ayudan en su correcta identificacin en el campo.
3.2.4.1. Fallas normales
Las fallas normales son aquellas en las que el bloque del techo se mueve hacia
abajo, con respecto al bloque del piso. Este movimiento hace que ocurra
prdida de secuencias estratigrficas y que rocas ms jvenes se posicionen
junto a rocas ms antiguas (Twiss & Moores, 2007; Figura 95). Segn la teora
de fallamiento de Anderson, bajo condiciones ideales, las fallas normales
tienden a poseer un ngulo de buzamiento cercano a los 60 (Twiss & Moores,
2007).
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Figura 95. Caractersticas de las fallas normales. Fuente: propia
Aunque las fallas normales pueden desarrollarse en cualquier tipo de
ambiente, los principales sistemas de fallas normales regionales se
desarrollan principalmente en (Van der Plujim & Marshak, 2004): rifts (reas
de la litsfera sometidas a extensin), dorsales ocenicas (mid-ocean ridges)
y mrgenes pasivas (mrgenes continentales que no son, actualmente, lmites
de placa). Estos sistemas de fallas suelen estar caracterizados por arreglos
paralelos de fallas planares o lstricas (Figura 96) definiendo las estructuras
conocidas como graben, horst y hemigraben (Van der Plujim & Marshak,
2004). Es comn encontrar mltiples fallas asociadas a las fallas lstricas,
aquellas que buzan en la misma direccin de la falla lstrica se conocen como
fallas sintticas y, aquellas que buzan en direccin opuesta, son llamadas
fallas antitticas.
(a)
(b)
Figura 96. Sistemas de fallas normales: (a) planares; (b) lstricas Fuente: Modificado de Van der Plujim & Marshak (2004).
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3.2.4.2. Fallas inversas
Las fallas inversas son aquellas en las que el bloque del techo sube con
respecto al bloque del piso. Este movimiento hace que ocurra repeticin de
las secuencias estratigrficas y que rocas ms antiguas se posicionen sobre
rocas ms nuevas (Twiss & Moores, 2007; Figura 97). Segn la teora de
fallamiento de Anderson, bajo condiciones ideales, las fallas inversas tienen a
poseer un ngulo de buzamiento cercano a los 30 (Twiss & Moores, 2007).
Figura 97. Caractersticas de las fallas inversas. Fuente: propia
Los sistemas de fallas inversas son arreglos de fallas que acomodan el
acortamiento regional generado en mrgenes convergentes de lmites de
placa y en orgenos colisionales, formando cinturones de plegamiento y
cabalgamiento (fold-thrusts belts; Van der Plujim & Marshak, 2004). Estos
cinturones suelen desarrollar abanicos imbricados de fallas de cabalgamiento
o estructuras dplex (Figura 98).
(a)
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(b)
Figura 98. Sistemas de fallas inversas: (a) abanicos imbricados; (b) dplex. Fuente: Modificado de Van der Plujim & Marshak (2004).
3.2.4.3. Fallas de rumbo
Las fallas de rumbo son aquellas en las que un bloque de falla se mueve
horizontalmente con respeto al otro. Si el movimiento del bloque de referencia
es hacia la derecha, se dice que la falla es dextral; si este movimiento es hacia
la izquierda, se dice que la falla es sinistral (Figura 99). Segn la teora de
fallamiento de Anderson, bajo condiciones ideales, las fallas de rumbo tienen
a poseer un ngulo de buzamiento cercano a los 90 (Twiss & Moores, 2007).
(a)
(b)
Figura 99. Fallas de rumbo: (a) falla dextral; (b) falla sinistral. Fuente: propia.
Los sistemas de fallas de rumbo son arreglos de fallas que ocurren
generalmente como lmite de placas o dentro de placas en orgenos
convergentes, usualmente caracterizados por la presencia de mltiples fallas
de rumbo conectadas a travs de fallas de segundo y tercer orden (Van der
Plujim & Marshak, 2004; Figura 100).
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Figura 100. Modelamiento fsico de la formacin de las fallas de rumbo: (a) antes de la deformacin; (b) despus de la deformacin; (c) vista en planta (fallas de segundo orden en azul y verde, fallas de tercer orden en
rojo). Fuente: Modificado de Van der Plujim & Marshak (2004).
3.2.4.4. Fallas oblicuas
Las fallas oblicuas son aquellas que tienen movimiento combinado paralelo a
las lneas de rumbo y buzamiento. Geomtricamente, y como consecuencia
del movimiento combinado, estas fallas tienden a ser curvas. Si la falla posee
movimiento de rumbo combinado con movimiento inverso se tendr una falla
vertical en profundidad que suaviza su buzamiento hasta llegar a superficie,
formando una flor negativa (Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 101a).
Si el movimiento de rumbo se combina con un movimiento normal se tendr
una falla vertical en profundidad que tiende a llegar a la superficie con altos
buzamientos (aproximadamente 60; Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura
101b).
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(a) (b)
Figura 101. Fallamiento oblicuo: (a) estructura en flor positiva; (b) estructura en flor negativa.
Fuente: Modificado de Woodcock & Fischer (1986).
3.2.5. Inflexiones en zonas de falla
El hecho de que las fallas se curven es natural (Suppe, 1985; Gamond, 1987;
Ramsay, 2006; Dieterich & Smith, 2009). La orientacin de las fracturas est
condicionada por los esfuerzos principales y el comportamiento mecnico de
los materiales. La heterogeneidad en la geologa de casi cualquier sector y a
cualquier escala puede resultar en la formacin de fallas no planares (Lillo &
Oyarzun, 2013). A continuacin se presentarn los dos tipos principales de
inflexin en zonas de falla.
3.2.5.1. Dplex
Las estructuras dplex son aquellas en las cuales ocurre una inflexin (o varias
inflexiones) en el plano de falla (Woodcock & Fischer, 1985). Estas inflexiones
generalmente producen reas en las que se forman zonas de apertura o
cerramiento de espacios debido a esfuerzos diferenciales en el rea de la
inflexin (transpresin o transtensin, respectivamente). La geometra de los
dplex depende del tipo de falla principal en la que se forman (normal,
inversa, de rumbo u oblicua; Figura 102).
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(a)
(b)
(c)
(d)
Figura 102. Estructuras dplex: (a) falla sinistral; (b) falla dextral; (c) falla normal; (d) falla inversa.
Fuente. Esquemas: modificado de Woodcock & Fischer (1986); Fotografas: (a) y (b) http://plate-
tectonic.narod.ru/faultsphotoalbum.html; (c) http://www.geol.lsu.edu/jlorenzo/Oman/Oman.html;
(d) http://www.webpages.uidaho.edu/~simkat/geol345_files/duplex_horses.jpg.
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3.2.5.2. Fallas en echelon
Las fallas en echelon son aquellas en las que ocurre un salto en el plano de
falla. Estos dos planos generalmente son unidos por arreglos de fracturas o
fallas de segundo orden (llamados puentes o bridges) que se combinan y
entrelazan entre s (Figura 103; Gamond, 1987). Es comn que estos saltos
ocurran en fallas de rumbo (movimiento dextral o sinistral), pero tambin
pueden verse en fallas de cinemtica normal, inversa u oblicua.
(a)
(b)
Figura 103. Puentes compresivos en fallas en echelon: (a) esquema; (b) afloramiento.
Fuente: (a) Modificado de Gamond (1987);
(b) http://geoscience.wisc.edu/~chuck/Classes/Mtn_and_Plates/rock_deformation.html
En fallas de rumbo, el escalonamiento puede darse hacia la derecha
(escalonamiento dextral, Figura 104a) o hacia la izquierda (escalonamiento
sinistral, Figura 104b). Segn el movimiento de la falla, pueden generarse
reas de compresin (Figura 105) o de tensin (Figura 106).
(a) (b)
Figura 104. Escalonamiento en fallas de rumbo: (a) dextral; (b) sinistral. Fuente: propia.
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(a) (b)
(c) (d)
Figura 105. Zonas de compresin generadas por los puentes (bridges) en los tipos principales de falla: (a) sinistral; (b) dextral; (c) normal;
(d) inversa. Fuente: propia.
(a) (b)
(c) (d)
Figura 106. Zonas de extensin generadas por los puentes (bridges) en los tipos principales de falla: (a) sinistral; (b) dextral; (c) normal; (d) inversa.
Fuente: propia.
3.2.5.3. Terminacin de fallas
Las fallas terminan en un punto en el que el movimiento neto a lo largo del
plano de falla es nulo (Van der Plujim & Marshak, 2004). Estas terminaciones
suelen estar representadas geomtricamente por un abanico de fracturas
menores llamadas cola de caballo (horsetail) o, en zonas de deformacin
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dctil, por plegamientos cuyo plano axial es perpendicular al movimiento de
la falla (Van der Plujim & Marshak, 2004; ).
Figura 107. Terminaciones de una falla (colas de caballo en rojo, ejes de plegamiento en azul).
Fuente: Van der Plujim & Marshak (2004).
3.2.6. Estructuras relacionadas al fallamiento
Como se vio anteriormente, las estructuras geolgicas generalmente no
ocurren de forma aislada sino asociadas a otras estructuras. A continuacin
se presentan las principales relaciones entre fallamiento, plegamiento y
fracturamiento.
3.2.6.1. Pliegues
Existen mltiples tipos de plegamientos asociados a las fallas, dentro de los
ms comunes se tienen:
(a) Pliegues de arrastre (drag folds). Los pliegues de arrastre se forman
en estados previos a la formacin de la falla, como resultado del movimiento
incipiente de los bloques que, finalmente, la definirn (Van der Plujim &
Marshak, 2004; Figura 108). Estos pliegues normalmente se comportan como
indicadores cinemticos del movimiento de la falla.
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(a)
(b)
(c)
(d)
Figura 108. Pliegues de arrastre: (a) antes de la deformacin; (b) formacin del pliegue; (c) formacin de la falla; (d) pliegue de arrastre en
afloramiento Fuentes. (a), (b) y (c) Van der Plujim & Marshak (2004);
(d) http://web.mst.edu/~rogersda/cp_megalandslides/1162-
fault_with_drag_folds_preserved_in_boulder_near_granite_park_fault_in_205_mile_canyon.jpg
(b) Rollover. Durante el desarrollo de una falla lstrica, el plegamiento
desarrollado en el bloque del techo es conocido como rollover (Van der Plujim
& Marshak, 2004; Figura 109).
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(a)
Figura 109. Rollover: (a) formacin; (b) imagen ssmica de un rollover. Fuentes:(a) http://www.geosci.usyd.edu.au/users/prey/ACSGT/EReports/eR.2003/GroupD/Report2/web
%20pages/Listric_Faults.html; (b) http://specialpapers.gsapubs.org/content/409/353/F16.large.jpg.
(c) Fault-propagation fold (pliegue por propagacin de falla). Cuando
una falla se doble y termina en profundidad, sin alcanzar superficie (fault tip),
el desplazamiento del bloque superior sobre el inferior hace que, en
inmediaciones del final de la falla, los estratos se plieguen formando la
estructura conocida como pliegue por propagacin de falla (Fossen, 2010;
Figura 110). Estas estructuras son comunes en las cuencas sedimentarias
formadas bajo un rgimen compresivo.
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(a)
(b)
Figura 110. Pliegue por propagacin de falla: (a) formacin; (b) afloramiento.
Fuentes:(a) modificado de Fossen (2010);
(b) http://www.structuralgeology.org/2011_04_01_archive.html.
(d) Fault-bend fold (pliegue por doblamiento de falla). Cuando una
falla se dobla, se desarrollan pliegues paralelos a la geometra de la falla
llamados pliegues por doblamiento de falla (Fossen, 2010; Figura 111).
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Estas estructuras son comunes en las cuencas sedimentarias formadas bajo
un rgimen compresivo.
(a)
(b)
Figura 111. Pliegue por doblamiento de falla: (a) formacin; (b) afloramiento.
Fuentes:(a) modificado de Fossen (2010);
(b) http://www.structuralgeology.org/2011_04_01_archive.html.
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3.2.6.2. Fracturas de segundo orden
Es comn que durante las diferentes etapas de movimiento en una falla se
desarrollen fracturas de segundo orden de magnitud que ayuden a acomodar
los esfuerzos bajo los que se encuentra sometida la roca. Dentro de las
fracturas de segundo y tercer orden que comnmente se asocian a una zona
de falla, se tienen:
(a) Fracturas tipo Riedel (R). Son fracturas de cizalla secundarias
(fracturas de menor magnitud que la falla principal, con pequeos
movimientos paralelos al plano de la fractura) que se forman a un bajo ngulo
con respecto a la zona de falla principal (10-20) y tienen su misma
cinemtica (Twiss & Moores, 2007; Fossen, 2010; Van der Plujim & Marshak,
2004; ).
(b) Fracturas tipo Antiriedel (R). Son fracturas de cizalla secundarias
(fracturas de menor magnitud que la falla principal, con pequeos
movimientos paralelos al plano de la fractura), conjugadas de las fracturas
tipo Riedel, que se forman a un alto ngulo con respecto a la zona de falla
principal (70-80) y tienen cinemtica opuesta (Twiss & Moores, 2007;
Fossen, 2010; Van der Plujim & Marshak, 2004; ).
(a)
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(b) (c)
Figura 112. Fracturas Riedel y Antiriedel: (a) geometra general; (b) falla regional; (c) falla local.
Fuentes:(a) modificado de Van der Plujim & Marshak (2004);
(b) http://geology.gsapubs.org/content/40/1.cover-expansion;
(c) http://www.scielo.org.ar/scielo.php?script=sci_arttext&pid=S0004-
48222013000100002&lng=pt&nrm=iso&tlng=es
3.2.7. Indicadores cinemticos
Los indicadores cinemticos son estructuras o rasgos geolgicos que permiten
identificar el movimiento de una falla. Dentro de los principales indicadores
cinemticos de las zonas de falla, se tienen:
3.2.7.1. Pliegues de arrastre
Los pliegues de arrastre, como se mencion anteriormente, son plegamientos
que acomodan el deslizamiento entre los bloques antes de la fractura. Son
indicadores cinemticos porque la curvatura del pliegue de un bloque indica
el sentido de movimiento del bloque opuesto (Figura 113).
3.2.7.2. Fracturas Riedel y Antiriedel
El hecho de que las fracturas Riedel y Antiriedel posean, respectivamente,
cinemticas sintticas y antitticas a la de la zona de falla, permite interpretar
la cinemtica de la falla. Adicionalmente, si se sabe que las fracturas riedel y
antiriedel hacen ngulos conocidos con respecto a la zona de falla, puede
determinarse la orientacin de la zona de falla cuando sta no es clara;
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adicionalmente, el ngulo agudo que forman las fracturas Riedel y Antiriedel
siempre se abre en direccin al movimiento de la zona de falla (Figura 114).
Figura 113. Pliegue de arrastre. Fuente: http://www.rci.rutgers.edu/~schlisch/structureslides/dragfold2.html
(a) (b)
Figura 114. Fracturas Riedel y Antiriedel: (a) sin interpretacin; (b) con interpretacin cinemtica (Riedel en azul, Antiriedel en rojo, zona de falla
en amarillo) Fuente: (a) y (b http://geology.gsapubs.org/content/40/1.cover-expansion
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3.2.7.3. Estras y escalones de falla
Las estras y escalones de falla son estructuras que generalmente se forman
en zonas de crecimiento de nuevos minerales dentro de los planos de falla
(Van der Plujim & Marshak, 2004).
Las estras son lneas que se forman en direccin paralela al movimiento de
la falla (Figura 115) y, segn el ngulo que forman con la horizontal (medido
directamente sobre el plano; pitch), permiten identificar la componente
principal de movimiento en una falla oblicua (Figura 116; Tabla 3).
(a)
(b)
(c)
Figura 115. Estras de falla como indicadores cinemticos (la lnea punteada sobre el plano de falla representa a las estras, y la flecha indica
el movimiento del bloque superior): (a) plano de falla estriado; (b) interpretacin de posible movimiento de la falla; (c) interpretacin de
posible movimiento de la falla. Fuente: propia
(a) (b)
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(c) (d)
(e) (f)
Figura 116. Pitch de las estras como indicadores de la componente dominante de movimiento en una falla (la lnea punteada sobre el plano de
falla representa a las estras, y la flecha indica el movimiento del bloque superior): (a) falla normal o inversa; (b) falla dextral o sinistral; (c) falla
normal-dextral o inversa-sinistral; (d) falla normal-sinistral o inversa-dextral; (e) falla dextral-normal o sinistral-inversa; (f) falla sinistral-
normal o dextral-inversa. Fuente: propia
Tabla 3. Posibles movimientos de una falla segn el pitch de sus estras.
Pitch () Movimiento 1 Movimiento 2
= 0 Dextral Sinistral
0< < 45 Dextral-inversa Sinistral-normal
Sinistral-inversa Dextral-normal
45< < 90 Normal-dextral Inversa-sinistral
Inversa-dextral Normal-sinistral
= 90 Normal Inversa
Los escalones de falla son planos a modo de escalones que se forman
perpendicularmente a las estras de falla y definen el sentido del movimiento
de la falla (Figura 117). Hacia donde se deslice la mano sin chocar con los
escalones, es el movimiento del bloque que la mano representa (bloque
opuesto al bloque que poseen los escalones).
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(a) Falla normal
(b) Falla inversa
(c) Falla dextral
(d) Falla sinistral
(e) Falla normal-dextral
(f) Falla inversa-sinistral
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(g) Falla normal-sinistral
(h) Falla inversa-dextral
(i) Falla dextral-normal
(j) Falla sinistral-inversa
(k) Falla sinistral-normal
(l) Falla
Figura 117. Escalones de falla como indicadores del movimiento de una falla (la flecha roja representa el movimiento del bloque superior,
asumiendo que geomtricamente el bloque de la foto es el inferior). Fuente: modificado de http://www.turnstone.ca/rom82.htm
3.2.8. Rocas de falla
Las rocas de falla han sido clasificadas en dos categoras principales (Van der
Plujim & Marshak, 2004; Fossen, 2010): no cohesivas y cohesivas (Tabla 4).
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Tabla 4. Tipos de rocas de falla (Fossen, 2010).
Rocas no cohesivas Brecha de falla
Harina de falla
Rocas cohesivas
Pseudotaquilita
Brecha de aplastamiento
Cataclasita
3.2.8.1. Brecha de falla
Las brechas de falla son rocas no consolidadas que poseen clastos angulares,
de la roca fallada, en una matriz en un porcentaje menor al 30%
(Fossen, 2010; Figura 118). El tamao de los clastos puede variar entre 1 mm
a varios metros (Van der Plujim & Marshak, 2004).
Figura 118. Brecha de falla Fuente: modificado de http://www.turnstone.ca/rom82.htm
3.2.8.2. Harina de falla (fault gouge)
Roca molida compuesta por fragmentos de roca de menos de 1 mm de
dimetro en ms de un 70% (Van der Plujim & Marshak, 2004; Fossen, 2010).
Ocasionalmente pueden encontrarse foliadas, en cuyo caso su nombre cambia
a harina de falla foliada (foliated gouge; Van der Plujim & Marshak, 2004;
Fossen, 2010, Figura 119).
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