Geología Estructural
La geología estructural🗻 es la rama de la geología🌎 que estudia la geometría🔺, distribución y formación de las estructuras
geológicas.
El termino estructura geométrica hace referencia a
la configuración geométrica de las rocas y la geología estructural se ocupa de
estudiar dicha configuración cuando las rocas han sufrido alguna deformación,
es decir estudia las estructuras geológicas secundarias.
Las estructuras geológicas secundaria son aquellas
que se crean durante un proceso de deformación que sufre la roca después de
haberse formado. A continuación, se muestran las principales;
Estudiar la geometría de las estructuras geológicas implica
la forma que estas tienen.
Estudiar la distribución de las estructuras significa
entender como la geometría de dichas estructuras se ubica espacialmente dentro
del contexto geológico en el cual se encuentran.
Estudiar la formación de las estructuras geológicas implica
entender desde la teoría, en principio, los mecanismos y proceso geológicos que
pueden generar una estructura geológica particular.
1.- Método de trabajo en la geología estructural
La geología estructural igualmente tiene su metodología que
permite obtener resultados deseados. A continuación, se mencionan los pasos más
importantes de la metodología de trabajo en la geología estructural.
1.2-
Describir y colectar medidas de la geometría
actual de las rocas: una vez identificada la estructura secundaria se debe
realizar una descripción detallada en la que debe incluir tipo (o tipos) de
roca presentes, el tipo de estructura, el tipo de deformación observada
(continua, descontinua, homogénea, heterogénea), la respuesta de las rocas ante
los esfuerzos (comportamiento frágil, dúctil o frágil-dúctil), el área que
ocupa la deformación y la descripción geométrica de cada estructura.
1.3-
Interpretar la configuración y la distribución
de las estructuras: LA información obtenida del paso anterior se deberá plasmar
en un mapa geológico para así entender la configuración geométrica y la
distribución espacial de las estructuras geológicas. Preferiblemente realizarse
en modelos tridimensionales.
1.4-
Entender la historia de deformación de las
rocas: en base en los procesos anteriores podemos llegar a una o varias
hipótesis sobre la historia de deformación de las rocas observadas, en las que
se incluyan factores cinemáticos, dinámicos, el tiempo y la evolución de la
deformación.
Anexamos
un video para reforzar la información: https://youtu.be/veGQsoret6E
2.-Modelos conceptuales en geología estructural
Los modelos conceptuales se emplean con la finalidad de
entender el proceso de deformación de las rocas. Existen tres tipos de modelos:
geométricos, cinemáticos y dinámicos.
2.1- Modelos geométricos: son aquellos que permiten
entender la geometría de las estructuras y su distribución con respecto al
contexto geológico en el que se encuentran.
2.2- Modelos cinemáticos: son aquellos que nos permiten
entender los movimientos sufridos por las rocas durante la deformación
2.3- Modelos dinámicos: son aquellos que representan el
sistema de esfuerzos que produjo una deformación en particular. Generalmente se
indica la dirección de los esfuerzos principales máximo y mínimo ya que se sabe que el esfuerzo principal medio
es ortogonal a los anteriores.
3.- Dimensiones del trabajo geológico
Durante el desarrollo del trabajo geológico se emplean seis
dimensiones: Puntual-Lineal-Planar-Tridimensional-Tiempo-Economía.
3.1- Puntual: es aquella que puede ser representada en el
mapa, perfil o modelos geológico como un punto; esto es: coordenadas de un
afloramiento o de un sitio en particular y muestras.
3.2- Lineal (1D): es representada en el mapa, perfil o
modelos geológico como una línea. Las líneas comúnmente corresponden a:
perforaciones, túneles, trazas de planos geológicos, contactos, datos
estructurales de datos geológicos, indicadores de movimiento dirección de
esfuerzos principales, etc.
3.3- Planar (2D):
puede ser representada en el mapa, perfil o modelo geológico como una
superficie o plano. Estos usualmente contienen estructuras geológicas (fallas,
diaclasas, pliegues, etc.) dibujadas como superficies o planos.
3.4- Tridimensional (3D): está representada por los modelos
o diagramas de bloque que nos permiten visualizar la geometría en 3D de la
litología, estructuras e interpretaciones cinemáticas y dinámicas de un área
determinada.
3.5- Tiempo: conocida como la cuarta dimensión, puede
asumirse de dos manearas durante el desarrollo de un trabajo geológico;
a) a) La
interpretación de la evolución geológica a través del tiempo en donde se
muestran los estados de deformación por los que ha osado un área particular por
medio de mapas, perfiles o diagramas de bloques.
b) b) El
tiempo que se tiene para estudiar un área en particular.
3.6 Económica: No juega un papel en la evolución geológica,
pero es importante porque es quien limita los alcances investigativos sobre un
área particular, es decir, el tiempo de
ejecución de un proyecto dependerá del presupuesto del mismo y dicho
presupuesto definirá el nivel de detalle del estudio.
Para un mejor entendimiento anexamos un video corto: https://youtu.be/UkudEm70fZY
Principios fundamentales
Fuerza y esfuerzo
Una fuerza es descrita
como aquello que puede cambiar el estado de reposo de cualquier material.
La capacidad de una fuerza
para causar tal cambio depende enormemente del área en la que ésta se aplica.
A la relación entre la fuerza
y el área aplicada se le denomina esfuerzo (denotado por el símbolo griego
sigma) y se escribe matemáticamente como:
Donde:
F=fuerza aplicada (N)
a=área
donde se aplica la fuerza (m2)
En conclusión, un esfuerzo es aquello físicamente capaz de
causar una deformación en las rocas.
El esfuerzo
es una magnitud vectorial resultante de la aplicación de una fuerza sobre un
área determinada, siendo importante la dirección de su aplicación.
Para determinar las implicaciones que la dirección tiene en la deformación de las rocas se dice que:
Donde:
σ1=esfuerzo
principal máximo
σ2=
esfuerzo principal medio
σ3=esfuerzo
principal mínimo
Nota: los
esfuerzos principales no siempre deben de coincidir con los ejes, lo único que
deben conservar son sus magnitudes y ortogonalidad.
Deformación
La
deformación es la respuesta de un material ante la aplicación de un esfuerzo.
Esta
respuesta se mide en términos de la diferencia entre la posición, forma y
orientación del material antes y después de la aplicación del esfuerzo.
La
deformación de un material puede implicar una o varias de las siguientes
opciones:
1-
Traslación
2-
Rotación
3- Deformación
interna
Traslación
Implica
que todas las partículas del material se desplazan la misma distancia a lo
largo de vectores paralelos.
Rotación
Cambio de posición del material que implica que todas las partículas rotan con respecto a un eje imaginario de rotación en un sistema de coordenadas definido.
Deformación interna: las partículas que componen el material sufren un cambio de posición, generando un cambio de forma visible en el material.
Existen 4 tipos:
1- Deformación homogénea
2- Deformación heterogénea
3- Deformación continua
4- Deformación discontinua
La deformación homogénea es cuando todas las partículas se deforman de la misma manera y se conservan el área y el volumen del material considerado.
La deformación heterogénea es cuando las partículas que componen el material se deforman de manera diferente y no necesariamente se conservan el volumen y área inicial.
La deformación continua es cuando las partículas que componen el material se conservan unidas, es decir, cada partícula conserva sus vecinos. Es característica de materiales dúctiles.
Puede ser: continua homogénea y continua heterogénea.
La deformación discontinua es cuando existe una estructura que separa las partículas, por esta razón, en las partes afectadas por la discontinuidad las partículas no conservan sus vecinos. Es característica de los materiales frágiles.
Comportamiento de los materiales ante un esfuerzo
Existen 3 formas básicas de
comportamiento de los materiales sólidos ante los esfuerzos:
1- Elástico
2- Plástico
3- Elasto-plástico
Comportamiento elástico
Un material se comporta de
forma elástica cuando cumple la ley de Hooke, es decir, el material se deforma
proporcionalmente al esfuerzo aplicado hasta un punto llamado límite elástico.
En geología se dice que un
material es frágil cuando se comporta de forma elástica; cuando tiende a
fracturarse perdiendo su cohesión interna.
Comportamiento plástico
Un material se comporta de
forma plástica cuando se deforma ante la aplicación de un esfuerzo y, al cesar
la aplicación de dicho esfuerzo, el material no puede recuperar su forma
original, desarrollando una deformación permanente sin fracturarse.
En geología
se dice que un material es dúctil cuando se comporta de forma plástica; cuando
tiene la capacidad de sufrir deformaciones Internas permanentes sin
fracturarse.
Comportamiento elasto-plástico
Los
materiales se comportan de forma elastoplástica cuando sufren deformación
elástica y, llegado a su límite de elasticidad, comienzan a comportarse de
forma plástica hasta un punto en el que, finalmente, se fracturan.
En geología se dice que un material es
frágil-dúctil cuando se comporta de forma elastoplástica; cuando se observan
deformaciones tanto frágiles como dúctiles.
Niveles estructurales de la corteza
La respuesta de las rocas ante
los esfuerzos obedece, principalmente, a la profundidad a la que se encuentran.
Estos niveles se conocen por
el nombre del comportamiento del material ante los esfuerzos.
·
Nivel estructural frágil (de 0 a 10 km de
profundidad).
·
Nivel estructural dúctil (mayor a 15 km de
profundidad).
· Zona
de transición (de 10 a 15 km de profundidad).
Factores que influyen en la deformación de las rocas
Un
material posee una resistencia dada en las condiciones ambientales en las que
se encuentra. Si estas condiciones cambian, la resistencia del material también
cambiará, al igual que su respuesta.
Estas
condiciones ambientales son:
1- Temperatura
2- Presión
3- Fluidos
4- Tiempo
y velocidad
5- Material
Temperatura
El
incremento de la temperatura resultará en la disminución de la resistencia del
material y en un aumento de su ductilidad antes de que éste pueda llegar a
fallar.
Una
disminución de la temperatura producirá el efecto contrario, es decir el
material aumentará su resistencia e igualmente incrementará su fragilidad.
Presión
El
incremento de la presión resultará en el aumento de la resistencia del material
y de su ductilidad antes de que éste pueda llegar a fallar.
Una disminución de la presión
producirá el efecto contrario es decir el material disminuirá su resistencia e
igualmente incrementará su fragilidad.
Presencia de fluidos
Un incremento en la presencia
de fluidos tiende a debilitar las rocas y aumentar la ductilidad del material.
Lo anterior ocurre por dos
razones:
·
Baja compresibilidad de los
fluidos (agua con iones disueltos).
Al aumentar
la presión confinante sobre la roca, ésta tiene la capacidad de comprimirse y
los fluidos que ocupan los poros no se lo permiten. Por esto es más sencillo
deformarla.
· Presencia
de agua cargada iónicamente cerca de las paredes de los cristales
Tiende a producir reacciones
que debilitan los enlaces de los silicatos debilitando, consecuentemente, la
roca.
Tiempo y velocidad
Cuando la tasa de deformación
del material aumenta (mayor velocidad, menor tiempo) la resistencia del
material tiende a disminuir, aumentando su tendencia a deformarse frágilmente.
Contrariamente, bajas tasas de
deformación (menor velocidad, mayor tiempo) tienden a facilitar la deformación
interna (deformación dúctil).
Material
Si un material posee igual
resistencia a los esfuerzos a pesar de la dirección de aplicación de éstos se
dice que es isotrópico, y no hay direcciones en las que pueda fallar más
fácilmente.
Si un material posee
diferentes resistencias a los esfuerzos según la dirección de aplicación de
éstos se dice que es anisotrópico, y tiene direcciones en las que puede fallar
más fácilmente.
Otro aspecto importante es el
tipo de material (tipo de roca), pues de esto depende la resistencia ante los
esfuerzos.
Análisis estructural: Pliegues
Los pliegues son deformaciones plásticas de las rocas que afectan a varios estratos. Están originados por esfuerzos compresivos que no llegan a romper a las rocas (si lo hicieran, hablaríamos de fallas).
Para poder clasificar y determinar el origen de un pliegue es necesario que antes se describan las principales partes de un pliegue:Elementos geométricos de los pliegues
· Charnela: Es la línea imaginaria de que une los puntos de máxima curvatura del pliegue. Es la línea que une los dos flancos.
· Flancos: Son cada una de las zonas laterales del pliegue, situadas a ambos lados de la charnela.
· Plano axial: Plano imaginario formado por la unión de todas las líneas de charnelas de todos los estratos que forman el pliegue. Divide al pliegue en dos partes, dejando un flanco a cada lado. Si el plano axial está inclinado, se dice que está vergiendo o inclinado hacia ese lado.
· Eje del pliegue: Es la línea imaginaria formada la intersección del plano axial con un plano horizontal. El ángulo que forma el eje del pliegue con la charnela indica la inmersión del pliegue.
· Dirección del pliegue: Es el ángulo que forma el eje del pliegue con el norte.
· Núcleo del pliegue: Es la parte central, interna y más comprimida del pliegue.
Tipos de pliegues
Se puede clasificar los pliegues a tendiendo a varios criterios:
Tipos de pliegues según la disposición de las capas
- Anticlinal. En los anticlinales, las capas más antiguas están situadas en el núcleo del pliegue y las más modernas están por la parte exterior. Los podemos reconocer fácilmente porque tiene forma de A (como anticlinal).
- Sinclinal. Pliegue en el que los materiales más modernos se sitúan en el núcleo del pliegue. Tienen forma de V.
- Monoclinal o pliegues en rodilla. Pliegues que sólo tienen un flanco. No son anticlinales ni sinclinales, simplemente una inflexión en los estratos.
- Pliegue monoclinal o en rodilla
Tipos de pliegues según su simetría
· Pliegues simétricos. En los pliegues simétricos, el plano axial es vertical, pero lo que los dos flancos son simétricos.
· Pliegues asimétricos. Los dos flancos tienen distintas inclinaciones.
· Pliegues simétricos y asimétricos
Tipos de pliegues según su plano axial
· Pliegues rectos. El plano axial es vertical.
· Pliegues inclinados. El plano axial del pliegue forma un ángulo menor de 45º con la vertical.
· Pliegues tumbados. El plano axial el pliegue es casi horizontal.
Tipos de pliegues según el espesor de las capas
- Pliegues isópacos o concéntricos. Los estratos no varían de espesor a lo largo de todo el pliegue. Estos pliegues se han producido por esfuerzos de flexión.
- Pliegues anisópacos o similares. El
espesor de los estratos es mayor en la zona de la charnela que en los flancos.
Están originados por compresión.
Análisis estructural de las características de los pliegues
Jerarquía de los pliegues:
Es como encontrar que bajo un sistema de esfuerzos se desarrollen plegamientos a múltiples escalas. grandes pliegues pueden incluir en sus flancos y charnelas plegamientos menores. esto se conoce como orden de plegamiento. A los pliegues más grandes se les conocen como de primer orden y en estos mismos se encuentran pliegues más pequeños los a los que se les da el nombre de segundo orden y dentro de esos mismos hay más pliegues a los que se les dice de tercer orden y así sucesivamente.
Cinemática de plegamiento
El
plegamiento constituye un doblamiento de una o varias capas de roca como
resultado de la aplicación de un esfuerzo. C cada estrato sufre una tensión en
la zona que se convertirá en la cresta del pliegue y compresión en la zona que
se convertirá en el núcleo del pliegue. la cresta será la zona más alta del pliegue.
Estructuras internas de los
pliegues
Una de las estructuras internas de los pliegues más útiles en geología estructural son los pliegues parásitos. Los pliegues parásitos son generalmente nombrados según la letra del alfabeto a la que se asemeja sea Z, S W ó M. Estos son indicadores inequívocos de la presencia de un pliegue de orden mayor. Son de mucha ayuda para interpretar la geometría de un plegamiento no observado ya que fungen como flechas que indican la cinemática del pliegue, estas convergen hacia la cresta y divergen desde el núcleo.
Mecanismos de plegamiento
Existen
3 tipos de mecanismos de plegamiento, el primero es el de doblamiento (buckling),
el segundo es él plegamiento pasivo y el tercero es el plegamiento de flexión (bending).
El primer tipo de plegamiento ocurre cuando
los estratos son sometidos a Un esfuerzo comprensivo paralelo al a
estratificación. Cuando se comienzan a comprimir los estratos su espesor
aumenta y luego se produce el plegamiento, por lo tanto el espesor inicial del
material y sus propiedades determinarán la forma del pliegue.
El segundo
tipo de plegamiento ocurren como resultado de la amplificación de las
irregularidades naturales en las capas o como la consecuencia de flujo, ya que,
las capas son de poca competencia, es decir, las capas son altamente
competentes lo suficiente para no ejercer influencia en el proceso de
plegamiento es decir que sólo fungen como un marcador que registra la
deformación.
El
tercer tipo de plegamiento ocurre cuando las fuerzas actúan perpendicularmente o
a un alto ángulo con respecto a la orientación de las capas, existen cinco
tipos de flexiones, estos se clasifican como: Boundinage las cuales son
consecuencia de un estiramiento donde cuerpos de litología rígida quedan
aislados en forma de lentes dentro de una matriz dúctil; la flexión asociada a
las rampas de cabalgamiento es producido por el proceso de cabalgamiento, el
arrastre y levantamiento del bloque superior que es acomodado por plegamientos
por flexión; la flexión asociada a fallas reactivadas del vaciamiento es
producido cuando una secuencia es empujada como consecuencia d la reactivación
de fallas de basamento; la flexión asociada a domos de sal e intrusivos se
producen cuando hay una enorme fuerza de empuje sobre los domos de sal y los
intrusivos a las rocas encajantes; la flexión asociada a la a compactación
diferencial ocurre cuando los sedimentos se doblan como resultado de diferentes
grados de compactación de las capas inferiores.
Análisis Estructural: Estructuras planares y lineales
Es
importante saber que en este tema se emplea el término de fábrica para definir
la distribución geométrica De los componentes característicos en la roca. la
fábrica de una roca puede ser lineal planar o ambas.
Fabrica planar:
Cuando
la roca contiene minerales tabulares, laminares o planos como una orientación
común.
Fábrica lineal:
Cuando
la roca posee elementos alargados como una orientación preferencial.
Las
estructuras planas son aquellas que son definidas por fábricas planas o curvas
planas. en geología estructural las más importantes son la foliación y el
clivaje.
Foliación
Es el
término general empleado para describir una fábrica plana o curviplanear en una
roca. Al ser un término tan genérico, la foliación puede ser tanto una
estructura primaria como una estructura secundaria. La foliación primaria es
aquella que se genera durante la formación de la roca. En las rocas ígneas
existe el balde amiento de flujo, la estructura de schlieren y la estructura eutaxitica. En las rocas
sedimentarias existe la foliación diagenetica.
El
Bandeamiento de flujo se presenta durante la cristalización de las rocas ígneas
plutónicas como consecuencia de un flujo planar no uniforme
El
mandamiento de flujo se define como una interrelación de capas con mayores y
menores concentraciones de cristales que conjuntamente definen una foliación
La
estructura schlieren es una concentración tenuemente orientada de minerales
maficos en una matriz más leucocratica.
Pueden
deformarse por acumulación de plagioclasas tabulares en el piso de la cámara
magmática, compactación de un arreglo aleatorio de cristales tabulares por su
propio peso y flujo planar del magma que orienta las plagioclasas tabulares.
Estructura Eutaxitica
Es la
estructura planar que se forma en las rocas ígneas volcánicas como consecuencia
de la compactación gravitacional de piroclastos y de la eliminación de espacios
porosos en la matriz volcánica.
Foliación secundaria
Esta
se forma durante la deformación de la roca, por lo tanto es una foliación
tectónica que se genera generalmente perpendicular al esfuerzo principal máximo.
Existen
dos tipos principales de foliación secundaria: la foliación de las rocas
metamórficas, al ser rocas secundarias, también se considera secundaria; el
clivaje en los pliegues.
Es
necesario tener en cuenta que el clivaje es la foliación de las filitas y
pizarras, rocas formadas antes de alcanzar las facies exquisito verde con temperaturas
menores de 300°; y que la foliación es para describir la estructura planar
existente en el resto de las rocas metamórficas.
El clivaje en los pliegues
Es un tipo particular de foliación secundaria que se forma paralelamente al plano axial del plegamiento.
Al
inicio del plegamiento pueden desarrollarse estructuras perpendiculares al
esfuerzo principal máximo, que en el doblamiento forman el clivaje.
Estructuras lineales
El
término lineamiento es utilizado para describir elementos lineales que ocurren
en una roca. cuando una estructura lineal se desarrolla durante la deformación
de la roca se dice que es un lineamiento construido.
Las
principales estructuras lineales tectónicas son: lineación de intersección,
lineación mineral y estrias de falla. El primer tipo estructura lineal es
causada por el corte entre el clivaje y la estratificación de un pliegue; dado
que el clivaje es paralelo al plano axial y a su vez perpendicular al esfuerzo
principal máximo, la lineación de intersección define la dirección del esfuerzo
principal mínimo. En la siguiente imagen en amarillo se observa el plegamiento,
en verde y rojo el clivaje, y en azul y fucsia la lineación de intersección.
El
segundo tipo de estructura lineal consiste en la orientación de minerales de
geometría asimétrica. dicha orientación, cuando es producida por un fenómeno
tectónico, suele ser paralela a la dirección de estiramiento es decir paralela
al esfuerzo principal mínimo.
El
tercer tipo de estructura lineal es formado por abrasión de las paredes
adyacentes en la superficie de falla. las estrías no son paralelas a ninguno de
los esfuerzos principales, pero sí lo son a la dirección del movimiento de la
falla.
Análisis Estructural: Fracturas diaclasas
Una
fractura es una discontinuidad planar o suplantar que se desarrolla en la roca
cuando su límite de elasticidad es superado por consecuencia de la aplicación
de un esfuerzo. las fracturas son clasificadas en diaclasas es decir fracturas
de apertura, fallas y venas o diques.
Es
necesario tener en cuenta que una diaclasa es la fractura natural en una roca en
la que en su longitud no hay un desplazamiento medible paralelo al plano de la fractura.
la formación de las da clases tectónicas
es paralela a la dirección del esfuerzo principal máximo.
Sistema de diaclasas
Se
define un sistema de diaclasas como 2 o más familias de diaclasas qué se
interceptan en un ángulo aproximadamente constante. si son ortogonales, se
habla de un sistema ortogonal de diaclasas, si hacen un ángulo de 30° o 60 ° se
habla de un sistema conjugado de diaclasas.
Edad relativa
Se
establecido que cuando varias familias de día clases se desarrollan, las diaclasas
más jóvenes terminan contra las más antiguas por qué la energía no puede
propagarse por causa del fractura momento previo. Esta edad relativa puede
desarrollarse por los siguientes factores:
Si las
diaclasas antiguas son cementadas por minerales hidrotermales, el límite que
existe en estas diaclasas ya no tendrá más efecto como una barrera para la
propagación de la energía y nuevas diaclasas podrán atravesarlas. Esta
situación se vuelve confusa cuando en el momento en el que se revisan el
cementante de las diaclasas antiguas ya ha sido diluido por agua.
Una
diaclasa nueva puede desarrollarse a ambos lados de una más antigua, por lo que
parecería que es continua y que la corta.
Si es
confundida una fractura de cizalla con una diaclasa, la fractura de cizalla qué
es la fractura con movimiento milimétrico o cm correlativo pueden mostrar el
falso fin de una diaclasa que realmente está cortando. Para esto es muy
importante identificar la fractura de cizalla y no sea confundirla con una
diaclasa.
Origen de las diaclasas
no
sólo Se forman por orígenes tectónicos, también pueden formarse por
consecuencia de los cambios en los sistemas de esfuerzos por factores
diferentes.
Existen
cuatro tipos de orígenes de una diaclasa: día clases por liberación de presión,
guía clases en hojas o de exfoliación, diaclasas por fracturamiento hidráulico
y diaclasas tectónicas.
El
primer tipo de diaclasas es también llamado diaclasas con lunares porque son
columnas hexagonales, separadas por fracturas, las cuales se forman durante el
enfriamiento y contracción de rocas y por hipoabisales y lavas. También pueden
presentarse en tobas, ignimbritas, basaltos marcianos y rocas sedimentarias
como areniscas y limonitas arcillosas.
El
segundo tipo de diaclasas son fracturas que se desarrollan de forma paralela a
la superficie topográfica; se forman normalmente como consecuencia de un cambio
en un sistema de esfuerzos local por desconfianza miento de las rocas es decir
exhumación, donde el esfuerzo compresivo el cual es perpendicular a la de atlas
a es bajo debido a la gran presión l tatica y en consecuencia el esfuerzo
paralelo a la fractura es de alta magnitud. estas se han presentado en varias rocas
de alta resistencia como granitos, geneisis, areniscas masivas, rocas máficas
intrusivas, mármol y basaltos.
El
tercer tipo de diaclasas son las fracturas que se forman en múltiples
direcciones como consecuencia de un incremento en la presión de poro que, al
superar la resistencia de la roca, hace que las grietas o espacios que están
rellenos con un fluido se propaguen como fracturas.
El cuarto tipo de diaclasas son las fracturas que se forman como resultado de la aplicación de un esfuerzo de tipo tectónico sobre la roca; Estos se forman de forma paralela al plano que contiene a los esfuerzos principales máximos.
Relación de las diaclasas con otras estructuras
La
relación que se encuentra entre las diaclasas y las fallas es por ser ambas
estructuras frágiles; En un primer caso dónde se pueden relacionar es cuando El
mismo campo de esfuerzos las produce, En un segundo caso En donde el desarrollo
de extensión local en una zona di regularidad geométrica de una diaclasa sea
uno de los bloques divididos por la falla, en un tercer caso Donde la fractura
es adyacente a la zona de ruptura de la falla a 30° o 45° de la superficie de
la falla, que se forman por extensión local mientras la falla se mueve puede
llamarse diaclasas pinadas
La
conexión entre las diaclasas y los pliegues es por su coincidencia de formación,
en un régimen de formación frágil dúctil, estas pueden ser: fracturas de cizalla,
fracturas de tensión por la asociación del estiramiento en la zona de la cresta
del pliegue, fracturas comprensivas por la asociación a la construcción en el
núcleo del pliegue.
El vínculo de las diaclasas e intrusivos es creado por el campo de esfuerzos local de los frentes de intrusión que generan que el esfuerzo principal máximo sea paralelo al frente de instrucción, esto genera diaclasas paralelas al frente de intrusión donde generalmente se rellena con fluido magmático.
Análisis estructural: Fallas
Fracturas
Una fractura es una
discontinuidad planar o subplanar que se desarrolla en la roca cuando su límite
de elasticidad es superado como consecuencia de la aplicación de un esfuerzo.
Pueden ser clasificadas en
diaclasas, fallas y venas o diques.
Fallas
Una falla es una discontinuidad, con
desplazamiento paralelo a las paredes, dominado por mecanismos de deformación
frágil y que se forma mediante la unión de pequeñas fracturas de tensión que se
expanden a lo largo de su propio plano de discontinuidad.
Términos básicos
Ø Plano
de falla: plano en el que ocurrió el desplazamiento de cizalla.
Ø Bloque
techo o superior: si la falla no es vertical, es aquel que queda
sobre el plano de falla.
Ø Bloque
piso o inferior: si la falla no es vertical, es aquel que queda
sobre el plano de falla.
Ø Bloque
levantado: cuando la falla es vertical, el bloque levantado es aquel
que se levantó con respecto al otro bloque.
Ø Bloque
hundido: cuando la falla es vertical, el bloque hundido es el que
se hundió con respecto al otro bloque.
Ø Línea
de rumbo de la falla: línea resultante de la intersección del plano
de falla con un plano horizontal imaginario. Se define por el ángulo que hace
la línea de rumbo de la falla con el norte.
Ø Línea
de buzamiento de la falla: línea resultante de la intersección del
plano de falla con un plano vertical imaginario. Se define por el ángulo que
hace la línea de buzamiento de la falla con un plano horizontal imaginario.
Ø Movimiento
neto: describe la magnitud del movimiento relativo entre los
bloques, conectados por una línea imaginaria llamada vector de deslizamiento
que une dos puntos que originalmente eran adyacentes.
Clasificación
de las fallas
Se clasifican según su morfología y según su movimiento
relativo.
Clasificación según su morfología
Según su morfología se clasifican en fallas planares,
lístricas y en flor.
Fallas planares
Una falla es planar cuando la
superficie de falla es un plano o puede aproximarse a un plano sin mucho error.
Se clasifican según el buzamiento de este plano.
a) Falla
vertical: cuando su buzamiento es de 90°.
b) Falla
subvertical: cuando su buzamiento es mayor que 80° y menor
que 90°.
c) Falla
de alto ángulo: cuando su buzamiento es mayor que 60° y menor
que 80°.
d) Falla
inclinada: cuando su buzamiento es mayor que 30° y menor
que 60°.
e) Falla
de bajo ángulo: cuando su buzamiento es mayor que 10° y menor
que 30°.
f) Falla
subhorizontal: cuando su buzamiento es mayor que 0° y menor
que 10°.
g) Falla horizontal: cuando su buzamiento es igual a 0°
Fallas lístricas
Se
dice que una falla es lístrica cuando tiene un alto buzamiento cerca de la
superficie y un buzamiento bajo en profundidad.
Fallas en flor
Las
fallas oblicuas son aquellas que tienen movimiento combinado paralelo a las
líneas de rumbo y buzamiento. Tienden a ser curvas.
Si la
falla posee movimiento de rumbo combinado con movimiento inverso se tendrá una
falla vertical en profundidad que suaviza su buzamiento hasta llegar a
superficie, formando una flor positiva.
Si el movimiento de rumbo se combina con
un movimiento normal se tendrá una falla vertical en profundidad, cuyo ángulo
de buzamiento se suaviza en su parte media, y se torna inclinada hacia la
superficie, formando una flor negativa.
Clasificación según su movimiento relativo
Según su movimiento relativo
se clasifican en fallas con movimiento paralelo a la línea de buzamiento,
fallas con movimiento paralelo a la línea de rumbo y fallas oblicuas.
Fallas con movimiento paralelo a la línea de
buzamiento
El bloque superior puede moverse
paralelamente a la línea de buzamiento en dos direcciones: hacia arriba o hacia
abajo.
a) Falla normal: Si el bloque superior se mueve hacia abajo (baja) con respecto al bloque inferior.
b) Falla
inversa: Si el bloque superior se mueve hacia arriba (sube) con
respecto al inferior.
Fallas con movimiento paralelo
a la línea de rumbo
Un
bloque puede moverse con respecto a otro, paralelamente a la línea de rumbo, en
dos direcciones: hacia la derecha o hacia la izquierda.
a)
Falla dextral: Cuando
un bloque se mueve hacia la derecha con respecto al otro bloque.
b)
Falla sinistral: Cuando
un bloque se mueve hacia la izquierda con respecto al otro bloque.
Fallas oblicuas
En ellas el bloque del techo
se mueve con respecto al bloque del piso en una dirección que involucra
movimiento tanto a lo largo de la línea de rumbo, como a lo largo de la línea
de buzamiento, definiendo un movimiento diagonal a ambas líneas.
a)
b) Falla normal-sinistral: cuando el movimiento paralelo a la línea de buzamiento es mayor que el movimiento paralelo a la línea de rumbo. El bloque superior baja y se mueve hacia la izquierda con respecto al bloque inferior.
c) Falla inversa-dextral: cuando el movimiento paralelo a la línea de buzamiento es mayor que el movimiento paralelo a la línea de rumbo. El bloque superior sube y se mueve hacia la derecha con respecto al bloque inferior.
d) Falla inversa-sinistral: cuando el movimiento paralelo a la línea de buzamiento es mayor que el movimiento paralelo a la línea de rumbo. El bloque superior sube y se mueve hacia la derecha con respecto al bloque inferior.
e) Falla
dextral-normal: cuando el movimiento paralelo a la línea de rumbo
es mayor que el movimiento paralelo a la línea de buzamiento. El bloque
superior se mueve hacia la derecha con respecto al bloque inferior y,
adicionalmente, baja.
f) Falla dextral-inversa: cuando el movimiento paralelo a la línea de rumbo es mayor que el movimiento paralelo a la línea de buzamiento. El bloque superior se mueve hacia la derecha con respecto al bloque inferior y, adicionalmente, sube.
g) Falla sinistral-normal: cuando el movimiento paralelo a la línea de rumbo es mayor que el movimiento paralelo a la línea de buzamiento. El bloque superior se mueve hacia la izquierda con respecto al bloque inferior y, adicionalmente, baja.
h) Falla sinistral-inversa: cuando el movimiento paralelo a la línea de rumbo es mayor que el movimiento paralelo a la línea de buzamiento. El bloque superior se mueve hacia la izquierda con respecto al bloque inferior y, adicionalmente, sube.
Relación entre las fallas y
los esfuerzos principales
Fallas normales
Se desarrollan cuando el esfuerzo principal máximo (σ1) es vertical, el esfuerzo principal medio es horizontal (σ2) y el esfuerzo principal mínimo es horizontal (σ3).
Fallas inversas
Se desarrollan cuando el esfuerzo principal máximo (σ1)
es horizontal, el esfuerzo principal medio es horizontal (σ2) y el
esfuerzo principal mínimo es vertical (σ3).
Fallas de rumbo
Se desarrollan cuando el esfuerzo principal máximo (σ1) es horizontal, el esfuerzo principal medio es vertical (σ2) y el esfuerzo principal mínimo es horizontal (σ3).
Fallas oblicuas
La dirección de los esfuerzos principales será inclinada con respecto a la horizontal o a la vertical.
Características
de los principales tipos de fallas
Fallas normales
Estas fallas se desarrollan
principalmente en:
a) Rifts.
(Áreas de la litósfera sometidas a extensión).
b) Dorsales
oceánicas.
c) Márgenes
pasivas.
Los sistemas de fallas normales suelen estar caracterizados por arreglos paralelos de fallas planares o lístricas.
Fallas inversas
Son aquellas en las que el
bloque del techo sube con respecto al bloque del piso. Este movimiento hace que
ocurra repetición de las secuencias estratigráficas y que rocas más antiguas se
posicionen sobre rocas más nuevas.
Fallas de rumbo
Son aquellas en las que un
bloque de falla se mueve horizontalmente con respecto al otro.
Si el movimiento del bloque de referencia es hacia la derecha se dice que la falla es dextral.
Si el movimiento del bloque de
referencia es hacia la izquierda se dice que la falla es sinistral.
Inflexiones
en zonas de falla
El hecho de que las fallas se
curven es natural.
La orientación de las
fracturas está condicionada por los esfuerzos principales y el comportamiento
mecánico de los materiales.
Existen dos tipos de inflexión en zonas de falla.
Dúplex
Son aquellas en las cuales
ocurre una inflexión en el plano de falla.
Estas inflexiones producen
áreas en las que se forman zonas de apertura o cierre de espacios debido a
esfuerzos diferenciales en el área de la inflexión.
La geometría de los dúplex
depende del tipo de falla principal en la que se forman (normal, inversa, de
rumbo u oblicua).
Fallas en échelon
Son
aquellas en las que ocurre un “salto” en el plano de falla.
Estos
son generalmente unidos por arreglos de fracturas o fallas de segundo orden
llamadas puentes.
Es
común que estos saltos ocurran en fallas de rumbo.
Falla en échelon sinistral
En
fallas de rumbo, el escalonamiento puede darse hacia la derecha o hacia la
izquierda. Según el movimiento de la falla, pueden generarse áreas de
transpresión o de transtensión.
Terminación de fallas
Falla en échelon sinistral
Pliegues
Pliegues de arrastre
Se forman en estados previos a la formación de la falla, como resultado del
movimiento incipiente de los bloques que, finalmente, la definirán. Estos
pliegues normalmente se comportan como indicadores cinemáticos del movimiento
de la falla.
Pliegue por propagación
de falla
Cuando una falla se dobla y termina en profundidad, sin alcanzar superficie, el desplazamiento del bloque superior sobre el inferior hace que, en inmediaciones del final de la falla, los estratos se plieguen formando una estructura conocida como “pliegue de propagación de falla”.
Pliegue por
doblamiento de falla
Cuando una falla se dobla, se desarrollan pliegues paralelos a la geometría de la falla llamados “pliegues por doblamiento de falla”.
Fracturas de segundo orden
Fractura tipo
Riedel
Son fracturas de cizalla secundarias (fracturas de menor magnitud que la falla principal, con pequeños movimientos paralelos al plano de la fractura) que se forman a un bajo ángulo con respecto a la zona de falla principal generalmente a 10°-20°, y tiene su misma cinemática.
Fractura tipo Antiridel
Son fracturas de cizalla secundarias (fracturas de
menor magnitud que la falla principal, con pequeños movimientos paralelos al
plano de la fractura) que se forman a un alto ángulo con respecto a la zona de
falla principal generalmente a 70°-80°, y tiene cinemática opuesta.
Indicadores
cinemáticos en zonas de falla
los indicadores cinemáticos son estructuras por
rasgos geológicos que permiten identificar el movimiento de una falla, dentro
de los principales indicadores cinemáticos de la zona de falla, se presentan:
Pliegues
de arrastre
Son plegamientos que acomodan el desplazamiento
entre los bloques antes de la fractura, los cuales son indicadores cinemáticos
porque la curvatura del pliegue de un bloque indica el sentido del movimiento
del bloque opuesto.
Fracturas
de Riedel y Antiriedel
Se puede identificar su cinemática en donde el
hecho de que posean respectivamente cinemáticas sintéticas y antitéticas a la
de la zona de falla. sí se sabe el ángulo de la fractura con la falla, puede
determinar si la orientación de la zona de falla, pues el ángulo agudo que
forman las fracturas siempre se abren dirección al movimiento de la zona de
falla.
Estrias
de falla
Generalmente se presentan en zonas de
crecimiento de nuevos minerales dentro de los planos de falla. Las estrellas
son las líneas que se forman en dirección paralela al movimiento de la falla y
según el ángulo que se forma con la horizontal, permite identificar el
componente principal del movimiento en una falla oblicua.
Escalones
de falla
Son generados de la misma manera que las estrías. son planos a modo de escalones que se forman perpendicularmente a las estrellas de falla y definen el sentido del movimiento de la falla. hacia dónde se deslice la mano sin chocar con los escalones, es el movimiento del bloque que la mano representa.
Rocas de falla
Las rocas de falla han sido clasificadas en
dos categorías principales.
Por rocas no cohesivas se entiende un material suelto, sin ningún tipo de cementante.
Brecha de falla
Las brechas de fallas son rocas
no consolidadas que poseen clastos angulares, de la roca fallada, en una matriz
en un porcentaje menor al 30%. El tamaño de los clastos puede variar entre 1 mm
a varios metros.
Harina de falla
Roca "molida" compuesta por fragmentos de
roca de menos de 1 mm de diámetro en más de un 70% de matriz. Ocasionalmente
pueden encontrarse foliadas, en cuyo caso su nombre cambia a harina de falla
foliada. Cuando se humedece se asemeja la arcilla para moldear.
Rocas cohesivas
Por rocas cohesivas entienden material duro cementado.
Brecha de aplastamiento (crush breccia)
Las brechas de aplastamiento son rocas que se caracterizan por su
gran cantidad de bloques embebidos en una matriz cohesiva. El porcentaje de
matriz en estas rocas debe ser menor al 10%.
Protocataclasita
Las protocataclasitas son brechas cohesivas con un porcentaje de matriz entre 10 y 50%.
Las cataclasitas son brechas cohesivas con un porcentaje de matriz entre 50 y 90%
Las Ultracataclasitas son brechas cohesivas con un porcentaje de matriz mayor al 90%.
Pseudotaquilita
Son rocas cohesivas de
vidrio o material finamente cristalizado que rellena los espacios entre
fragmentos, principalmente de brechas. Este material se forma cuando la fricción
es suficiente para fundir parcialmente la roca, lo que ocurre algunas veces durante los sismos de gran magnitud.
Análisis Estructural: Zonas de cizalla
Se define como una falla que se forma bajo un ambiente de
deformación dúctil, esto implica que las zonas de cizalla sufren movimientos
iguales a los de las zonas de falla (normal, inverso, dextral, sinistral u
oblicuo) provocados por la misma relación de esfuerzos.
Las zonas de cizalla se caracterizan por ser superficies foliadas en las que las deformaciones son muy notables que las rocas que la rodean y los contactos con dichas superficies suelen ser gradacionales.
Diferencias entre fallas y zonas de cizalla
1.- Rocas de zonas de cizalla
Las rocas características de las zonas de cizalla son
llamadas milonitas.
Son rocas foliadas, intensamente deformadas, que han
sufrido reducción de tamaño de grano y recristalización por procesos de
deformación plática.
Se clasifican en tres tipos, dependiendo del porcentaje de roca original no recristalizada.
1.1- 1.1- Protomilonitas: poseen un porcentaje de matriz menor al 50%
1.1- 1.2- Milonitas: poseen un porcentaje de matriz entre 50 y 90%
1.3-
Ultramilonitas: poseen un porcentaje de matriz
mayor al 90%
2.- Indicadores cinemáticos en zonas de cizalla
Estos indicadores permiten entender el sentido de movimiento de la zona de cizalla al observar ciertas características con relación al plano de foliación de las milionitas. A continuación, mostraremos los principales.
2.1- Complejos porfiroblasto-cola (grain-tail complexes):
consisten de un porfiroblasto que actúa como cuerpo rigido que al ser sometido
a deformación plástica genera una zona de “sombra” paralela a la foliación de
la milonita.
2.2- Porfiroblastos dislocados:se forman por dislocamientos
en cristales durante la deformación dúctil.
2.3- Estructuras S-C: se forman como consecuencia de la
deformación de la foliación principal, por el desplazamiento de los planos que
definen la zona de cizalla. La foliación, al deformarse en estructuras S, forma
estructuras sigmoides que finalmente convergen hasta desarrollar planos
paralelos a la zona cizalla, estructuras C.
2.4- Grietas de tracción (tensión gashes): también
conocidas como venas en échelon (dado que siempre están rellenas de mineral)
son familias de pequeñas venas que se orientan paralelamente a las diaclasas
tectónicas.
Cuando estas venas son deformadas en una zona de cizalla,
desarrollan estructuras sigmoidales que permiten identificar la cinemática.
3.- Estructuras relacionadas con las zonas de cizalla
Dado que en las zonas de cizalla formadas en la zona de
transición pueden desarrollarse estructuras tanto dúctiles como frágiles, es
posible encontrar, para un mismo sistema de esfuerzos, una o varias, de las
siguientes estructuras geológicas: foliación, pliegues, fallas normales, fallas
inversas, diaclasas, fracturas riedel y fracturas antiriedel, entre otras.
