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TEXTO DE
GEOLOGIA ESTRUCTURAL
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INDICE
TEMA 1. FUERZA Y ESFUERZO Diferentes tipos de curvas intrínsecas Trayectorias de esfuerzo Puntos isótropos TEMA 2: ESTADO DE DEFORMACION DE LAS ROCAS Deformación Trayectoria real Vector desplazamiento Campo de desplazamiento Gradiente de desplazamiento Deformación homogénea Deformación heterogénea Tipos de cizalla TEMA 3: COMPORTAMIENTO MECANICO DE LAS ROCAS SOMETIDAS A CAMPOS DE ESFUERZOS Variación de la formación en función de la temperatura Variación de la formación en función de la presión Curva de esfuerzo – deformación TEMA 4: FALLAS: NOMENCLATURA, CLASIFICACION Y CONCEPTOS BASICOS Modelos teóricos de la formación de fallas Clasificación según Anderson
Fallas Normales Fallas Inversas Fallas en Dirección
Clasificación según Roches Elementos de una falla Clasificación de las fallas Fracturación dúctil y frágil TEMA 5: FALLA NORMAL TEMA 6: FALLA INVERSA TEMA 7: FALLA EN DIRECCIÓN Tectónica de Horst-Graven Técnica de tratamiento de una falla TEMA 8: FRACTURAS (JUNTAS O DIACLASAS) Clasificación según su grado de separación Clasificación según su tamaño Clasificación según su génesis
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TEMA 9: PLIEGUES Elementos de un pliegue Simetría de los pliegues Clasificación de los pliegues 1) Clasificación Geométrica
Clasificación en función de la longitud Clasificación por la posición de los flancos Clasificación por el ángulo de la charnela Clasificación por la simetría del plano axial Clasificación por la posición del plano axial Clasificación por el espesor de los estratos Clasificación de Ramsey
Knick.-Bands Vergencia de un pliegue Asociaciones de pliegues 2) Clasificación Genética Esquistosidad Tipos de esquistosidad Otras estructuras asociadas a los pliegues flexofluencia Ejercicios TEMA 10: ZONAS DE CIZALLAMIENTO DUCTIL Manto Elementos de un manto Clasificación de los mantos TEMA 11: ESTRUCTURAS INTRUSIVAS Y EXTRUSIVAS Diapirismo Mecanismos del diapirismo Tipos de estructuras diapíricas Importancia económica de las estructuras diapíricas TEMA 12: AMBIENTE METAMORFICO Metamorfismo Factores del metamorfismo Tipos de metamorfismo Facies metamórficas TEMA 13: AMBIENTE PLUTONICO Tipos de inclusiones plutónicas Mecanismo de inyección o intrusión Clasificación de plutones por el tiempo de emplazamiento TEMA 14: AMBIENTE VOLCANICO Clasificación de las rocas volcánicas Tipos de estructuras volcánicas Tipos de erupciones volcánicas BIBLIOGRAFIA.
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TEMA 1: FUERZA Y ESFUERZO. Las fuerzas que actúan sobre un cuerpo son de dos tipos: • Masivas o de volumen: surgen en el seno del material y son proporcionales a la masa
del cuerpo. Se miden en unidad de fuerza/volumen. Ej: gravedad, centrifuga.
• Superficie o esfuerzo: son las fuerzas que actúan en la superficie del cuerpo. Se miden en fuerza por unidad de superficie.
σ = dF/dS
Se puede descomponer en dos: ○ Esfuerzo normal (σ): esfuerzo perpendicular a la superficie. Puede ser de
tracción (-) o de compresión (+). ○ Esfuerzo de cizalla (τ): es un esfuerzo paralelo a la superficie.
El esfuerzo normal se descompone en las tres direcciones del espacio:
σ1 > σ2 > σ3
Cuando los tres esfuerzos son iguales nos da una esfera, pero lo usual es un elipsoide de esfuerzos.
Al someter la roca a diferentes esfuerzos obtenemos diferentes círculos de Mohr. El esfuerzo de cizalla máximo se produce cuando τ es 45º (en realidad nunca se llega a 45º)
γ ~~~ ángulo de rozamiento de la roca.
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Al unir todos los puntos de rotura (R) determinamos el dominio estable y el dominio inestable. La formula de la línea es:
τ = τ0 + σ tg γ
Según aumentamos σ1 y σ3 el ángulo de fractura es mayor, aproximándose a 90º. Diferentes tipos de curvas intrínsecas.
El aumento de presión de los fluidos de impregnación puede provocar la rotura por desplazamiento del círculo de Mohr.
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Trayectorias de esfuerzos. Son las líneas ortogonales que representan las direcciones de los esfuerzos principales.
Puntos isótropos. Son aquellos en los que los esfuerzos principales tienen igual valor, pueden ser positivos (cuando hay entrelazamiento de las trayectorias) y negativos (cuando no).
Pto. Isótropo positivo Pto. Isótropo negativo
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TEMA 2: ESTADO DE DEFORMACIÓN DE LAS ROCAS.
Deformación Es el desplazamiento a nuevas posiciones de las partículas que constituyen una masa rocosa al estar sometido a esfuerzos. Tipos de deformación: • Traslación global en masa.
o Traslación o Rotación.
• Deformación interna.
o Dilatación o compresión. o Distorsión.
Trayectoria real (T. R.): Es la línea que une todas las posiciones por las que ha ido pasando la partícula durante la deformación. Vector desplazamiento (V. D.): Es el vector que describe el desplazamiento de la partícula desde el estado no deformado, al estado deformado.
Campo de desplazamiento: Conjunto de vectores desplazamiento. Gradiente de desplazamiento: Es la manera en que los vectores de desplazamiento varían de un punto a otro en un cuerpo deformado. Deformación homogénea. El gradiente de desplazamiento es constante. Se caracteriza por: • Las líneas rectas permanecen rectas, hasta después de
la deformación. • Las líneas paralelas se mantienen paralelas.
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• Todas las líneas con la misma dirección poseen e, λ, ψ, γ iguales. Deformación heterogénea. El gradiente de desplazamiento no es constante. Se caracteriza por: • Las líneas rectas se convierten en cuervas. • Las líneas paralelas pierden su paralelismo. • Para cualquier línea los valores de e, λ, ψ, γ son
diferentes. e: Extensión. e = l1 – l2 / l0 l1: Longitud final. l2: Longitud inicial. λ: Elongación cuadrática.
λ = (l1 / l0)2 = (1 + e)2 El cuadrado de la longitud final de una línea de dimensión original la unidad. Ψ: deformación angular por cizalla. Angulo de desviación de dos líneas que formen un ángulo recto. γ: deformación por cizalla.
tg Ψ Tipos de cizalla • Pura: Las partículas se desplazan paralelas a los ejes por que los esfuerzos están
contenidos en el mismo eje pero tienen sentidos opuestos. No es una deformación rotacional.
• Simple: Presenta rotación interna y dos esfuerzos de sentidos opuestos no contenidos
en el mismo eje (creando un par de fuerzas).
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TEMA 3: COMPORTAMIENTO MECÁNICO DE LAS ROCAS SOMETIDAS A
CAMPOS DE ESFUERZOS. Variación de la deformación en función de la temperatura. A mayor temperatura, mas dúctil y menos frágil es la roca lo que nos indica que a mayor temperatura menos esfuerzo de deformación. Esto es muy dependiente del tipo de la roca. Variación de la deformación en función de la presión (confinante). A mayor presión, mayor ductilidad. La presión hidrostática (presión de fluidos, poros de las rocas...) hace que la roca se haga mas frágil. Curvas de Esfuerzo - Deformación
• D. Elástico: si aplicamos un esfuerzo se produce una deformación que es elástica, si al dejar de aplicar el esfuerzo, el objeto vuelve a su forma original.
• D. Plástica: al dejar de aplicar el esfuerzo el objeto no recupera su forma original.
• P: punto de inflexión de la curva.
Más allá de un cierto límite se produce la rotura. Decimos que una roca es frágil o competente cuando la deformación previa a la rotura es débil. Ej: Cuarcita. Una roca es dúctil o incompetente cuando la deformación previa a la rotura es importante. Ej: Pizarras.
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TEMA 4: FALLAS: NOMENCLATURA, CLASIFICACIÓN Y CONCEPTOS
BÁSICOS. Fractura: toda rotura en la superficie terrestre. Hay dos tipos:
- Fallas: son fracturas en las que se produce desplazamiento de las masas rocosas situadas a ambos lados de la misma.
- Diaclasas: son fracturas que no sufren desplazamiento. Modelos teóricos de la formación de fallas. Se observa de forma experimental que las fracturas producidas forman un ángulo menor a 45º con el esfuerzo principal. Los esfuerzos compresivos provocan fracturas de cizalla y de tensión. Esto es observable a escala de la corteza terrestre y de lámina delgada (a todas las escalas). Clasificación según Anderson. • Fallas Normales.
Se producen como consecuencia de una distensión.
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• Fallas Inversas.
Son consecuencia de esfuerzos compresivos provocando un acortamiento.
• Fallas en Dirección.
- Movimiento dextrógiro: en el sentido de las agujas del reloj. - Movimiento sinistral: en sentido contrario de las agujas del reloj.
Clasificación según Roches. Llego a la conclusión de que el modelo de Anderson se cumplía pero que se producían dos familias de planos en la falla. Cuando hay una falla principal se genera una de 2º orden con un ángulo comprendido entre 15 y 30º. Con la tensión la fractura se produce paralelamente al esfuerzo principal. Clases de fallas atendiendo a los esfuerzos que los originan:
• Cizalla pura: el ángulo que forman entre si los planos esta muy cerca a los 60º.
• Cizalla simple: el ángulo esta mas cerca de los 90º.
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Elementos de una falla. • Plano de falla: plano a lo largo del cual se produce el desplazamiento. • Espejo de falla: plano pulido, zona brillante. • Estrías de falla: acanaladuras producidas por granos de cuarzo al desplazarse los
bloques del plano de falla. • Bloque hundido y bloque levantado: los bloques que se han movido. • Roca de falla. • Desplazamiento:
Clasificación de las fallas. 1. Tipo de movimiento.
Son normales, inversas, en dirección y en tijera (rotacionales). Según que tipo predomine se llaman de un modo u otro.
2. Desarrollo de la misma.
De 1º orden, 2º orden y 3º orden.
3. Profundidad.
- Corticales: cuando acaban dentro de la corteza terrestre. - Subcorticales: llegan hasta la astenosfera. - Profundas: llegan hasta los 300 km de profundidad. - Subprofundas: llegan hasta los 700 km de profundidad.
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La superficie sobre la que se ha producido un desplazamiento se llama superficie o plano de falla. Si el plano no es perpendicular pero el desplazamiento ha tenido un componente vertical, las rocas de un lado aparecerán posadas sobre las del otro. El lado más alto, o superior, se llama labio elevado o subyacente; el inferior se denomina labio hundido o yacente. En una falla normal, producida por tensiones, la inclinación del plano de falla coincide con la dirección del labio hundido. En una falla inversa, producida por las fuerzas que comprimen la corteza terrestre, el bloque llamado labio hundido en la falla normal, asciende sobre el plano de falla; de esta forma, las rocas de los estratos más antiguos aparecerán colocadas sobre los estratos más modernos, dando lugar así a los cabalgamientos. A veces, además de producirse este movimiento ascendente también se desplazan los bloques horizontalmente, es el caso de las fallas de desgarre o en cizalla. Si pasa tiempo suficiente, la erosión puede allanar las dos paredes destruyendo cualquier traza de ruptura de la superficie del terreno; pero si el movimiento de la falla es reciente o muy grande, puede dejar una cicatriz visible o un escarpe de falla con forma de precipicio. Fracturación dúctil y frágil. Cuando una fractura se produce en la superficie terrestre (Cataclasis: ruptura de la roca) produce cataclasitas. Cuando la ruptura se produce a los 15-20 km de profundidad, la roca que se forma esta orientada: Milonitas. En las fallas superficiales la facturación depende mucho del material que tengamos.
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Conceptos Pliegues en arrastre o ganchos de falla: deformación de las capas provocada por una falla. Son pequeños microplieges. Aparece en fallas directas o inversas. Indican el movimiento de la falla. Falla sintética: aquellas con buzamiento paralelo a la falla principal. Falla antitética: aquellas en las que el buzamiento es contrario a la falla principal. Fallas en escaladura o en domino: Se produce rotación de un boque con respecto al otro Falla intraformacional: Se forma a la vez que la sedimentación. Diapiro: masa salina con tendencia a ascender. Produce grietas de tensión paralelas a los esfuerzos de cizalla formando ángulos de 45º. Fallas en retardo: falla inversa con retraso con respecto a las otras que actúa como una falla normal. Fallas listicas: en superficie tienen el buzamiento de falla con gran ángulo y en profundidad tienden a la horizontalidad.
Diferencia entre falla normal e inversa: Una falla normal produce un "espacio". Se puede definir un sondaje vertical sin encontrar un piso (o techo) de referencia. Una falla inversa produce una "duplicación": Se puede definir un sondaje vertical para encontrar el mismo piso (o techo) de referencia dos veces.
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Se llama sentido de la falla a la dirección en el que se han desplazado los bloques. Hay dos sentidos el de compresión que forma fallas inversas y el de distensión que forma fallas normales. Cuando el sentido de la falla se corresponde con el del buzamiento de la roca decimos que la falla es conforme, si no se corresponde decimos que es una falla contraria. Tendremos, pues fallas normales, conformes y contrarias, y fallas inversas, conformes y contrarias. También son podemos encontrar con fallas verticales, cuando el plano de falla forma un ángulo recto con el bloque hundido.
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TEMA 5: FALLA NORMAL. Falla Normal Son aquellas en las que el buzamiento de falla mira hacia el labio hundido. Se producen dentro de un campo distensivo de esfuerzos y siempre implican un alargamiento de la serie. Sus buzamientos más normales están comprendidos entre los 40º y 70º. El buzamiento puede variar en profundidad haciéndose mas
tendido (menor) en profundidad. El buzamiento también varía según la litología. Una falla normal puede pasar a un cabalgamiento. Las fallas normales amenudo aparecen en el techo de un diapiro. El desarrollo de una falla inversa puede generar una falla normal, porque los esfuerzos compresivos dan ligar a esfuerzos compresivos locales (cuencas pull-apart). Grandes fallas normales dan lugar a los rifts.
Las Fallas Normales: Las fallas normales se producen en áreas donde las rocas se están separando (fuerza tractiva), de manera que la corteza rocosa de un área específica es capaz de ocupar más espacio. Las rocas de un lado de la falla normal se hunden con respecto a las rocas del otro lado de la falla. Las fallas normales no crean salientes rocosos. En una falla normal es posible que se pueda caminar sobre un área expuesta de la falla.
Ejemplo
σ 1
σ 1
estrías de falla
venas de calcita
FALLA
NORMAL!!
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TEMA 6: FALLA INVERSA.
Fallas Inversas. Pueden ser de gran ángulo (β>60º) y de bajo ángulo (β<35º). Se producen como consecuencia de procesos compresivos y provocan un acortamiento de la serie. Una falla inversa es aquella en la que el buzamiento del plano de falla buza hacia el labio levantado. Dentro de la corteza terrestre las mayores fallas inversas son las de las zonas de subducción.
Las Fallas Inversas: Las fallas inversas ocurren en áreas donde las rocas se comprimen unas contra otras (fuerzas de compresión), de manera que la corteza rocosa de un área ocupe menos espacio. La roca de un lado de la falla es ascendida con respecto a la roca del otro lado. En una falla inversa, el área expuesta de la falla es frecuentemente un saliente. De manera que no se puede caminar sobre ella. Fallas de empuje son un tipo especial de falla inversa. Ocurren cuando el ángulo de la falla es muy pequeño.
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TEMA 7: FALLAS EN DIRECCIÓN. El movimiento se produce principalmente a lo largo del lomo de falla en la horizontal (aunque pueden tener una componente vertical). Las fallas de dirección dan lugar a una serie de fallas pequeñas (secundarias) que pueden servir para deducir el buzamiento de la falla principal (esto se ve a gran y pequeña escala): • Fracturas de Riedel.
o R: forman un ángulo de 15º-20º con la principal. o R`: forman un ángulo de 75º con la principal.
• P: fracturas de A. W. Skemptor. • T: fracturas de tensión (son la bisectriz de las R y R´)
Cuando una falla en dirección se mueve puede producir las cuencas pull-apart: son depresiones rellenas de sedimentos (en general recientes). La distensión da lugar a un hueco y el consiguiente hundimiento. También se llaman estructuras en flor y pueden ser: • Palmera o positiva
o Da lugar a una zona elevada. o Esta asociada a transpresión.
• Tulipán o negativa.
o Da lugar a una zona hundida. o Esta asociada a transtensión
Criterios de reconocimiento de fallas. • Morfología:
o Enfacetado triangular. o Red fluvial en enrejado. o Desnivel en las superficies de erosión. o Alineaciones de fuentes
• Geofísicos: Basados en métodos de prospección geofísica.
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o Gravimetricos. o Sísmicos. o Magnéticos. o Teluromagnéticos. o Eléctricos.
• Tectonicos: Al encontrar estructuras diferentes aun lado y a otro de la falla. • Estratigráficos: Series descolocadas. • Microtectónicos o tectoglifos: Aquellos observables en el plano de falla.
o Estrías. o Escalones de acreción de minerales o de arranque. o Facetas pulidas y rugosas. o Grietas de tensión. o Cizallas conjugadas. o Marcas parabólicas. o Vacuolas deformadas o Estiolitos: son estructuras de disolución formadas bajo presión. Son
perpendiculares a los esfuerzos σ1. Son de tamaño milimétrico. Pueden ser cilíndricos o cónicos.
o Estructuras SC: Se dan en fallas dúctiles. Se deben a que el movimiento de los planos de cizalla da lugar a una serie de estructuras sigmodiales (S). A las estructuras paralelas a la cizalla se les llama estructuras C.
Tectónica de Horst-Graven. Graven o fosa de hundimiento: a los compartimentos limitados por fallas normales que están hundidos con relación a los compartimentos vecinos. El termino rift queda reservado para los graven de una cierta dimensión. Ej: Cuenca del Tajo. Horst: compartimentos que por el contrario aparecen como levantados.Ej: Sistema central.
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Técnica de tratamiento de una falla. Podemos hacer los mecanismos focales de los terremotos. Hipocentro: lugar en el que se produce el terremoto. Epicentro: proyección del hipocentro sobre la superficie terrestre. Región pleistosistica: región de más intensidad. Tipos de ondas: • P o primarias: son ondas de compresión y dilatación. • S o secundarias: deforman el terreno porque provocan la subida y bajada de las
partículas. Pueden ser de dos tipos:
o Ondas Lowe: son transversales. o Ondas Rayleigh: provocan el giro de la partícula sobre si misma.
La teoría del rebote elástico se basa en las ondas P. Cuando hay un plano de falla en una región sometida a unos esfuerzos, la energía es en parte absorbida por la deformación de la roca. Cuando se supera un determinado umbral la capa se mueve y provoca una falla.
Si dividimos la falla con un plano perpendicular, las 1ª ondas que llegan a los cuadrantes superiores izquierdos e inferior derecho son P en fase compresiva. En los otros dos cuadrantes llegan ondas P en fase distensiva.
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Inversión Tectónica: Bajo condiciones muy particulares, una falla puede cambiar su sentido de movimiento, pasando por ejemplo de Normal a Inversa o viceversa
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TEMA 8: FRACTURAS (JUNTAS O DIACLASAS). Son fracturas sin desplazamiento de los bloques. Tienen forma de pluma con un nervio central. Suelen tener una docena de metros. Las diaclasas suelen ser abiertas en superficie y cerradas en profundidad.
La orientación de una diaclasa, como la de otras estructuras geológicas, se describe mediante dos parámetros: Dirección: ángulo que forma una línea horizontal contenida en el plano de la diaclasa con el eje norte - sur. Buzamiento: ángulo formado por la diaclasa y un plano horizontal imaginario. Las diaclasas no tienen por que ser en general planas, ni responder a ninguna geométrica regular, así que los parámetros indicados pueden variar de un punto a otro Clasificación según su grado de separación. • Latentes: no son observables a simple vista. • Cerradas: las paredes están en íntimo contacto. • Abiertas: hay un cierto grado de separación. Clasificación según su tamaño. • Interformacionales: pequeñas, dentro de una capa o formación. • Intersectantes: grandes, cortan a varias capas. Clasificación según su génesis. • Tectónicas. • Hidráulicas: cuando se forman por alta presión de fluidos. • Por descompresión: requieren de la existencia de estructuras preexistentes. • Por descarga: Se forman como consecuencia de la erosión de los sedimentos
suprayacentes.
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Comparación Diaclasa-Falla:
* Indicadores directos / Indicadores indirectos DIACLASA FALLA
* sin desplazamiento detectable * con desplazamiento * no hay * Estrías
* no hay * con diaclasas plumosas de cizallamiento
* no hay * Brecha de falla / Milonita / cataclasita
* no hay * Arrastres tal vez con relleno tal vez con relleno más frecuente menos frecuente
más pequeño ( se pierde ) más extenso (tal vez tiene continuación)
superficie medio irregular superficie más lisa - Zona de falla es blanda - Diferencia de la vegetación
- Junto con la dirección de una quebrada o un valle
- produce líneas de afluentes
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TEMA 9: PLIEGUES. Un pliegue es cualquier ondulación de los estratos. Se nombra antiforma cuando los flancos se unen en la parte superior y sinforma cuando los flancos se unen en la parte inferior. Pueden ser: • Anticlinal: antiforma que cumple que en su núcleo están los
materiales mas antiguos. • • Sinclinal: en el núcleo del pliegue se encuentran los materiales más
modernos. Puede darse el caso de un anticlinal sinformal o de un sinclinal antiformal.
Elementos de un pliegue.
- Charnela: punto de máxima curvatura. - Cresta: punto mas alto del pliegue. - Punto de inflexión: lugar en el que cambia la curvatura del
pliegue. - Flanco: partes del pliegue situadas a los lados del pliegue axial. - Plano axial: lugar geométrico de todas las líneas de charnela. - Ejes del pliegue: son 3, solo se usa el eje “b” que marca los
esfuerzos del pliegue. - Terminación periclinar: lugar donde termina el pliegue en la
dirección del eje “b”. - Cabeceo: ángulo que forma la charnela sobre el plano axial. - Altura de un pliegue: ángulo que forma la charnela sobre el plano axial medido
en la horizontal. - Anchura de un pliegue: distancia entre dos planos axiales consecutivos. - Charnela: eje “b” del pliegue, es la línea que desplazándose paralelamente a si
misma engendra el pliegue. Simetría de los pliegues. • Ortorrómbico: 2 planos de simetría en el pliegue. • Monoclínico: 1 plano de simetría perpendicular al plano axial. • Triclínico: no hay planos de simetría. Clasificaciones de los pliegues. Pueden ser geométricas (por la forma del pliegue) o genéticas (por como se hizo el pliegue.
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Clasificación Geométrica • Cilíndrica: aquel cuya superficie plegada este formada por el eje
que al desplazarse permanece paralelo a si mismo.
• Cónico: el eje permanece contenido en un cono. • Curviplanar: la charnela esta curvada. • Otra forma: forma rara. Clasificación en función de la longitud. • Lineal: la longitud es dos veces mayor o más que la anchura. • Branquianticlinal o branquisinclinal: la longitud es menor que dos
veces la anchura. • Domo (antiforme) o cubeta (sinforme): la longitud es igual a la
anchura. Clasificación por la posición de los flancos. • Normales: la charnela forma un ángulo agudo. • Isoclinales: los dos flancos tienen igual buzamiento. • En abanico: tienen el núcleo comprimido y la charnela muy ancha. • En champiñón: tiene forma de seta (variante en abanico). • En cofre: son muy amplios. Clasificación por el ángulo de la charnela. • Abiertos: la tg a los puntos de inflexión forma un ángulo obtuso. • Cerrados: la tg a los puntos de inflexión forma un ángulo agudo. Clasificación por la simetría del plano axial. • Simétricos: el plano axial divide al pliegue en dos partes iguales. • Asimétricos: el plano axial no divide al pliegue en dos partes iguales. Clasificación por la posición del plano axial. • Verticales: el plano axial buza 90º. • Inclinados: el plano axial buza menos de 90º pero los dos planos buzan
para lados distintos. • Rodilla: el plano axial buza menos de 90º, pero uno de los flancos es
vertical. • Tumbado: el plano axial buza más de 45º y los dos flancos buzan en el
mismo sentido. • Volcado: el plano axial buza menos de 45º. • Acostado: el plano axial buza 0º. • Invertido: el plano axial tiene buzamiento horizontal y contrario al
sentido.
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Clasificación por el espesor de los estratos. • Isopacos: tienen espesor constante. • Anisopacos: Un flanco esta adelgazado.
o Estirado: ninguna capa esta rota. o Laminado: se rompe alguna capa. o Pliegue-falla: rotura total.
Clasificación de Ramsey. Isógonas: líneas que unen puntos de igual buzamiento.
- Convergentes. - Paralelas. - Divergentes.
Espesor ortogonal: espesor entre dos tg paralelas. • Clase 1: la curvatura del arco interior es mayor que la del arco exterior.
Isógonas convergentes (tgα > to ~~~ 1a), (tgα = to ~~~ 1b) y (tgα < to ~~~ 1c). En la clase: - 1a ~~~ t´α = tα/t0 ~~~ t´α > 1 - 1b ~~~ t´α = 1 - 1c ~~~ t´α < 1
• Clase 2: la curvatura del arco exterior es igual a la del arco interior.
Isógonas paralelas. Tgα > to y tg´ tg´α α = 0. • Clase 3: la curvatura del arco exterior es mayor que la curvatura del arco
interior. Isógonas divergentes. Tgα < to y tg´α < 1
T´ = t α / to
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Knick-Bands Estructuras originadas en rocas con foliación que se definen como zonas de plegamiento tabular resultante del funcionamiento de una pareja de cizallas. Son pequeños (cm-dm). Cuando presentan un desarrollo muy intenso dan lugar a pliegues en acordeón. Se dan en ambientes frágiles o muy frágiles. Se pueden producir por distensión, pero suelen deberse a un acortamiento general. Pueden ser: • Simples: solo una cizalla. • Conjugados: forman un determinado ángulo entre ellos. Vergencia de un pliegue. Sentido contrario al buzamiento del plano axial. Asociaciones de pliegues. Cuando un conjunto de pliegues, en general, describen una antiforma se le denomina anticlinario y si describen una sinforma se le denomina sinclinario. Son estructuras de grandes dimensiones. Hay dos estilos: • Eyectivos: grandes sinclinales y pequeños anticlinales. • Deyectivo: pequeños sinclinales y grandes anticlinales. Los pliegues pueden ser: • Normales. • En escalera o relevo. • En ramificación o dicotómicos. • En virgación: varias ramas convergentes (escala regional). • En rodilla: Ej: La rodilla Asturiana. No confundir con un pliegue en forma de
rodilla. Tienen una escala regional. Clasificación Genética. • Plegamientos concéntricos: (isopaco, paralelo, flexo-deslizamiento). Se produce una
flexión de las capas y deslizamiento de los estratos. Las capas son paralelas e isopacas. Se produce en niveles superiores de la corteza (porque la ductilidad no es grande). Se produce por:
o Deformación del flanco: el flanco sufre la mayor parte de la deformación
al contrario que la charnela. Se producen fracturas a lo largo del plano de estratificación y grietas de distensión en los flancos.
o Deformación de charnela: en la parte exterior de la charnela se generan fracturas extensivas. (línea neutra del pliegue: línea de puntos de un pliegue que no sufre esfuerzos, extensiones o distensiones.)
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Pliegues secundarios o parásitos: Se dan en capas incompetentes situadas entre capas competentes. Son plegados diferentes debido a la diferente viscosidad, a esto se le llama disarmonia. Cuando hay una alternancia de litologías se pueden formar micropliegues de arrastre por marcas de cizalla. Estos micropliegues pueden ser en “Z” o en “S” según estén en un flanco o en otro y nos indican donde esta la charnela del pliegue.
• Plegamiento de flexofluencia (o aplanamiento): Cuando la intensidad del plegamiento es mayor pasamos a este tipo de plegamiento. Tiene lugar cuando el acortamiento es del orden del 36% (experimentalmente). Cuando hay varias capas con diferente viscosidad (μ), se desarrolla una longitud de onda (w) determinada en función de esa viscosidad.
- Wd: Longitud
de onda dominante. - T: potencia del estrato. - μ1 y μ2: distintas viscosidades.
Entonces: Siempre que μ1 = μ2 ~~~ Wd = 3.64t La longitud de onda es independiente del esfuerzo y de la velocidad de deformación siempre que esta no sea muy grande. La longitud de onda es directamente proporcional al espesor.
Wd / t ≈ π / 2 Ahora nos acercamos a valores de 36% de acortamiento que es cuando se produce este tipo de pliegue. - t: es el mismo en todas partes. - a: acortamiento. - 2πt: longitud de la circunferencia
externa. 2πt ~~~ a
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100 ~~~ x x = 100 (2πt – 4t) / 2πt x = 36% ~~~ Situación limite. Superando el 36% se pasa del plegamiento isopaco al anisopaco (flexofluencia o aplanamiento. Forma amplios anticlinales y estrechos sinclinales.
Esquistosidad. Es la ordenación mineralogica en determinados planos por la acción de los esfuerzos (plegamientos a altas presiones).La esquistosidad es paralela a los flancos del pliegue, pero corta las charnelas Tipos de esquistosidad. • Esquistosidad de carga: aparecen asociados a los pliegues de flexofluencia, la
arcilla al sufrir presión adquiere una cierta orientación. • Esquistosidad de flujo del plano axial: se da en ambientes más profundos (5-6
Km en zonas orogénicas). Los minerales se orientan paralelamente al plano axial de los pliegues como consecuencia de procesos tectónicos.
• Esquistosidad de credulación: se debe a la esquistosidad de una segunda fase de plegamiento (S2). Se llama de credulación cuando existe una 2ª esquistosidad que modifica la anterior, pero que la mantiene visible. Si borra la anterior esquistosidad es esquistosidad de flujo del plano axial.
• Esquistosidad de fractura: red de planos de fractura con minerales orientados pero menos intensa que la esquistosidad de flujo
• Esquistosidad en lapicero: interacción entre varias esquistosidades. Se suele romper en rombos.
• Esquistosidad en abanico: tendencia de las charnelas a formar abanicos. A veces en las charnelas anticlinales, siempre que no haya replegamiento posterior, la esquistosidad no es paralela a los flancos del pliegue. Cuando el buzamiento de la esquistosidad es mayor que el de la estratificación sabemos que es una serie normal, y si es menor sabemos que es una serie invertida.
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El desarrollo de la esquistosidad depende mucho de la litología. Hay rocas transparentes a la esquistosidad, es decir, que en ellas no se desarrolla la esquistosidad, pero si en los niveles que están por encima y por debajo Otras estructuras asociadas a los pliegues de flexofluencia. • Boudinage: es un arrosariamiento de los flancos de los
pliegues como consecuencia de un estiramiento. Cuando los trozos no llegan a separarse se habla de “pinch and swell”. Si los boudinage tienen forma cuadrada se le llama boudinage en tableta de chocolate.
Asociados al desarrollo de los boudinage aparecen recrecimientos de cuarzo. • Scar-fold (pliegues cicatriz): aparecen por encima de los boudinage. • Mullons: pueden ser de plegamiento o de esquistosidad, se
forman en las charnelas de los pliegues por replegamiento. Son asociaciones de anticlinales y sinclinales estrechos. Son estructuras pequeñas. Suelen producirse cuando la esquistosidad es muy penetrante.
• Plegamiento similar: pliegue que se produce como
consecuencia del desplazamiento de los estratos a lo largo de la línea de cizalla. No implica acortamiento de la serie. Es raro en la naturaleza. Una de las cosas que más influye en los pliegues es el contraste de ductilidad.
• Plegamiento de flujo: se produce cuando los
materiales están próximos al punto de fusión o cuando la plasticidad de las rocas es muy alta. Podemos encontrar este tipo de plegamiento cuando la sal (NaCl) asciende en un diapiro.
• Plegamiento superpuesto (figuras de interferencia): tiene lugar cuando hay varias
fases de plegamiento, es decir, cuando un pliegue es replegado El que mejor los clasifica es Ramsey, que utiliza dos ángulos: - Angulo α: formado por las charnelas de dos pliegues consecutivos. - Angulo β: formado por el polo de un plano axial y el plano axial de 2º pliegue. -
Dentro de los pliegues superpuestos hay tres clases: o Clase 1: se caracteriza porque α ≠ 0 y β > 70º.
Si interfieren dos anticlinales da lugar a estructuras en forma de domo. Si interfieren dos sinclinales da lugar a estructuras en forma de cubetas. Si interfieren un anticlinal y un sinclinal da lugar a estructuras en forma de silla de montar.
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Cuando hay interferencia de varios de estos pliegues se forma un paisaje en cesta o caja de huevos.
o Clase 2: se caracteriza porque α > 20º y β < 70º. En función de la profundidad del nivel en que se unen tenemos diferentes estructuras: Circulares: son los más superficiales. Intermedios: en forma de media luna. Profundas: en forma de seta.
o Clase 3: se caracteriza porque α tiende a 0 y β < 70º. Se denominan pliegues recurrentes replegados y dan lugar a estructuras en forma de percha. EJERCICIOS: En el Devónico de Lipari encontramos, actualmente, un pliegue en el que se han medido sus flancos, obteniéndose los siguientes datos: Flanco Este, dirección 40º y 60º de buzamiento SE; Flanco Oeste (no se pudo medir directamente y se tuvieron que realizar dos medidas de buzamiento aparente que dieron el siguiente resultado 33º // 180º y 26º // 270º)
1- Determinar la posición del eje del pliegue y la del plano axial 2- En el flanco Este aparecen una lineación mineralógica con un cabeceo
de 46º NE ; calcular la dirección de esta lineación 3- Teniendo en cuenta que durante la orogenia Alpina se produjo un
basculamiento en la dirección Norte de 28º en la zona del pliegue; calcular la posición del pliegue en el Carbonífero.
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TEMA 10. ZONAS DE CIZALLAMIENTO DÚCTIL. Manto. Masa rocosa arrastrada sobre un yaciente, con el que anteriormente no tenía ninguna relación. Se produce a favor de una superficie de despegue, que es una falla inversa. Cuando el desplazamiento a lo largo de una falla inversa es del orden de un Km hablamos de manto, si no llega al Km hablamos de cabalgamiento y si es mucho menor de falla inversa. Elementos de un manto. • Aloctono: parte superior del manto, anormalmente puesta sobre el autóctono. • autóctono: es la parte rocosa que esta sometida al alóctono. • Patria: dominio paleogeografico de donde proviene el manto. • Raíz: lugar exacto del que procede el manto. • Ventana tectónica: zona en la que aflora el autóctono, que se encuentra totalmente
rodeada de alóctono. • Klipper: porción de alóctono rodeada de autóctono. Quedan como cerros testigo. • Frente del manto: lugar geométrico de los puntos mas adelantados del manto. • Cepillamiento basal: es el biselamiento de las series del autóctono como
consecuencia del movimiento del propio manto.
• Escamas de arrastre: son virutas de autóctono que quedan englobadas en el alóctono.
• Duplicaciones: fracturación del plano basal por cabalgamiento del manto. • Diverticulaciones: desaparición de parte de las series inferiores por desplazamiento
de la parte superior del alóctono (que se separa a partir de una superficie de despegue)
• “Tete plongeante”: parte frontal con inversión. Clasificación de los mantos. • De plegamiento o tipo alpino: cordilleras formadas por colisión.
o Helvéticos: formados por materiales de cobertera. o Pennicos: formados por materiales de basamento.
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• De corrimiento o apalachianos: se producen fundamentalmente por fracturación; se
producen fracturas de bajo ángulo, que en algunos lugares tienen un ángulo mayor, lo que da lugar a fallas listicas. Se producen a lo largo de una falla. Ej: Apalaches.
• De deslizamiento: aquellos en los que no interviene la tectónica de forma activa y se producen por deslizamiento gravitacional en zonas con pendiente adecuada y material con suficiente plasticidad.
o Subacuaticos: se les llama “slumping” y
pueden ser de dos tipos: olistolitos (son capas del alóctono deslizadas y enterradas en el autóctono mientras se produce la sedimentación de este) y olistostromas ( son un apilamiento de olistolitos sin que haya tiempo a que la sedimentación los recubra)
o Aéreos o epiglisticos: pueden ser en cascada, en petaca o en hoja de deslizamiento.
• Melanges: brechas de decenas y centenares de Km2 y cuyo espesor es de cientos de metros, que se producen como consecuencia del avance del manto. Asociadas a rocas volcánicas. Es la sedimentación que se produce en el prisma de acreción de una zona de subducción.
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TEMA 11: ESTRUCTURAS INTRUSIVAS Y EXTRUSIVAS. Diapirismo. En el sentido amplio es el proceso mediante el cual materiales terrestres profundos se abren paso hacia niveles más someros (superficiales). En sentido estricto es el emplazamiento a baja temperatura de rocas generalmente más sedimentarias. Cuando se habla de diapirismo se suele hablar de rocas evaporiticas, que se caracterizan por su gran plasticidad y por su baja densidad. Ha habido fenómenos diapiricos desde el Cambrico hasta la actualidad. Mecanismos del diapirismo. • Por empuje tangencial: empuje vertical de sedimentos plásticos
como consecuencia de otros esfuerzos. • Por gravedad: a temperaturas mayores de 200ºC la sal pasa a ser mucho más
plástica.
El proceso de diapirismo puede comenzar por: - Desigualdades en el techo de formación. - Por carga desigual de las rocas suprayacentes.
La carga desigual se puede producir por un cambio literal en la litología de las rocas subyacentes (1), que ejerzan una carga diferente. También por distinta erosión de la roca suprayacente (2) o porque exista una falla o un accidente tectónico por el que puedan salir los sedimentos marinos (3).
El movimiento de sales es rápido desde el punto de vista geológico (6 mm/año).
• Por la combinación de ambos. Tipos de estructuras diapiricas. 1. Pliegues diapiricos: tienen el núcleo compuesto
por materiales infrayacentes menos densos, tienen forma de anticlinal alargado y suelen estar fallados los flancos. Se forman mediante mecanismos: - Aglomeración de sal en la bóveda. - Compresión de la sal en los flancos del anticlinal.
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- Expansión de la parte superior del diapiro con estiramiento de la bóveda anticlinal.
2. Escamas diapiricas: formación de grandes setas unidas o no a la base. Se
desarrollan pliegues con los flancos fallados. 3. Intrusiones en fallas: material salino a lo largo de una falla. 4. Domos: Columna vertical de forma circular que asciende independientemente de
los esfuerzos tectónicos. Tienen miles de metros de altura y un diámetro de 1-3 Km. En las zonas periféricas se forman unas zonas de hundimiento y fallas circulares y radiales en la superficie (como consecuencia del ascenso de las sales).
5. Glaciares salinos: domos que se producen en países muy áridos. La sal sale al
exterior y no se disuelve por falta de agua por lo que se acumula. Importancia económica de las estructuras diapiricas. Al ser la sal impermeable, son yacimientos de petróleo, también se pueden acumular residuos radiactivos de baja actividad al ser la sal opaca a las radiaciones nucleares, al ser tan plástica no se puede usar para residuos radiactivos de larga duración ya que se mueve.
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TEMA 12: AMBIENTE METAMÓRFICO. Metamorfismo. Es el proceso de transformación mineralogica y estructural de las rocas en estado sólido, en respuesta a condiciones físico-químicas distintas a las del momento de su formación. Factores de metamorfismo. • Temperatura: de 200º a la fusión ≈ 800ºC. • Presión:
- Litostatica - De fluidos. - Tectónica.
• Volátiles: CO2 y agua. Proceso esencialmente isoquimico. Tipos de metamorfismo. • Regional: se desarrolla en las zonas orogénicas, más o menos sincrónicamente con
las fases de plegamiento. Se produce por presión y temperatura en los orogenos de colisión y subducción.
• De contacto: se caracteriza por altas temperaturas y bajas presiones. Formados por
una intrusión. A partir de una serie silicea, por metamorfismo de contacto, se forman los esquistos mosqueados y los corneados (formados por Cianita, Sillimanita y Andalucita). A partir de una serie calcárea se forman Diopsido, Wollastonita y Tremolita.
• De impacto: se produce como consecuencia de choques meteoriticos. Las presiones
son superiores a 10 giga pascales. Tras el impacto se genera una onda de choque que genera el cráter y una zona fuertemente brechificada. En función del tamaño, los cráteres meteoriticos pueden ser: - Simples: tienen menos de 4 Km de diámetro, son cavidades mas o menos
homogéneas. - Complejos: tienen mas de 4 Km de diámetro y la zona central mas elevada,
como consecuencia de un efecto rebote. Esta elevación suele ser una décima parte del diámetro.
En este metamorfismo se forman: - Vidrios diaplecticos: trozos de cuarzo de forma cónica y estrías típicas. - Estisovita: mineral que se forma a 16 giga pascales de presión (600 Km de
profundidad) y solo aparece en impactos de meteorito.
• Dinamometamorfismo: da lugar a milonita y esta asociado a fallas y fracturas por lo que es muy limitado.
• Hidrotermal o de fondo oceánico: asociado a dorsales oceánicas. A ambos lados del
rift se producen una serie de fallas normales, que permiten la penetración de agua hacia la cámara magmática, y su expulsión a través de los húmeros blancos y negros. Da lugar a Basaltos que se transforman en Anfibolitas (Serpentinas).
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Facies metamórficas. Rocas caracterizadas por un conjunto definido de minerales formados bajo condiciones determinadas de presión y temperatura. • Zonas metamórficas:
o Epizona: 200-450ºC. o Mesozona: 450-650ºC. o Catazona: 650ºC-fusión.
• Grado metamórfico:
o Muy bajo. o Bajo. o Medio. o Alto.
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TEMA 13: AMBIENTE PLUTÓNICO. Tipos de inclusiones plutónicas. • Concordantes: las superficies que los limitan son paralelas a los planos estructurales
de las rocas en las que se encajan.
o Sill o filón capa: cuerpo intrusivo con forma de lámina, paralelo a la estratificación o esquistosidad de las rocas adyacentes.
o Lacolito: tiene la base plana y el techo convexo y se puede definir como plano-convexo. Es un cuerpo arqueado en forma de domo.
o Bismalito: es una variedad de lacolito cuyo techo se ha elevado a lo largo de fallas cilíndricas.
o Lopolito: intrusión lenticular de forma suavemente cóncava inclinada hacia el centro de la estructura. Sus dimensiones son de decenas o miles de Km de diámetro y un espesor de miles de metros.
o Facolitos: intrusiones confinadas a las charnelas de los anticlinales y sinclinales.
• Discordantes: las superficies que los limitan no son paralelas a los planos
estructurales de las rocas en las que se encajan.
o Batolito: son cuerpos plutónicos discordantes que ocupan un área de más de 100 Km2. Esta asociado a rocas orogénicas y constituyen las raíces de dichas montañas.
o Stock: Batolitos con una área menos a 100 Km2, tienen formas que se aproximan a la cilíndrica.
o Diques: cuerpos tabulares de rocas ígneas de longitud considerable pero de escasa potencia. Pueden ser:
Radiales: cuando parten de un centro común. Paralelos: poseen la misma dirección. cónicos: se inclinan hacia el centro. Anulares: forma cilíndrica.
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Mecanismos de inyección o intrusión. • Forzada: consiste en el empuje que ejerce el magma hacia arriba y hacia los
laterales desplazando intrusión a la roca de caja. • Stopping: asimilación magmática de la roca encajante por parte del magma que
asciende hacia la superficie. • Hundimiento de la roca preexistente: desarrollo de fracturas anulares en el techo de
la cámara magmática que da lugar a su posterior hundimiento. • Reemplazamiento metasomático: transformación de una roca preexistente en granito
(granitización). Clasificación de plutones por el tiempo de emplazamiento. Los plutones se originan dentro de los orogenos o cadenas montañosas, esta etapa orogénica se caracteriza por su gran actividad tectónica. Pueden ser: • Atectonicos: aquellos que no guardan ninguna relación con la capa orogénica. • Pretectonicos: se producen inmediatamente antes de la orogénesis. • Sintectonicos: se desarrollan junto a alguna de las fases de plegamiento de la
orogenia. • Postectonicos: emplazados con posterioridad a la orogenia.
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TEMA 14: AMBIENTE VOLCÁNICO. Clasificación de las rocas volcánicas. Por su contenido en Na y K. • Alcalina: mas del 2% de Na y Ka. • Subalcalina: menos del 2% o mas si la concentración en Si es muy grande. Por su % en Si. • Ultrabasicas: < 45%. • Basicas: 45-52%. • Intermedias: 52-62%. • Ácidas: >66%. Según el color de la roca. • Ultramafica: >90. Color oscuro. • Mafica: 70-90. • Intermedia: 40-70. • Felsica: < 40. Color claro. El magma se forma por fusión parcial de los cristales.
Tipos de estructuras volcánicas. • Volcanes fisurales: se producen a lo largo de fracturas, los mas significativos son las
dorsales oceánicas. Tienen lavas muy fluidas, sin cámara magmática, lo que produce que las rocas estén poco diferenciadas.
• Volcanes en escudo: forma de escudo (redondeada), con una pequeña camara magmática, lava fluida y edificios muy extensos.
• Estrato-volcán: elevación formada por distintas capas que generan un cono, con cámara magmática bien diferenciada. Alternancia de lavas y piroclastos. Ej Teide.
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• Chimenea: conducto fundamental por el que salen los materiales volcánicos. Puede ser:
o Efecto botella de Champagne: gases disueltos en el magma van subiendo hasta salir, provocando un aumento de la presión en la zona superior.
o Diatrema: chimenea colapsada, rellena con materiales de la roca de caja. • Calderas: grandes depresiones mas o menos circulares que pueden tener un
diámetro kilométrico. Pueden ser de 4 tipos: o Explosión: se originan cuando el magma empieza a salir y se ve
obstruido, si el magma tiene un alto contenido en gases tiene lugar una explosión. También se pueden producir por interacción con agua del mar o de un acuífero. Ej: Sta. Elena (1980).
o Colapso: se producen cuando hay una salida de magma muy importante que deja la cámara magmática y esta se colapsa. Ej: Krakatoa (1883).
o erosión: se forman por erosión diferencial de los materiales suprayacentes.
o Gravitacionales: cuando un volcán tiene una pendiente o tamaño excesivos tienen lugar importantes deslizamientos en las laderas, que provocan la formación de una caldera. En la parte delantera del volcán aparecen unas colinas llamadas “estructuras Hummock”.
Tipos de erupciones volcánicas. • Monogenias: un volcán presenta un solo tipo de erupción y un solo tipo de roca. • Poligenias: se producen distintos tipos de erupciones (lo mas normal), porque el
magma se diferencia, dando lugar a varios tipos de roca. Se clasifican en funcion de la viscosidad del magma, sus gases...: • Hawainao: lavas muy fluidas, sin explosiones, con un contenido en gases mínimo.
Son erupciones continuas que pueden llegar a formar lagos de lava. Alta temperatura.
• Estromboliano: posee cierto contenido en gases, puede llegar a expulsar piroclastos y da lugar a estrato volcanes.
• Vulcaniano: posee un mayor contenido en gases, lo que genera columnas de vapor y piroclastos, la lava es menos fluida con gran cantidad de cenizas.
• Peleano o Pliniano: se caracteriza por su lava muy viscosa, la erupción comienza con fumarolas y cenizas y sigue con explosiones y hasta nubes ardientes (partículas de lava a mas o menos 1100ºC rodeadas de vapor de agua, lo que produce que estas partículas estén en suspensión, pueden alcanzar velocidades de 150 m/s. Son muy destructivas y los sedimentos se llaman ignimbritas). Da lugar a estructuras en pitón.
Erupciones hidromagmaticas. Se dan por la interacción del agua y el magma. Pueden ser: • Subacuatica: hay mas contacto con el agua. • Ineatomagmatica: interacción con un acuífero subterráneo. • Submarina: interactúa con las dorsales oceánicas.
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Materiales de los volcanes. • Lavas: pueden ser de dos tipos:
o Submarinas o pillow lavas: se dan por debajo de los 200 m. Se caracterizan por su forma almohadillada, puesto que se enfría rápidamente en el exterior.
o Aéreas: Pueden ser de tres tipos:
Pahoehoe (lavas cordadas): se forma como consecuencia del enfriamiento preferente de la parte superior, dando lugar a se forma de cordón.
AA o de mal país: se forma una costra superficial y la lava infrayacente continua avanzando a gran velocidad fragmentando en bloques la costra superficial.
Superficie continua: el enfriamiento es progresivo por lo que la lava ni se cuartea ni forma bloques.
Estructuras menores de lava. • Hornitos: se forman por salidas de gases desde una colada, dando lugar a una
morfología con una cavidad. • Lahars: son coladas de barro, normalmente están formadas por piroclastos. Pueden
ser: o Frías: el barro se forma con el agua del deshielo o de lluvias torrenciales. o Calientes: el barro se forma con el agua de las nubes ardientes.
• Túneles basalticos: son túneles con el techo hundido que se forman en el interior de la colada por solidificación de la lava de la parte superior.
• Piroclastos: materiales que arroja el volcán al exterior, según su tamaño pueden ser: o Bombas: >64 mm. o Lapilli: 64-2 mm. o Cenizas: <2 mm.
Cuando estos materiales se encuentran cementados en una serie sedimentaria las bombas se llaman brechas y los lapilli y las cenizas tobas, tufitas o cineritas. Los lapilli a veces se soldan entre si dando lugar a formas curiosas:
o Cabellos de Pele: cuando tienen formas alargadas. o Lagrimas de Pele: cuando tienen formas redondeadas.
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BIBLIOGRAFIA
- Geología Estructural. Autor: Marland P. Billings - http://kaosgeologicas.webcindario.com
• Paginas con prácticas de cortes geológicos e historia geológica:
o http://www.uam.es/personal_pdi/ciencias/casado/GEORED/Cortes/test1.htm
o http://www.uam.es/personal_pdi/ciencias/casado/GEORED/Mapas-2/prac8.htm
o http://www.educa.madrid.org/portal/c/portal/layout?p_l_id=2288.98
• Pliegues y fallas
o http://www.juntadeandalucia.es/averroes/manuales/tectonica_animada/tectonanim.htm (Animaciones sobre pliegues y fallas)
o http://www.iris.edu/gifs/animations/faults.htm (animaciones de fallas) http://www.albertmartinez.com/article-mapes.htm
• Cortes Geológicos
http://www4.ujaen.es/~fegarcia/mapas_geologicos.htm (Interpretación paso a paso de un mapa geológico - presentación power point)
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EJEMPLOS DE CORTES GEOLOGICOS
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CORTES GEOLÓGICOS
Problemas
Problema 1. Indica con la simbología geológica más adecuada las orientaciones dadas en las 12 primeras figuras de esta
página. En la página siguiente, indica la orientación completa, a partir de los 12 símbolos siguientes.
110, 25 S 080, 45 N 060, 20 NW
100, 30 N 100,30 S; 40 W 40/190
Problema 2. Responde a las siguientes cuestiones relacionadas con el mapa 1 que encontrarás al final de éste cuadernillo de problemas. La equidistancia entre curvas de nivel es de 10 m.
. Observa e identifica con colores diferentes las divisorias topográficas y los fondos de valle.
. Determina los límites de cada una de las cuencas hidrográficas presentes en la zona cartografiada.
. Determina la escala numérica del mapa a partir de la gráfica.
. Realiza el perfil topográfico A-B, sin exagerar la escala vertical. Superpón al mismo otro perfil de la misma sección pero incrementando la escala vertical por un factor de 5.
Problema 3. Analiza el mapa geológico nº 2 que encontrarás al final de éste cuadernillo y responde a las siguientes cuestiones.
. Identifica las direcciones de capa presentes en el mapa.
. Calcula los buzamientos reales de todas las formaciones geológicas y sus respectivas potencias.
. Realiza el corte geológico A-B, sin efectuar ningún tipo de exageración vertical.
. Enuncia la historia geológica que se puede deducir a partir del mapa.
Problema 4. Si la orientación de un plano es 075, 22 N, ¿Cual es el ángulo de buzamiento aparente según la dirección 050?
Problema 5. Si el ángulo de buzamiento aparente de una capa cuyo rumbo es E-W vale 33º cuando ésta es observada según una dirección 047, ¿Cuál es el valor de su ángulo de buzamiento real?
Problema 6. Si el ángulo de buzamiento real de un plano es 40º y su sentido de inclinación es 0º hacia el norte ¿en qué dirección o direcciones podremos encontrar para dicho plano un ángulo de buzamiento aparente de 30º?
Problema 7. Determina gráficamente el ángulo de buzamiento real y el rumbo correspondiente a cada uno de los pares de buzamientos aparentes indicados a continuación.
. 20º en la dirección 280 y 40º en la dirección 010
. 30º en la dirección 060 y 50º en la dirección 135
. 6º en la dirección 282 y 25º en la dirección 314
Problema 8. Tres puntos, A, B y C localizados sobre un mismo estrato inclinado se encuentran a 150, 75 y 100 metros sobre el nivel del mar, respectivamente. La distancia horizontal que separa los puntos A y B es de 1100 m, medida esta según la dirección 170. La separación entre A y C es de 1560 m según la dirección 040. ¿Cuál es el rumbo, el ángulo de buzamiento y el sentido de buzamiento del estrato?.
Problema 9. La orientación de una formación de areniscas es 065, 35 S. Un recorrido horizontal según una dirección 170 intercepta la base de la formación en primer lugar y el techo después. La distancia que separa ambos planos según la dirección indicada es de 125 m. ¿Cuál es la potencia de dicha formación?
Problema 10. Utilizando la figura inferior calcula la orientación, el buzamiento y el espesor de las formaciones cartografiadas.
Problema 11. Construye un mapa geológico a partir de la siguiente información y el mapa topográfico nº 3 que se encuentra
al final de éste cuadernillo de problemas.
. La base de una formación arenosa de edad triásica de 100 m de potencia aflora en el punto A. Su orientación es 110, 25S. . El punto B se localiza en el contacto oeste de un dique de diabasa vertical de edad jurásica de 50 m de espesor y orientación 020. . En el punto C aflora la base de una serie cretácica horizontal. . En el punto D aparece la base de una serie terciaria concordante con la serie cretácica anterior.
Por último, establece la historia geológica de la zona cartografiada.
Problema 12. Tres puntos se encuentran localizados sobre un mismo plano estructural. El punto B está a 200 metros del A según una dirección 020, aunque a una cota 65 metros inferior. El punto C está a 250 metros de A y 45 metros debajo del
mismo, según una dirección 065. ¿Cuál es la orientación del plano?
Problema 13. Utilizando el mapa topográfico nº 4 que se encuentra al final del cuadernillo de problemas, responde a las
siguientes cuestiones. El plano estructural A representa una zona de falla de dirección 060, 50S mientras que el plano B
corresponde a un nivel de calizas de dirección 158, 40W. Determina la orientación de la línea de intersección entre los dos
planos, el cabeceo de dicha línea sobre el plano B, el punto de afloramiento en superficie de la misma y la profundidad a la
cual la línea sería encontrada perforando un sondeo en el lecho del río principal que aparece en la zona cartografiada.
Problema 14. El eje del pliegue que aparece en el mapa geológico nº 5 (al final del cuadernillo de problemas) tiene una
inmersión de 25º hacia el norte. Construye un corte geológico perpendicular a la dirección de inmersión y completa el mapa
con los símbolos geológicos adecuados.
Problema 15. El plano de una falla normal posee una orientación N-S y buza 60º hacia el oeste. La falla desplaza un plano
estructural (090, 30 N) sobre el cual produce un desplazamiento sinistro de 100 m. ¿Cuál es el salto neto de la falla según la
dirección de buzamiento?
Problema 16. Una falla de orientación 090, 60 N intercepta dos planos estructurales, tal y como se indica en la figura
adjunta. El plano 1 tiene una orientación 135, 30 NE mientras que el plano 2 vale 050, 45 NW. La magnitud y sentido de
desplazamiento de cada uno de los planos se muestra sobre la misma figura, ¿Cuánto vale y que orientación tiene el salto
neto de la falla? ¿Cuánto vale la componente de salto según el buzamiento y en dirección? ¿De qué tipo de falla se trata?
Problema 17. Una falla de orientación 030, 60 W desplaza dos planos tal y como se indica en la figura inferior. ¿Cuál es el ángulo y sentido de rotación de la falla?. Localiza el centro de rotación que justificaría los desplazamientos observados.
Problema 18. Tomando como ejemplo los bloques-diagrama i.a, i.b y i.c, que representan la fracturación de un macizo geológico por actuación de una falla seguida de un posterior periodo de erosión, completa las series indicadas.
Problema 19. Completa la traza de cada uno de los planos presentes en el mapa geológico nº 6 que encontrarás al final de éste cuadernillo de prácticas.
Problema 20. En la figura siguiente se muestra la orientación y la ubicación en el plano horizontal de una falla y de un contacto entre dos materiales geológicos A y B. El ángulo de cabeceo de las estrías resultado del desplazamiento de los labios de la falla ha podido ser determinado y resulta ser de 50º hacia el sur. Indica de qué tipo de falla se trata, el sentido de movimiento de los bloques así como el salto total producido por la misma.
Problema 18
Problema 18
Problema 20
TOPOGRAFÍA Y ORIENTACIÓN DE ESTRUCTURAS
GEOLÓGICAS
MAPA TOPOGRÁFICO DE CURVAS DE NIVEL
Bloque diagrama en el que se observa la relación topografía y relieve (Maltman (1990). Geological maps. Van Nostrand-Reinhold).
Construcción de un perfil topográfico (Maltman (1990). Geological maps. Van Nostrand-Reinhold).
INTERPRETACIÓN DE LOS PERFILES TOPOGRÁFICOS
Diferentes morfologías de relieve representadas en mapas topográficos (Weijermars, 1997. Structural Geology and map interpretation. Alboran Science Publishing Ltd.).
ESCALAS Y DISTORSIÓN DEL RELIEVE
Cambios de escala vertical en el perfil topográfico: distorsión del relieve (Bolton, T. 1989. Geological maps Their solution and
interpretation. Cambridge University Press).
ORIENTACIÓN DE UNA CAPA (DIRECCIÓN Y BUZAMIENTO)
Orientación de una estructura geológica. Concepto de dirección y buzamiento. (a) Analogía con el tejado de una casa. (b)
Dirección y buzamiento de una capa inclinada (Maltman (1990). Geological maps. Van Nostrand-Reinhold).
CÁLCULO DE LA DIRECCIÓN Y BUZAMIENTO DE UNA CAPA
Determinación de la orientación de una capa (dirección y buzamiento) (Foucault, A & Raoult, JF. 1975. Coupes et cartes
géologiques. Exercises géologiques avec leurs corrigés. Doin ed.).
REPRESENTACIÓN DE LAS CAPAS SOBRE UN MAPA TOPOGRÁFICO. INFLUENCIA DEL RELIEVE
Representación de una traza (capa inclinada) sobre un mapa topográfico (Weijermars, 1997. Structural Geology and map
interpretation. Alboran Science Publishing Ltd).
VARIACIÓN CUANTITATIVA DEL ÁNGULO DE BUZAMIENTO. CASO DE INTERSECCIÓN CON UN VALLE
Variación del ángulo de buzamiento ((Foucault, A & Raoult, JF. 1975. Coupes et cartes géologiques. Exercises géologiques
avec leurs corrigés. Doin ed.).
BUZAMIENTO APARENTE
Buzamiento aparente (Powell, D. 1992. Interpretation of geological structures through maps. An introductory practical
manual. Longman Scientific & Technical).
DISTORSIÓN DEL BUZAMIENTO Y GROSOR DE LAS CAPAS POR CAMBIOS EN LA ESCALA
Cambios aparentes del ángulo debuzamiento y grosor de las capas (Weijermars, 1997. Structural Geology and map
interpretation. Alboran Science Publishing Ltd).
CONSTRUCCIÓN DE UN PERFIL GEOLÓGICO
a) Construcción del perfil topográfico. b) Definición de los buzamientos de las capas que intersectan el perfil topográfico. c)
Extrapolación de los datos de superficie en profundidad. d) Corte completo.
CONSTRUCCIÓN DE UN PERFIL GEOLÓGICO
Cartografía de la traza de una capa, según su orientación (dirección y buzamiento) cuando ésta atraviesa un valle (Maltman
1990. Geological maps. Van Nostrand-Reinhold).
REGLA DE LA V
Cartografía y perfil geológico de una serie monoclinal (Foucault, A & Raoult, JF. 1975. Coupes et cartes géologiques.
Exercises géologiques avec leurs corrigés. Doin ed).
EJERCICIO 1
Sean tres puntos pertenecientes a un plano A, B, C, de cotas 100, 200 y 300 metros respectivamente, según la distribución de la figura. Determinar la dirección y el buzamiento del plano.
