UNIVERSIDAD NACIONAL DE MOQUEGUACARRERA PROFESIONAL DE

INGENIERÍA AMBIENTAL

CICLO:III UNIVERSIDAD NACIONAL DE MOQUEGUA

CURSO:GEOLOGIA

TEMA:DEFORMACION DE LA CORTEZA TERRESTRE

PROFESOR:JUAN CAMAPAZA AGUILAR

ALUMNO:OMAR CONDE PIZARRO

ILO-PERU

2014

I. RESUMEN

La corteza terrestre se muestra muy accidentada por los diversos fenómenos que ocurren en el interior de la tierra como las fuerzas deformantes (movimientos tectónicos, los movimientos ascensionales del magma, la presión litostatica, la acción de corrientes de convección del manto terrestre) que son causantes de los paisajes como las cordilleras, los volcanes, las penínsulas, acantilados, etc. También tenemos los Esfuerzos deformantes que generan accidentes geográficos como las fallas, las diaclasas, los plegamientos en los estratos dependiendo del material si se comporta de manera elástica o quebradiza configurándolo un paisaje observable

II. CONTENIDO

III. INTRODUCCION

La tierra es un planeta dinámico en el cual las fuerzas tectónicas deforman las rocas de la corteza, como lo atestiguan grandes áreas que tienen la roca dobladas, arrugadas, volcados y a veces fracturados. Los resultados de las fuerzas tectónicas son impresionantes en los principales cinturones cordilleranos de la tierra donde se pueden encontrar rocas que contiene fósiles de organismos marinos miles de metros por encima del nivel del mar actual y las unidades de rocas están completamente plegadas

La tierra es un planeta dinámico en el cual las fuerzas tectónicas deforman las rocas de la corteza , como lo atestiguan grandes áreas que tienen la roca dobladas, arrugadas, volcados y a veces fracturados. Los resultados de las fuerzas tectónicas son impresionantes en los principales cinturones cordilleranos de la tierra donde se pueden encontrar rocas que contiene fósiles de organismos marinos miles de metros por encima del nivel del mar actual y las unidades de rocas están completamente plegadas

IV. OBJETIVOS

Expresar a los alumnos de la carrera profesional de ingeniería ambiental III ciclo unam sede ilo el proceso de deformación de la corteza terrestre

Motivarme a realizar un análisis para la explicación de los procesos que contiene mi tema de las cuales también me beneficio.

V. METODOLOGIA

1. PROCEDIMIENTO

1. DEFORMACIÓN DE LA CORTEZA TERRESTRE

Cualquier cuerpo de roca, con independencia de su dureza, tiene un punto en el que se fracturará o fluirá. La deformación (de = fuera; forma = forma) es un término general que se refiere a todos los cambios de tamaño, forma, orientación o posición de una masa rocosa. La mayor parte de la deformación de la corteza tiene lugar a lo largo de los márgenes de las placas. Los movimientos. de las placas y las interacciones a lo largo de los límites de placas generan las las fuerzas tectónicas que provocan la deformación de las unidades de roca.

2. LAS FUERZAS DEFORMANTES

Las deformaciones que afectan a la corteza terrestre provienen de las siguientes fuerzas o agentes geológicos que actúan en el interior de la corteza y son constructivos por que generan nueve superficies:

Los movimientos tectónicos Los movimientos ascensionales del magma La presión litostatica La acción de las corrientes de convección del manto terrestre

3. FUERZA Y ESFUERZO

Para describir las fuerzas que deforman las rocas, los geólogos estructurales utilizan el término esfuerzo, que es la cantidad de fuerza aplicada sobre un área determinada. La magnitud del esfuerzo no es simplemente una función de la cantidad de fuerza aplicada, sino que también está relacionada con el área sobre la que la fuerza actúa.

3.1 Tipos de esfuerzo

Se reconocen tres tipos de esfuerzos de deformacióna. Distensión

Dos fuerzas alineadas, dirigidas en sentido divergente. Produce estiramiento sobre los materiales en que actúa.

b. Compresión

Dos fuerzas alineadas, dirigidas en sentido convergente. Produce acortamiento sobre los materiales en que actúa.

c. Cizalla

Dos fuerzas de sentido convergente pero no alineadas.

3.2 Comportamiento de los materiales

Los materiales terrestres están sometidos constantemente a esfuerzos o fuerzas tectónicas.

Cualquier esfuerzo sobre un cuerpo origina en un principio una deformación elástica, es decir, al cesar el esfuerzo el cuerpo recobra su forma original. No obstante, si el esfuerzo aumenta, la deformación puede ser permanente, en este caso el cuerpo se comporta de forma plástica. El aumento de esfuerzo al final puede producir la rotura del cuerpo (límite de rotura).

* Un cuerpo plástico presentará un dominio de elasticidad estrecho y uno de plasticidad amplio (aguanta bastante esfuerzo antes de romperse).

* Un cuerpo rígido es aquel que alcanza pronto el punto de rotura.

Que un cuerpo se comporte de una forma u otra depende de su naturaleza pero también de las condiciones. Por ejemplo, al aumentar la temperatura o presión los cuerpos se vuelven más plásticos, siendo capaces de soportar esfuerzos grandes sin llegar a romperse.

Las rocas en condiciones superficiales se comportan como cuerpos rígidos. No obstante, en profundidad su comportamiento puede ser plástico. Por tanto, según el tipo de roca y las condiciones en las que se encuentren en la corteza terrestre podemos encontrar estructuras de deformación plásticas o rígidas (con planos de fractura)

4.

CARTOGRAFÍA DE LAS ESTRUCTURAS GEOLÓGICAS

Los procesos de deformación generan estructuras a muchas escalas diferentes. En un extremo se encuentran los principales sistemas montañosos de la Tierra. En el otro, los esfuerzos muy localizados crean fracturas menores en las rocas. Todos estos fenómenos, desde los pliegues más grandes de los Alpes hasta las fracturas más pequeñas de una lámina de roca, se conocen como estructuras tectónicas. Antes de empezar nuestra discusión de las estructuras tectónicas examinemos el método que utilizan los geólogos para describirlas y cartografiarlas.

4.1 Dirección y buzamiento

Los geólogos utilizan dos medidas denominadas dirección (rumbo) y buzamiento (inclinación) para ayudar a determinar la orientación de un estrato rocoso o de una superficie de falla Conociendo la dirección y el buzamiento de las rocas en la superficie, los geólogos pueden predecir la naturaleza y la estructura de unidades rocosas y las fallas que están ocultas debajo la superficie fuera del alcance de nuestra vista

La dirección es el ángulo entre el norte magnético y una línea obtenida mediante la intersección de un estrato inclinado, o falla, con un plano horizontal. La dirección, o rumbo, se suele expresar como un valor de un ángulo en relación con el norte. Por (N 10º E) significa que la línea de dirección se dirige al este desde el norte. La dirección del estrato ilustrada en la Figura es de aproximadamente norte 75º este. (N 75" E).

El buzamiento es el ángulo de inclinación de plano geológico, como por ejemplo una falla, medida desde un plano horizontal. El buzamiento incluye el valor del ángulo de inclinación como la dirección hacia la cual la roca está inclinada. En la Figura, el ángulo de buzamiento del estrato rocoso es de 30º Una manera de visualizar el buzamiento es imaginar que el agua descenderá siempre por la superficie rocosa según una línea paralela al buzamiento. La dirección caída formará siempre un ángulo de 90º con la dirección.

En el campo, los geólogos miden la dirección (rumbo) y el buzamiento (inclinación) de las rocas sedimentaría en tantos afloramientos como sea conveniente. Esos se representan luego en un mapa topográfico o en fotografía aérea junto con una descripción codificada colores de la roca. A partir de la orientación de los estratos puede establecerse la orientación y la forma supuesta de la estructura, como se muestra en la Figura . Utilizando esta información, el geólogo puede reconstruir las estructuras previas a la erosión y empezar a interpretar la historia geológica de la región

5. LOS PLIEGUES

Deformación de la corteza y Pliegues

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

Para entender los pliegues y el plegamiento, debemos familiarizarnos con la terminología utilizada para nombrar las partes de un pliegue. Como se muestra en la Figura los dos lados de un pliegue se denominan flancos. Una Línea trazada a lo largo de los puntos de máxima curvatura de cada estrato se llama línea de charnela, o simplemente charnela. En algunos pliegues, como el ilustrado en la, la charnela es horizontal, o paralela a la superficie. Sin embargo, en los pliegues más complejos, la charnela del pliegue está a menudo inclinada según un ángulo conocido como inmersión Figura . Además, el plano axial es una superficie imaginaria que divide un pliegue de la manera más simétrica posible

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6.TIPOS DE PLIEGUE

Los dos tipos de pliegues más comunes se denominan anticlinales y sinclinales Figura. Un anticlinal se forma casi siempre por plegamiento convexo, o arqueamiento, de las capas de roca*. La Figura es un ejemplo rle un anticlinal. Los anticlinales afloran, a veces de manera espectacular en los puntos donde las carreteras atraviesan estratos deformados. Asociados a menudo con los anticlinales, se encuentran los pliegues cóncavos, o surcos, denominados

sinclinales. Obsérvese en la Figura que el flanco de un . anticlinal lo es también del sinclinal adyacente.

Dependiendo de su orientación, estos pliegues básicos se describen como simétricos, cuando los flancos son imágenes espectaculares el uno del otro y como asimétrico cuando no lo son. Se dice que un pliegue asimétrico esta volcado o capotado si uno de los flancos está inclinado más allá de la vertical Figura Un pliegue volcado puede también de manera que un plano que se extendiera a través del eje del pliegue sería en realidad horizontal. Esos pliegues tumbados (recumbentes) son comunes en algunas regiones montañosas como los Alpes.

Los pliegues no se extienden indefinidamente; antes bien, sus extremos terminan de una manera muy parecida a corno lo hacen las arrugas en la ropa. Algunos pliegues tienen inmersión, porque el eje del pliegue penetra en el terreno Figura. Como muestra la figura, pueden tener inmersión tanto los anticlinales corno los sinclinales. En la Figura se muestra un ejemplo de un anticlinal con inmersión y el modelo que se produce cuando la erosión retira las capas superiores de la estructura y deja expuesto su interior. Nótese que la traza del pliegue de un anticlinal apunta en la dirección de su inmersión, mientras que lo contrario es cierto para un sinclinal. Un buen ejemplo de tipo de topografía que se produce cuando las fuerzas erosivas afectan a estratos sedimentarios plegados se encuentra en la provincia Valley and Ridge de los Apalaches véase la Figura.

Definido de una manera estricta, un anticlinal es una estructura en la cual los estratos más antiguos se encuentran en el centro. Esto se produce generalmente cuando los estratos se pliegan hacia arriba. Además:, un sinclinal se define estrictamente como una estructura en 1a cual los estratos más jóvenes se encuentran en el centro. Esto ocurre casi siempre cuando los estratos se pliegan hacia abajo.

Bloque diagrama de los principales tipos de estratos plegados. Las estructuras arqueadas o convexas son anticlinales. Los pliegues cóncavos o depresiones son sinclinales.

Obsérvese que el flanco de un anticlinal lo es también del sinclinal adyacente

El sinclinal (izquierda) y el anticlinal (derecha) comparten un flanco común. Pliegues con inmersión

Sheep Mountain, un anticlinal con doble inmersión. Obsérvese que la erosión ha cortado los estratos sedimentarios de los flancos en pequeñas crestas en forma de que apunta a la dirección de la inmersión.

7. DIACLASAS

Las diaclasas, que quiere decir juntas, son fracturas en las rocas que no presentan desplazamiento transversal que sea detectable, sólo manifiestan un poco de movimiento extensional.

7.1 Tipos de diaclasas

Las diaclasas corresponden a foliaciones secundarias, tanto de origen tectónico como no-tectónico, pero que no tienen desplazamientos. Entre ellas se distinguen:

a. Fisuras de enfriamiento

las que se originan durante el enfriamiento de una roca magmática. Como el material caliente ocupa más espacio que la misma cantidad de materia fría, al enfriarse el magma, se producen fracturas por la diferencia de volumen que se produce.

b. Grietas de desecación

durante la desecación de un barro o lodo bajo condiciones atmosféricas determinadas (sequedad, alta temperatura, radiación solar), al evaporarse el agua o la humedad contenida en él, disminuye el espacio ocupado por el material húmedo y la superficie se rompe en polígonos.

c. Fisuras de tensión gravitacional (origen tectónico)

sobre estratos inclinados se puede observar bajo algunas condiciones, un deslizamiento de las masas rocosas hacia abajo. Al comienzo de este fenómeno se abren grietas paralelas al talud.

Las diaclasas son las fracturas más frecuentes y se presentan en todos los tipos de rocas, especialmente, al nivel de la superficie y también a grandes profundidades. Estas fracturas pueden tener dimensiones que se extienden desde algunos milímetros hasta unos pocos metros.

Normalmente se presentan en una masa rocosa, en la que se pueden observar grupos de diaclasas -estructuras paralelas o subparalelas- y/o sistemas de diaclasas que corresponden a aquellas que se cortan entre sí en ángulos definidos, y tienen una cierta simetría.

Algunas diaclasas están rellenas con calcita u otros minerales

8. FALLAS

La falla corresponde a la fractura que se presenta en las rocas a lo largo de las cuales ha tenido lugar un movimiento o desplazamiento. Este movimiento produce un plano o zona de falla, que pueden alcanzar un ancho que va desde milímetros hasta los cientos de metros.

Los movimientos o desplazamientos (salto total) pueden ser pequeños (milímetros) o muy grandes llegando a alcanzar los cientos de kilómetros.

8.1 Partes de una falla

-Plano de falla

Es la superficie a lo largo de la cual se desplazan los bloques que se separan, abandonando su posición original antes de la ruptura.

-Labio levantado

Es también conocido como bloque superior porque este queda por encima del plano de falla.

-Labio hundido

Al contrario del caso anterior, este es el bloque que queda por debajo del plano de falla, por lo cual también se le llama bloque inferior.

-Salto de falla

Es el recorrido o distancia apreciable entre dos puntos que estaban unidos antes de producirse la ruptura y su posterior desplazamiento.

-Escarpe

Es la distancia entre las dos superficies de los labios, tomadas de manera vertical.

Como en el caso de Las Partes de un Pliegue, estas tienden a clasificarse bajo ciertos criterios que las definen en "normales", "inversas" o de "rumbo", también llamadas transcurrentes.

Cabe destacar que estas al estar en conjunto (varias fallas) pueden conformar Estructuras Geológicas; siendo estas últimas, "modificadoras" que a través del tiempo cambian parte de la topografía en la corteza del planeta.

8.2 Tipos de fallas

El movimiento en las fallas produce algunas estructuras o rocas especiales llamadas estrías, arrastres, brecha de falla, milonitas y diaclasas plumosas. Estas estructuras se pueden usar como indicadores directos de fallas. Según la dirección del desplazamiento se pueden distinguir dos grandes grupos de fallas:

a. Fallas con desplazamiento vertical

Son aquellas donde el movimiento es fundamentalmente paralelo al buzamiento o manteo de la superficie de falla. Este tipo de movimiento puede producir pequeños

resaltes denominados escarpes de falla, producidos por desplazamientos generados por terremotos. Los movimientos verticales son fallas de ángulo, ya que el movimiento es a lo largo del manteo, hacia arriba o hacia abajo.

Por el movimiento descendente del techo, las fallas con desplazamiento vertical

acomodan el alargamiento o la extensión de la corteza.

Las fallas con desplazamiento vertical a gran escala se asocian con estructuras denominadas montañas limitadas por fallas.

Las pendientes de las fallas con desplazamiento vertical disminuyen con la profundidad y se reúnen para formar una falla casi horizontal denominada falla de despegue (a Estas se extienden varios kilómetros por debajo de la superficie y constituyen un límite importante entre las rocas situadas debajo (que exhiben deformación dúctil), y las situadas encima, las que demuestran deformación frágil a través de la formación de fallas.

b. Fallas normales o gravitacionales

Son aquellas fallas en las que el bloque de techo se desplaza hacia abajo en relación con el bloque de muro. (Bloque de techo es el más cercano a la persona, ver figura anterior).

Cuando la roca sobre el plano de falla -que es el plano formado por el movimiento relativo de bloques- se mueve hacia abajo en relación con las rocas del pie, se producen esfuerzos tensionales que separan la corteza y provocan un levantamiento, el cual induce a que la superficie se estire y quiebre.

Este fenómeno produce estructuras tales como:

Graben o fosa tectónica o rift: que es un bloque central limitado por fallas normales, que se hunde a medida que las placas se separan.

Horsts o macizo tectónico: que corresponden a estructuras levantadas, que limitan los valles elongados producidos por los graben.

La mayoría de las fallas normales o gravitacionales tienen buzamientos de unos 60º, los que tienden a disminuir con la profundidad, aunque algunas tienen buzamientos mucho menores, incluso algunos cercanos a la horizontal.

c. Falla recta o de dirección

Son las también llamadas fallas de desgarre o cizalle, que tienen lugar por efecto adicional de un desplazamiento horizontal. Un ejemplo especial de este tipo de fallas son aquellas que desplazan a las dorsales oceánicas.

d. Fallas inversas y cabalgamiento (o subescurrimiento)

Son las fallas con desplazamiento vertical en las que el bloque de techo se mueve hacia arriba con respecto al bloque del muro, por lo que reflejan un acortamiento de la corteza.

Se denominan fallas inversas a las que tienen buzamientos superiores a 45º y cabalgamientos a aquellas cuyo buzamiento es menor a 45º.

Las fallas inversas de alto ángulo (casi 90º) suelen ser pequeñas en cuanto al desplazamiento (centímetros) y acomodan desplazamientos locales en regiones dominadas por otros tipos de fallas. Aparecen en entornos torsionales.

Los cabalgamientos existen en todas las escalas, con desplazamientos de milímetros, de unos pocos metros, hasta desplazamientos de decenas de kilómetros.

Los cabalgamientos son resultado de fuertes esfuerzos compresivos. En esos ambientes, los bloques de corteza se desplazan uno hacia el otro, haciendo que el techo se mueva hacia arriba con respecto al muro.

La formación de cabalgamientos es más pronunciada en zonas de subducción y otros bordes convergentes, donde las placas están colisionando. Las fuerzas compresivas producen pliegues y fallas y provocan un engrosamiento y acortamiento del material implicado.

En regiones montañosas, los cabalgamientos han desplazado los estratos hasta 50 km sobre las unidades de roca adyacentes, por lo que los estratos más antiguos se superponen sobre las rocas más jóvenes. La línea irregular entre las rocas marca el trazado de la falla.

A veces queda un resto aislado de una lámina de cabalgamiento que fue dividido por las fuerzas erosivas del hielo y las aguas corrientes. A este bloque aislado se denomina klippe.

Mantos de corrimiento

Son pliegues-falla (pliegues tumbados) donde se producen cabalgamientos cuyo desplazamiento alcanza varios kilómetros de longitud.

En este tipo de pliegues, los materiales que se desplazan (los superiores) se alejan de su origen, por eso se le llaman alóctonos, a diferencia de aquellos que permanecen en su posición original (los inferiores) que se denominan autóctonos.

Cuando los materiales alóctonos (superiores) son erosionados, su ruptura puede provocar que afloren los autóctonos. Esta manifestación recibe el nombre de ventana tectónica. Asimismo, los materiales alóctonos podrían quedar aislados sobre los autóctonos por efecto de la erosión del manto de corrimiento. A este bloque aislado también se le denomina klippe.

e. Fallas con desplazamiento horizontal

También denominadas desgarres, son las fallas en las que el desplazamiento dominante es horizontal y paralelo a la dirección de la superficie de la falla.

Por su gran tamaño y naturaleza lineal, muchas de ellas tienen una traza visible a lo largo de una gran distancia. Consisten en una zona de fracturas aproximadamente paralelas, cuyo ancho puede ser superior a varios kilómetros.

El movimiento más reciente suele producirse a lo largo de una banda de pocos metros de ancho que puede cortar estructuras como los cauces de los ríos. Además, las rocas trituradas producidas durante la formación de la falla, son erosionadas con mayor facilidad, produciendo valles lineales o depresiones que marcan la ubicación de las fallas de deslizamiento horizontal.

Según el movimiento horizontal a lo largo del rumbo de la falla, se distinguen:

-Falla dextral: cuando el bloque de corteza del lado opuesto de la falla se mueve a la derecha, mirando hacia la falla.

-Falla sinestral: tiene sentido de desplazamiento opuesto al dextral dependiendo del movimiento relativo. Muchas grandes fallas transcurrentes o de rumbo ocurren asociadas a los límites de placa.

-Falla transformante:corresponde a una falla con desplazamiento horizontal que atraviesa la litosfera y acomoda el movimiento entre dos grandes placas de corteza. Si cortan la litosfera oceánica, conectan las dorsales oceánicas, y pueden acomodar el desplazamiento entre placas continentales que se mueven en sentido horizontal una con respecto a la otra.

f. Otras clases de fallas

-Fallas con desplazamiento oblicuo: corresponden a fallas con dirección de movimiento intermedia entre las fallas con desplazamiento vertical y horizontal.

-De rotación o tijera: se forman por efecto del basculado de los bloques sobre el plano de falla (un bloque presenta movimiento de rotación con respecto al otro). Mientras que una parte del plano de falla aparenta una falla normal, en la otra parece una falla inversa.

-Deformaciones mixtas: las deformaciones mixtas se dan cuando se combinan pliegues y fallas.

Sistemas de fallas subparalelas: mezcla de fallas horizontales y verticales.

-Escamas tectónicas: pliegues en los cuales predominan las fracturas. Se denominan así por su semejanza con la disposición de las escamas de los peces.

8.2 Reconocimiento de fallas en terreno

Para reconocer fallas en terreno es necesario identificar una serie de características del terreno mismo, como las siguientes:

a. Desplazamiento

El desplazamiento de una unidad o estructura geológica indica que existe actividad tectónica, y los desplazamientos tectónicos en el terreno marcan siempre una falla.

A veces, se suele confundir un desplazamiento con la estratificación normal del terreno, sobre todo si las capas tienen una inclinación o se confunden con accidentes morfológicos.

b. Estrías

Son las líneas finas que se distinguen sobre un plano de falla. Estas líneas indican además la orientación del desplazamiento y muchas veces el sentido. Se encuentran en casi todos los lugares y su reconocimiento es fácil.

c. Diaclasas plumosas de cizalle

Durante un movimiento tectónico se pueden abrir pequeñas fracturas, que se rellenan con calcita, yeso o cuarzo. Estas diaclasas tienen siempre una forma de "S" y pueden alcanzar dimensiones que van desde milímetros hasta metros.

d. Arrastres

Cerca de una falla las rocas pueden deformarse plásticamente, y es posible observar un leve monoclinal hacia el plano de la falla. Las dimensiones de un arrastre pueden variar desde centímetros a metros. Normalmente las fallas grandes muestran este fenómeno.

e. Brechas de falla (kataclasita)

La energía del movimiento hace que algunas veces las rocas en la zona de falla se rompan y se quiebren, formando una brecha tectónica o brecha de falla. Las brechas de fallas normalmente muestran una dureza menor que las rocas no afectadas. Por eso, morfológicamente, una brecha de falla se ve como depresión.

f. Milonita

La milonita es una roca metamórfica que se formó por las fuerzas tectónicas. Los minerales (cuarzo) se ven elongados hacia la dirección principal del movimiento. Las milonitas son generalmente duras y bien resistentes a la meteorización.

g. Pliegues

Los pliegues son inflexiones o dislocaciones u ondulaciones, más o menos bruscas, que presentan las capas sedimentarias cuando son modificadas de su posición natural (la horizontal) por los agentes orogénicos . Estos agentes o fuerzas generan deformaciones plásticas y continuas tridimensionales, por lo que también se les llaman cuerpos geológicos.

Los pliegues suelen ser más habituales en rocas sedimentarias plásticas, como las volcánicas, aunque también se presentan en rocas metamórficas

V. COMENTARIOS

Este trabajo es importante ya que nos indica cómo se comporta este globo terráqueo importante para la vida cotidiana ya que indirectamente o directamente afecta el quehacer diario de la persona.

VI. BIBLIOGRAFIA

- http://www.rutageologica.cl/index.

- http://es.wikipedia.org/wiki/Plegamiento

- http://www.slideshare.net/iessuel/pliegues-geolgicos