Movimientos tectonicos

Movimientos Tectonicos,Estratificacion, Discordancias, Deformación De Los Estratos,Tipos De Esfuerzo, Fracturamientos, Diaclasas y Fallamientos, Plegamientos.

1. 2019
GEOLOGIA

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Ingeniería Civil y Arquitectura SEMANA Nº 11
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MOVIMIENTOS TECTONICOS
Es la formación y modificación del relieve terrestre donde entran en acción distintos agentes creadores y
transformadores.
Se llama movimientos tectónicos a las fuerzas que provienen del interior de la tierra y actúan
construyendo y destruyendo las grandes formas de relieve.
El movimiento de las placas tectónicas y sus consecuencias. Nuestro planeta puede definirse como una
masa terrestre que tiene su fuerza en el interior. Un lugar en el que el calor va incrementándose a
medida que nos acercamos al núcleo, verdadero causante de los distintos movimientos que sufre la
superficie terrestre.

Movimientos de las placas tectónicas globales.

Las placas tectónicas se desplazan una con respecto de otra a velocidades de 2,5 cm/año. Dado a que se
desplaza sobre la superficie finita de la tierra, las placas interaccionan unas con otras a lo largo de sus
fronteras o limites provocando intensas deformaciones en la corteza y litosfera de la tierra, lo que ha dado
lugar a la formación de grandes cadenas de montañas y grandes sistemas de fallas asociadas con estas. El
contacto por fricción entre los bordes de las placas es responsable de la mayor parte de los terremotos.
Ejemplos:
1. Cuando las placas son
convergentes una se hunde bajo
la otra. El caso más conocido es
el de nuestro país que se ubica
en la placa Sudamericana bajo la
cual se hunde la placa de Nazca.
Este fenómeno, también
llamado subducción, afecta a las
costas de Chile y Perú
provocando gran número de
sismos en la región.

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2. Cuando las placas se desplazan paralelamente
entre sí, pero en sentidos opuestos, generando
sismos. Esto ocurre en la Falla de San Andrés, en
California, Estados Unidos, área de numerosos
terremotos. Se dice que este tipo de placas tiene
fronteras de transformación.






3. Cuando las placas se alejan una de la otra se
les llama divergentes. Esto sucede con las
placas norteamericana y europea que se
separan a una velocidad de 2,5 cm por año. Al
separarse se produce un espacio que es
rellenado con magma. Cuando éste se
endurece se aleja del lugar donde surgió
generando un nuevo hueco que es rellenado
con nuevo magma. El proceso crea el sistema
que da origen al fondo oceánico. En estas zonas
no suelen ocurrir sismos de gran intensidad.

Hay muchos tipos de movimientos tectónicos, a continuación, 2 ejemplos de ellos:

El terremoto: es una sacudida del terreno que se produce
debido al choque de las placas tectónicas.










Falla de San Andrés. La posibilidad de un terremoto
en California (Estados Unidos) es una de las más
altas del mundo. Tanto es así que ya se le llama
"The Big One" al futuro seísmo.



Vista aérea de Puerto Príncipe. Tras
el Terremoto de Haití de 2010 la ciudad
quedó destruida y se calcula que murieron
más de 350 000 personas.

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El maremoto: es una ola o un grupo de olas de gran energía
y tamaño que se producen cuando algún fenómeno
extraordinario desplaza verticalmente una gran masa de
agua.




La tectónica de placas es una teoría que explica la forma en que está estructurada la litosfera (porción
externa más fría y rígida de la Tierra). "La teoría da una explicación a las placas tectónicas que forman parte
de la superficie de la Tierra y a los deslizamientos que se observan entre ellas en su movimiento sobre el
manto terrestre fluido, sus direcciones e interacciones. También explica la formación de las cadenas
montañosas (orogénesis). Así mismo, da una explicación satisfactoria a por qué los terremotos y los
volcanes se "concentran en regiones concretas del planeta (como el Cinturón de Fuego del Pacífico) o
a por qué las grandes fosas submarinas están junto a islas y continentes y no en el centro del océano.

Cinturón de Fuego del Pacífico






Las placas tectónicas se desplazan unas respecto de otras con relativa lentitud, a una velocidad nunca
perceptible sin instrumentos, pero con tasas bastante diferentes. La mayor velocidad se da en la dorsal

Sendai (Japón) inundada tras el tsunami
de 2011. Un terremoto en el mar puede
provocar un tsunami. Los tsunamis pueden
provocar grandes pérdidas materiales y
humanas en las zonas costeras pobladas,
como sucedió en el terremoto y tsunami
del océano Índico de 2004 o en
el terremoto y tsunami de Japón de 2011.

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del Pacífico Oriental, cerca de la Isla de Pascua, a unos 3400 km de Chile continental, con una velocidad
de separación entre placas de más de 15 cm/año y la más lenta se da en la dorsal ártica, con menos de
2,5 cm/año. Dado que se desplazan sobre la superficie finita de la Tierra, las placas interaccionan unas
con otras a lo largo de sus fronteras o límites provocando intensas deformaciones en la corteza y litosfera
de la Tierra, lo que ha dado lugar a la formación de grandes cadenas montañosas (por ejemplo las
cordilleras de Himalaya, Alpes, Pirineos, Atlas, Urales, Apeninos, Apalaches, Andes, entre muchos otros)
y grandes sistemas de fallas asociadas con estas (por ejemplo, el sistema de fallas de San Andrés). El
contacto por fricción entre los bordes de las placas es responsable de la mayor parte de los terremotos.
Otros fenómenos asociados son la creación de volcanes (especialmente notorios en el cinturón de fuego
del océano Pacífico) y las fosas oceánicas.

Mapa detallado que muestra las placas tectónicas con sus vectores de movimiento.


Las placas tectónicas se componen de dos tipos distintos de litosfera: la corteza continental, más gruesa, y la corteza
oceánica, la cual es relativamente delgada. A la parte superior de la litosfera se la conoce como Corteza terrestre,
nuevamente de dos tipos (continental y oceánica). Esto significa que una placa litosférica puede ser continental,
oceánica, o bien de ambos tipos, en cuyo caso se denomina placa mixta.
Uno de los principales puntos de la teoría propone que la cantidad de superficie de las placas (tanto continental como
oceánica) que desaparecen en el manto a lo largo de los bordes convergentes de subducción está más o menos en
equilibrio con la corteza oceánica nueva que se está formando a lo largo de los bordes divergentes (dorsales
oceánicas) a través del proceso conocido como expansión del fondo oceánico. También se suele hablar de este
proceso como el principio de la "cinta transportadora". En este sentido, el total de la superficie en el globo se
mantiene constante, siguiendo la analogía de la cinta transportadora, siendo la corteza la cinta que se desplaza gracias
a las fuertes corrientes convectivas de la astenosfera, que hacen las veces de las ruedas que transportan esta cinta,
hundiéndose la corteza en las zonas de convergencia, y generándose nuevo piso oceánico en las dorsales.
La teoría también explica de forma bastante satisfactoria la forma como las inmensas masas que componen las placas
tectónicas se pueden "desplazar", algo que quedaba sin explicar cuando Alfred Wegener propuso la teoría de la Deriva
Continental, aunque existen varios modelos que coexisten: Las placas tectónicas se pueden desplazar porque la
litósfera tiene una menor densidad que la astenosfera, que es la capa que se encuentra inmediatamente inferior a la
corteza. Las variaciones de densidad laterales resultan en las corrientes de convección del manto, mencionadas
anteriormente. Se cree que las placas son impulsadas por una combinación del movimiento que se genera en el fondo
oceánico fuera de la dorsal (debido a variaciones en la topografía y densidad de la corteza, que resultan en diferencias
en las fuerzas gravitacionales, arrastre, succión vertical, y zonas de subducción). Una explicación diferente consiste
en las diferentes fuerzas que se generan con la rotación del globo terrestre y las fuerzas de marea del Sol y de la Luna.
La importancia relativa de cada uno de esos factores queda muy poco clara, y es todavía objeto de debate.



Placas tectónicas en el mundo

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Actualmente existen las siguientes placas tectónicas en la superficie de la tierra con límites más o menos definidos,
que se dividen en 15 placas mayores (o principales) y 43 placas menores (o secundarias).
Las 15 placas mayores
 Placa Africana
 Placa Antártica
 Placa Arábiga
 Placa Australiana
 Placa del Caribe
 Placa de Cocos
 Placa Euroasiática
 Placa Filipina
 Placa India
 Placa Juan de Fuca
 Placa de Nazca
 Placa Norteamericana
 Placa del Pacífico
 Placa de Scotia
 Placa Sudamericana



Las 15 placas tectónicas mayores.


Las placas tectónicas menores
 Placa de Futuna
 Placa Galápagos
 Placa de Gorda
 Placa Iraní
 Placa de Juan Fernández
 Placa de Kermadec
 Placa de Manus
 Placa de Maoke
 Placa del Mar de Banda
 Placa del Mar Egeo o Helénica
 Placa del Mar de las Molucas
 Placa del Mar de Salomón
 Placa de las Marianas
 Placa Niuafo'ou
 Placa de Nubia
 Placa de las Nuevas Hébridas
 Placa de Ojotsk
 Placa de Okinawa
 Placa de Panamá
 Placa de Pascua
 Placa Rivera
 Placa de Sandwich
 Placa de Shetland
 Placa Somalí
 Placa de Sonda
 Placa de Timor
 Placa de Tonga
 Placa Woodlark
 Placa Yangtze




Las 43 placas menores

 Placa de Altiplano
 Placa de Amuria
 Placa de Anatolia
 Placa de los Andes del Norte
 Placa Apuliana o Adriática
 Placa del Arrecife de Balmoral
 Placa del Arrecife de Conway
 Placa de Birmania
 Placa de Bismarck del Norte
 Placa de Bismarck del Sur
 Placa Cabeza de Pájaro o Doberai
 Placa de las Carolinas
 Placa de Chiloé

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Se han identificado tres tipos de bordes: convergentes (dos placas chocan una contra la otra), divergentes
(dos placas se separan) y transformantes (dos placas se deslizan una junto a otra).
La teoría de la tectónica de placas se divide en dos partes, la de deriva continental, propuesta por Alfred
Wegener en la década de 1910, y la de expansión del fondo oceánico, propuesta y aceptada en la década
de 1960, que mejoraba y ampliaba a la anterior. Desde su aceptación ha revolucionado las ciencias de la
Tierra, con un impacto comparable al que tuvieron las teorías de la gravedad de Isaac Newton y Albert
Einstein en la Física o las leyes de Kepler en la Astronomía.
Causas del movimiento de las placas
El origen del movimiento de las placas está en unas corrientes de materiales que suceden en el manto, las
denominadas corrientes de convección, y sobre todo, en la fuerza de la gravedad. Las corrientes de
convección se producen por diferencias de temperatura y densidad, de manera que los materiales más
calientes pesan menos y ascienden, y los materiales más fríos son más densos, pesados, y descienden.
El manto, aunque es sólido, se comporta como un material plástico o dúctil, es decir, se deforma y se estira
sin romperse, debido a las altas temperaturas a las que se encuentra, sobre todo el manto inferior.
En las zonas profundas el manto hace contacto con el núcleo, el calor es muy intenso, por eso grandes
masas de roca se funden parcialmente y al ser más ligeras ascienden lentamente por el manto, produciendo
unas corrientes ascendentes de materiales calientes, las plumas o penachos térmicos. Algunos de ellos
alcanzan la litosfera, la atraviesan y contribuyen a la fragmentación de los continentes.
En las fosas oceánicas, grandes fragmentos de litosfera oceánica fría se hunden en el manto, originando
por tanto unas corrientes descendentes, que llegan hasta la base del manto.
Las corrientes ascendentes y descendentes del manto podrían explicar el movimiento de las placas, al
actuar como una especie de "rodillo" que las moviera.
Antecedentes históricos
La tectónica de placas tiene su origen en dos teorías que le precedieron: la teoría de la deriva continental y
la teoría de la expansión del fondo oceánico.
La primera fue propuesta por Alfred Wegener a principios del siglo XX y pretendía explicar el intrigante
hecho de que los contornos de los continentes ensamblan entre sí como un rompecabezas y que estos
tienen historias geológicas comunes. Esto sugiere que los continentes estuvieron unidos en el pasado
formando un supercontinente llamado Pangea (en idioma griego significa "todas las tierras") que se
fragmentó durante el período Jurásico, originando los continentes actuales. Esta teoría fue recibida con
escepticismo y finalmente rechazada porque el mecanismo de fragmentación (deriva polar) no podía
generar las fuerzas necesarias para desplazar las masas continentales.
Las placas se mueven y causan terremotos
La teoría de expansión del fondo oceánico fue propuesta hacia la mitad del siglo XX y está sustentada en
observaciones geológicas y geofísicas que indican que las cordilleras meso-oceánicas funcionan como
centros donde se genera nuevo piso oceánico conforme los continentes se alejan entre sí. Esto fue
propuesto por John Tuzo Wilson.
La teoría de la tectónica de placas fue forjada principalmente entre los años 50 y 60 y se le considera la
gran teoría unificadora de las Ciencias de la Tierra, ya que explica una gran cantidad de observaciones
geológicas y geofísicas de una manera coherente y elegante. A diferencia de otras ramas de las ciencias,
su concepción no se le atribuye a una sola persona como es el caso de Isaac Newton o Charles Darwin.
Fue producto de la colaboración internacional y del esfuerzo de talentosos geólogos (Tuzo Wilson, Walter
Pitman), geofísicos (Harry Hammond Hess, Allan V. Cox) y sismólogos (Linn Sykes, Hiroo Kanamori,
Maurice Ewing), que poco a poco fueron aportando información acerca de la estructura de los continentes,
las cuencas oceánicas y el interior de la Tierra.

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Límites de placas
Son los bordes de una placa y es ahí donde se presenta la mayor actividad tectónica (sismos, formación de
montañas, actividad volcánica), ya que es donde se produce la interacción entre placas. Hay tres clases de
límite:
 Divergentes: son límites en los que las placas se separan unas de otras y, por lo tanto, emerge
magma desde regiones más profundas (por ejemplo, la dorsal mesoatlántica formada por la
separación de las placas de Eurasia y Norteamérica y las de África y Sudamérica).
 Convergentes: son límites en los que una placa choca contra otra, formando una zona
de subducción (la placa oceánica se hunde bajo la placa continental) o un cinturón orogénico (si
las placas chocan y se comprimen). Son también conocidos como "bordes activos".
 Transformantes: son límites donde los bordes de las placas se deslizan una con respecto a la otra
a lo largo de una falla de transformación.
En determinadas circunstancias, se forman zonas de límite o borde, donde se unen tres o más placas
formando una combinación de los tres tipos de límites.
Límite divergente o constructivo: las dorsales
Son las zonas de la litosfera en que se forma nueva corteza oceánica y en las cuales se separan las placas.
En los límites divergentes, las placas se alejan y el vacío que resulta de esta separación es rellenado por
material de la corteza, que surge del magma de las capas inferiores. Se cree que el surgimiento de bordes
divergentes en las uniones de tres placas está relacionado con la formación de puntos calientes. En estos
casos, se junta material de la astenosfera cerca de la superficie y la energía cinética es suficiente para
hacer pedazos la litosfera. El punto caliente que originó la dorsal mesoatlántica se encuentra actualmente
debajo de Islandia, y el material nuevo ensancha la isla algunos centímetros cada siglo.
Un ejemplo típico de este tipo de límite son las dorsales oceánicas, como la dorsal mesoatlántica entre
otras, y en el continente las grietas, como el Gran Valle del Rift.

Límite convergente o destructivo
Las características de los bordes convergentes dependen del tipo de litosfera de las placas que chocan.
Con frecuencia las placas no se deslizan en forma continua; sino que se acumula tensión en ambas placas
hasta llegar a un nivel de energía acumulada que sobrepasa el necesario para producir el deslizamiento
brusco de la placa marina. La energía potencial acumulada es liberada como presión o movimiento; debido
a la titánica cantidad de energía almacenada, estos movimientos ocasionan terremotos, de mayor o menor
intensidad. Los puntos de mayor actividad sísmica suelen asociarse con este tipo de límites de placas.

Dorsal oceánica.


Dorsal mesoatlántica.

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 Cuando una placa oceánica (más densa) choca contra una continental (menos densa) la placa
oceánica es empujada debajo, formando una zona de subducción. En la superficie, la
modificación topográfica consiste en una fosa oceánica en el agua y un grupo de montañas en
tierra.
 Cuando dos placas continentales colisionan (colisión continental), se forman extensas cordilleras
formando un borde de obducción. La cadena del Himalaya es el resultado de la colisión entre
la placa Indoaustraliana y la placa Euroasiática.
Cuando dos placas oceánicas chocan, el resultado es un arco de islas (por ejemplo, Japón).


La placa oceánica se hunde por debajo de la placa continental.


Límite transformante, conservativo o neutro
El movimiento de las placas a lo largo de las fallas de transformación puede causar considerables cambios
en la superficie, lo que es particularmente significativo cuando esto sucede en las proximidades de un
asentamiento humano. Debido a la fricción, las placas no se deslizan en forma continua; sino que se
acumula tensión en ambas placas hasta llegar a un nivel de energía acumulada que sobrepasa el necesario
para producir el movimiento. La energía potencial acumulada es liberada como presión o movimiento en la
falla. Debido a la titánica cantidad de energía almacenada, estos movimientos ocasionan terremotos, de
mayor o menor intensidad.
Un ejemplo de este tipo de límite es la falla de San Andrés, ubicada en el Oeste de Norteamérica, que es
parte del sistema de fallas producto del roce entre la placa Norteamericana y la del Pacífico.


Falla de San Andrés.

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Medición de la velocidad de las placas tectónicas
La medición actual de la velocidad de las placas tectónicas se realiza mediante medidas precisas de GPS.
La velocidad antigua de las placas se obtiene mediante la restitución de cortes geológicos (en corteza
continental) o mediante la medida de la posición de las inversiones del campo magnético terrestre
registradas en el fondo oceánico.


Satélite NAVSTAR GPS.


ESTRATIFICACION
La estratificación es lo que clasifica la información recopilada sobre una característica de calidad. Toda la
información debe ser estratificada de acuerdo a operadores individuales en máquinas específicas y así
sucesivamente, con el objeto de asegurarse de los factores asumidos;
Usted observara que después de algún tiempo las piedras, arena, lodo y agua puede separase, en otras palabras, lo
que ha sucedido es una estratificación de los materiales, este principio se utiliza en manufacturera. Los criterios
efectivos para la estratificación son:
 Tipo de defecto
 Causa y efecto
 Localización del efecto
 Material, producto, fecha de producción, grupo de trabajo, operador, individual, proveedor, lote etc.
Es el estudio de dos variables, tales como la velocidad del piñón y las dimensiones de una parte o la concentración y
la gravedad específica, a esto se le llama diagrama de dispersión. Estas dos variables se pueden embarcarse así:
Una característica de calidad y un factor que la afecta, dos características de calidad relacionadas, o dos factores
relacionados con una sola característica de calidad.
Para comprender la relación entre estas, es importante, hacer un diagrama de dispersión y comprender la relación
global.
Gráficas de dispersión
Se utilizan para estudiar la variación de un proceso y determinar a qué obedece esta variación.
Un gráfico de control es una gráfica lineal en la que se han determinado estadísticamente un límite superior (límite
de control superior) y un límite inferior (límite inferior de control) a ambos lados de la media o línea central. La línea
central refleja el producto del proceso. Los límites de control proveen señales estadísticas para que la
administración actúe, indicando la separación entre la variación común y la variación especial.
Estos gráficos son muy útiles para estudiar las propiedades de los productos, los factores variables del proceso, los
costos, los errores y otros datos administrativos.

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Fases de estratificación
La estratificación se utiliza en la hoja de recogida de datos, en los histogramas, en el análisis de Pareto y en los gráficos
de control.
También se puede aplicar cuando estemos estudiando la relación entre dos variables empleando los diagramas de
correlación.
Las fases de aplicación de la estratificación son las siguientes:
1. Definir el fenómeno o característica a analizar.
2. De manera general, representar los datos relativos a
dicho fenómeno.
3. Seleccionar los factores de estratificación. Los datos los
podemos agrupar en función del tiempo (turno, día,
semana, estaciones, etc.); de operarios (antigüedad,
experiencia, sexo, edad, etc.); máquinas y equipo
(modelo, tipo, edad, tecnología, útiles, etc.); o
materiales (proveedores, composición, expedición,
etc.).
4. Clasificar los datos en grupos homogéneos en función de los factores de estratificación seleccionados.
5. Representar gráficamente cada grupo homogéneo de datos. Para ello se pueden utilizar otras herramientas,
como, por ejemplo, histogramas o el análisis de Pareto.
6. Comparar los grupos homogéneos de datos dentro de
cada criterio de estratificación para observar la posible
existencia de diferencias significativas entre los propios
grupos. Si observamos diferencias significativas, la
estratificación habrá sido útil.
7. Como ventaja, destacar que la comprensión de un
fenómeno resulta más completa si se utiliza la
estratificación.



DISCORDANCIAS
Las discordancias representan interrupciones en el
registro estratigráfico (miles a millones de años),
debido a cambios en las condiciones paleogeográficas
que permiten la interrupción del depósito. Una
discordancia debe interpretarse normalmente como
una elevación del terreno por encima del nivel del mar,
acompañada de la erosión de algunos estratos, de tal
manera que las capas situadas arriba y abajo de la
superficie de la discordancia revelan alguna
inconformidad. En la (Figura 1a) una secuencia
sedimentaria yace sobre una superficie erosional
desarrollada en rocas ígneas y metamórficas, situación
que se conoce como inconformidad (non conformity).
En una discordancia angular (Figura 1b), las capas
situadas debajo de la superficie de erosión están
inclinadas, a causa de que se plegaron antes de ser
parcialmente erosionadas. En una disconformidad (Figura 1c), las capas se presentan horizontales, por encima y por
debajo de superficie de erosión y en una discordancia paralela o para conformidad, (Figura 1d) la situación es similar
a la anterior, solo que la superficie de erosión es también paralela.

Figura 1 Diferentes tipos de Discordancia: cualquiera que
sea el caso, las superficies de erosión pueden contener
paleosuelos o rocas descompuestas que pueden quedar
expuestas.

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Las discordancias se reconocen por hallazgos de evidencias de superficies de erosión entre las dos formaciones, con
irregularidades pronunciadas o meteorización.
Las discordancias pueden representar condiciones adversas de inestabilidad por la posible presencia de paleosuelos
o rocas descompuestas intercaladas en profundidad, elementos que pueden quedar expuestos en posición adversa
en excavaciones.
DEFORMACION DE LOS ESTRATOS
Los estratos, se originan del siguiente modo: los materiales procedentes de la meteorización de diferentes tipos de
rocas son transportados por los corrientes de agua o por el viento, desde de las zonas altas hasta las de la cota más
baja, generalmente mares o lagos donde las depositan. Este depósito o sedimento va formando, poco a poco, capas
más o menos horizontales que sufren un proceso de compactación y cementación que denominamos diagénesis, y
que da lugar a los estratos de rocas sedimentarias.
La separación entre dos estratos se llama plano de estratificación y nos indica que la estratificación se interrumpió,
porque los nuevos materiales que se sedimentan sobre los anteriores son de distinto tamaño o composición.

Las rocas, al igual que cualquier otro material, se deforman ante la acción de esfuerzos externos. Nosotros no
captamos esa deformación, pero sí podemos saber cuándo una roca está deformada. Estudiando la deformación
podemos saber cómo han sido los esfuerzos que la produjeron y, por tanto, reconstruir la actividad tectónica pasada
en una región.
Deformaciones de las rocas
Deformación es un término general que se emplea para referirse a cambios en la forma y/o volumen que pueden
experimentar las rocas. Como resultado del esfuerzo aplicado, una roca puede fracturarse o deformarse arrugándose.
La deformación se produce cuando la intensidad del esfuerzo es mayor que la resistencia interna de la roca.
Las condiciones y ambientes de deformación de las rocas son muy variados, ya que pueden encontrarse desde niveles
muy superficiales hasta los 40 kilómetros de profundidad. Generalmente, las condiciones de presión y de temperatura
bajo las que se desarrollan son de hasta más de 10 kilobares y más de 1000 ºC. Para poder interpretar las condiciones
de formación de cada estructura, es imprescindible asociarla a un nivel estructural.
Niveles estructurales
Se entiende por nivel estructural cada uno de los dominios de la corteza en que los mecanismos dominantes de la
deformación permanecen iguales. El término «nivel» hace referencia a los diferentes dominios, que generalmente
están superpuestos entre sí.
Si consideramos la superficie de la Tierra, hacia zonas más profundas, han sido definidos tres niveles estructurales en
los que las rocas tienen diferente comportamiento. Como es lógico, a medida que nos encontramos en niveles más
profundos, las condiciones de presión y temperatura se incrementan, por lo que las rocas adquieren un
comportamiento más dúctil.
 Nivel estructural superior. Se localiza desde la superficie del terreno (según la altitud en cada lugar) hasta
la cota 0 m, que sirve como referencia, aunque puede llegar a más profundidad. La presión y temperatura
no son muy elevadas y las rocas tienen un comportamiento frágil; es el dominio de las fallas.

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 Nivel estructural medio. Se sitúa entre la cota 0 m y unos 4.000 m de profundidad. El mecanismo
predominante es la flexión debido al comportamiento dúctil de las rocas; son característicos de este nivel
los pliegues.
 Nivel estructural inferior. Es el nivel del metamorfismo, y como media se localiza entre los 4.000 m y los
8.000 o 10.000 m de profundidad. En los niveles más superficiales domina el aplanamiento, con el frente
superior de esquistosidad. A mayor profundidad predominan estructuras de flujo, con pliegues
acompañados siempre de esquistosidad y foliación. Su límite inferior viene marcado por el inicio de la fusión
y la presencia del granito de anatexia.


Tipos de deformación
Cuando los materiales se deforman plegándose se habla de deformación dúctil y cuando se fracturan se habla de
deformación frágil. Según el comportamiento de la roca, puede hablarse de deformación elástica y deformación
plástica.
 Deformación elástica: el material se deforma, pero cuando cesa el esfuerzo, la deformación desaparece
(por ejemplo, una goma elástica). Es, por tanto, una deformación reversible.
 Deformación plástica: la deformación se mantiene, aunque el esfuerzo desaparezca (como ocurre con la
plastilina). La deformación es irreversible
 Deformación frágil: el material se fractura como respuesta al esfuerzo (sería el caso de un vidrio roto). Al
igual que la anterior, también es irreversible.

Factores de la deformación

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Los factores que controlan el tipo de deformación son: la naturaleza de la roca, presión, temperatura, tipo de esfuerzo
aplicado y tiempo de aplicación del esfuerzo. Para comprender el proceso de fracturación es necesario evaluar todos
ellos conjuntamente.
 Naturaleza de la roca. No todas las rocas tienen la misma resistencia interna, por lo que su respuesta al
esfuerzo es también diferente. En superficie y condiciones ambientales, algunas rocas tienen un
comportamiento dúctil (por ejemplo, las arcillas), y otras un comportamiento frágil (por ejemplo, la caliza).
 Presión y temperatura. Son los factores determinantes de la deformación. Como regla general, a mayor
presión y temperatura, la roca tiene un comportamiento más dúctil y, por tanto, la deformación es mayor
(ver niveles estructurales).
 Tipo de esfuerzo aplicado. La compresión provoca acortamiento en los estratos, bien por pliegues o por
fallas. Esfuerzos distensivos por tensión estiran y adelgazan los estratos, creando fallas a partir de un límite.
Cuando el esfuerzo aplicado es la cizalla, se produce la deformación por desplazamiento a lo largo de planos
poco espaciados.
 Tiempo de aplicación del esfuerzo. Influye el tiempo de aplicación y la intensidad. Un esfuerzo pequeño
aplicado durante un largo periodo de tiempo favorece la deformación plástica. Si el esfuerzo es muy grande
pero aplicado puntualmente, se favorece el comportamiento frágil y, por tanto, la fracturación de la roca.


TIPOS DE ESFUERZO
Cuando se habla de esfuerzos se hace referencia a la fuerza aplicada a un área determinada de roca. La
unidad de medida más habitual es el kilogramo por centímetro cuadrado (kg/cm
2
). En la naturaleza, según
la dirección de las fuerzas aplicadas, el esfuerzo puede reconocerse en tres variedades; la compresión, la
tensión y la cizalla.
 Compresión. Esfuerzo al que son sometidas las rocas cuando se comprimen por fuerzas
dirigidas unas contra otras a lo largo de una misma línea. Cuando los materiales se someten a
este tipo de esfuerzos, tienden a acortarse en la dirección del esfuerzo mediante la formación
de pliegues o fallas según que su comportamiento sea dúctil o frágil.
 Tensión. Resultado de las fuerzas que actúan a lo largo de la misma línea, pero en dirección
opuesta. Este tipo de esfuerzo actúa alargando o separando las rocas.
 Cizalla. Esfuerzo en el cual las fuerzas actúan en paralelo, pero en direcciones opuestas, lo que
da como resultado una deformación por desplazamiento a lo largo de planos poco espaciados.

Comportamiento de las rocas según las condiciones de presión y
temperatura (ver relación entre este gráfico y los niveles estructurales).

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FRACTURAMIENTO, DIACLASAS Y FALLAMIENTOS
Un material tiene comportamiento frágil cuando se rompe fracturándose bruscamente tras ser
sometido a un esfuerzo. Cuando en el estudio de las rocas se hace referencia a la deformación
frágil, se apunta a la fracturación de los materiales en forma de diaclasas o fallas.
Diaclasas
Cuando se excede la resistencia de las rocas frente a la acción de fuerzas naturales, éstas se fracturan o
se dislocan.
A los juegos sistemáticos de fracturas se les llama diaclasas; éstas se forman como en el caso general de
los materiales sólidos por tracción o por corte. Las diaclasas que se forman por tracción son rugosas y, por
lo menos, recién se han formado, son abiertas. Estas aberturas se pueden rellenar con algún material débil,
arcilla o clorita, por ejemplo, o sellar con algún cementante mineral como la sílice. Además, las diaclasas
pueden tener cualquier grado de continuidad dentro de una masa rocosa y la roca misma puede estar sana
o químicamente afectada lo que reduce su resistencia.
Las diaclasas, conjuntamente con otros planos estructurales tales como, superficies de estratificación o
planos de foliación, constituyen discontinuidades estructurales, que separan bloques de diferente tamaño,
los cuales formas en conjunto los macizos rocosos.
En lo que sigue se hace referencia a discontinuidades estructurales en general, independientemente si se
trata de diaclasas o planos estructurales relacionados con estructuras primarias.
Muchas de las fallas de taludes o laderas se deben al desplazamiento de masas de roca a lo largo de
discontinuidades estructurales, por lo cual el ingeniero debe conocer las características de las diaclasas y
otros planos estructurales, con el fin de poder determinar sus características de resistencia. Se acostumbra
a clasificar los macizos rocosos como: macizos de “roca dura”, si las fallas potenciales o reales están
controladas por las estructuras (es decir que en los procesos de falla las masas desplazadas deslizan sobre
discontinuidades estructurales o se desprenden de ellas); o macizos de “roca blanda”, en el caso de que
las superficies de falla se establezcan a través de los materiales, independientemente de la orientación que
tengan las discontinuidades estructurales.

16. GEOLOGIA

Ingeniería Civil y Arquitectura SEMANA Nº 11
GEOLOGIA UNIDAD III
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Fallas
Son fracturas en la corteza a lo largo de las cuales ha tenido lugar un desplazamiento apreciable. Pueden
tener longitudes en planta desde pocos metros hasta centenares de kilómetros, como por ejemplo la de
San Andrés en California.
Los movimientos repentinos de las fallas son normalmente los responsables de la mayoría de los
terremotos. Las fallas antiguas suelen ser inactivas.
partes de una falla
Las fallas se visualizan como planos o superficies que dividen una porción del terreno desplazando una con
respecto a otra, ya sea en la vertical, en la horizontal o en ambos sentidos. Los elementos que definen una
falla son:
 Plano de falla. Es la superficie de rotura sobre la que se produce el movimiento de un bloque
sobre el otro.
 Labio levantado. Porción del terreno o bloque con un movimiento de ascenso con respecto al
labio hundido.
 Labio hundido. Bloque del terreno con un movimiento descendente con respecto al labio
levantado.
 Dirección de la falla. Ángulo que forma con el norte geográfico la línea que resulta de la
intersección de un plano imaginario horizontal con el plano de falla.
 Buzamiento de la falla. Ángulo que forma el plano de falla con un plano horizontal imaginario,
medido en la línea de máxima pendiente.
 Espejo de falla. Superficie pulida que se visualiza sobre el plano de falla como consecuencia de
la fricción entre los dos bloques.
 Estrías de falla. Estrías o hendiduras sobre el plano de falla por presión y fricción entre los dos
bloques.
 Brecha de falla. Material de aspecto caótico que se encuentra en el plano de falla debido al
desplazamiento y presión de los dos bloques.
 Techo de falla. Superficie rocosa que está inmediatamente por encima de la falla.
 Muro de falla. Superficie rocosa que está inmediatamente por debajo de la falla.
 salto de falla. Desplazamiento de un bloque o labio con respecto al otro, medido en las
componentes vertical y horizontal.

Características y tipos
Según el tipo de desplazamiento que tengan los bloques uno respecto a otro, así como que se trate de
movimientos en la vertical u horizontal, pueden definirse los siguientes tipos de falla:
 Fallas normales. Se produce un desplazamiento vertical por esfuerzos distensivos cuando el
bloque de techo se desplaza hacia abajo con respecto al bloque de muro.
 Fallas inversas. Se produce un desplazamiento vertical por esfuerzos compresivos cuando el
bloque de muro se desplaza hacia arriba con respecto al bloque de techo.
 Fallas en dirección. Son planos de fractura con desplazamiento en la horizontal paralela a la
dirección de la falla. Se dan en todas las escalas, pueden recorrer desde centenares de kilómetros
y afectar a toda la corteza o tratarse de pequeños accidentes que acompañan a los pliegues.
Las fallas transformantes son un tipo de fallas horizontales o en dirección que afectan a la litosfera y cortan
a las dorsales oceánicas.

17. GEOLOGIA

Ingeniería Civil y Arquitectura SEMANA Nº 11
GEOLOGIA UNIDAD III
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Fallas Geológicas
Las fallas geológicas se definen como dislocaciones de la
corteza terrestre, es decir, fracturas a lo largo de las
cuales se producen importantes deslizamientos
relativos. La magnitud de estos desplazamientos puede
ser de algunos metros, pero en la medida que las fallas
son más antiguas, la magnitud acumulada de los
desplazamientos puede alcanzar varios centenares de
metros y aún kilómetros.
Las fallas geológicas tienen dos implicaciones
importantes en trabajos de ingeniería; las rocas
involucradas dentro de las zonas de falla son afectadas
por una degradación mecánica notable; además, las
fallas constituyen importantes fuentes sismogénicas por
lo que es necesario investigar el carácter de actividad de
las mismas.











VE

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18. GEOLOGIA

Ingeniería Civil y Arquitectura SEMANA Nº 11
GEOLOGIA UNIDAD III
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Otros tipos de fallas
Cuando en una falla inversa la inclinación de la superficie
de falla es muy tendida, es posible que los
desplazamientos acumulados alcancen longitudes muy
apreciables de varios cientos de kilómetros. En este caso el
bloque de techo remonta el del piso, por lo cual estas fallas
se denominan fallas de cabalgamiento.
El desarrollo de una falla de cabalgamiento se presenta en
cuatro etapas de su evolución.
En la Figura se ilustra un sistema de fallas en el cual
aparecen fallas escalonadas (izquierda), una Fosa o Graben
y un Pilar o Horst.
EFECTO DE LAS FALLAS EN INGENIERÍA
Las fallas causan al ingeniero dos tipos de problemas: los
que se relacionan con la degradación que provocan las
fallas en las rocas y los que tiene que ver con la
sismicidad que acompaña la activación o reactivación de
las fallas.
Las rocas ubicadas dentro de la zona de falla están
severamente afectadas por fracturamiento y
cizallamiento. El agua puede filtrarse fácilmente a lo
largo de las zonas de falla y frecuentemente en estas
zonas se pueden encontrar minerales como clorita y
sericita, originados en procesos de alteración hidrotermal,
los cuales son muy inestables.
El otro aspecto de interés se relaciona con la actividad de las fallas. Previamente a los desplazamientos, las rocas se
desforman notablemente y cuando las fuerzas de corte superan su resistencia, éstas se dislocan abruptamente y por
rebote elástico, liberan una gran cantidad de energía elástica, cuyas ondas producen los sismos.
Las fuerzas que deforman las rocas en las cordilleras, actúan de manera relativamente continua y en el ambiente
tectónico, largos períodos de inactividad son interrumpidos por períodos de reactivación según se vaya disipando o
acumulando energía en las zonas de falla. Esto explica que las fallas geológicas constituyan las principales fuentes
sismogénicas a lo largo de las cordilleras jóvenes expuestas en los cinturones orogénicos.
CRITERIOS DE RECONOCIMIENTO DE FALLAS
Existen varios criterios para reconocer las fallas: unos estratigráficos, otros morfológicos y otros más mecánicos. El
geólogo identifica las zonas de falla en franjas más o menos constantes a lo largo de las cuales las rocas están muy
fracturadas y cizalladas, con superficies pulidas y estriadas por fricción; o con brechas de falla, cataclasis, milonita y
harina de falla, rasgos éstos últimos debidos a metamorfismo dinámico. Todas estas características reducen
notablemente la resistencia de las rocas en las zonas de falla. Aunque supuestamente las rocas están totalmente
desplazadas por corte en las zonas de falla, esta condición no es constante a lo largo de toda la zona de falla y puede
ocurrir que en algunas partes dentro de estas zonas se trata más bien de corredores de cizallamiento.
Un criterio estratigráfico muy utilizado es la repetición y omisión de estratos, según se puede apreciar en la Figura.
Evolución de una falla de cabalgamiento.


Sistema de fallas

19. GEOLOGIA

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En el bloque de la izquierda se aprecia una falla normal con buzamiento contrario al de las capas; observe que se
repiten capas. En el lado derecho, se observa otra falla normal con buzamiento similar al de las capas; en este caso
se omiten.
En la Figura se presentan algunos ejemplos sobre la evolución morfológica de diferentes tipos de falla: mientras el
escarpe de una falla normal se destaca claramente (Figura a), se aprecia menor en el caso de una falla inversa (Figura
b): en el caso de una falla direccional se establece un drenaje natural a lo largo de la zona de falla (Figura c). En la
Figura 11d se aprecia la evolución de un escarpe de línea de falla (i) se forma el escarpe y correspondientemente el
escarpe de línea de falla en (ii) la falla se reactiva y la erosión ataca el material más débil de tal manera que en (iv) el
escarpe erosional invierte su sentido, con respecto al sentido del escarpe original de la falla.

Evolución Morfológica del escarpe de falla.

PLEGAMIENTOS

20. GEOLOGIA

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Plegamiento o pliegue, es una deformación de las rocas, generalmente sedimentarias, en la que elementos de
carácter horizontal, como los estratos o los planos de esquistosidad (en el caso de rocas metamórficas), quedan
curvados formando ondulaciones alargadas y más o me-nos paralelas entre sí. Los pliegues se originan por esfuerzos
de compresión sobre las rocas que no llegan a romperlas; en cambio, cuan-do sí lo hacen, se forman las llamadas
fallas. Por lo general se ubican en los bordes de las placas tectónicas y obedecen a dos tipos de fuerzas: laterales,
originados por la propia interacción de las placas (convergencia) y verticales, como resultado del levantamiento
debido al fenómeno de subducción a lo largo de una zona de subducción más o menos amplia y alargada, en la que
se levantan las cordilleras o relieves de plegamiento.



Elementos de un pliegue








•Charnela: zona de mayor curvatura del pliegue.
•Línea de charnela o eje de pliegue: línea que une los puntos de mayor curvatura de una superficie del pliegue.
•Dirección: ángulo que forma el eje del pliegue con la dirección geográfica norte-sur.
•Plano axial: plano que contiene todas las líneas de charnela y corta el pliegue.
•Núcleo: parte más comprimida y más interna del pliegue.
•Flancos: mitades en que divide el plano axial a un pliegue.
•Cabeceo: ángulo que forma el eje de pliegue con una línea horizontal contenida en el plano axial.
•Cresta: zona más alta de un pliegue convexo hacia arriba.

Rocas metamórficas, cuarcitas y pizarras, muy
replegadas (Nueva Escocia).

Pliegues en rocas sedimentarias, alternancia de calizas
y cherts (isla de Creta).

21. GEOLOGIA

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•Valle: zona más baja de un pliegue cóncavo hacia arriba.

Características de un pliegue
•Inmersión: ángulo que forman una línea de charnela y el plano horizontal.
•Dirección: ángulo formado entre un eje del pliegue y la dirección norte - sur.
•Buzamiento: ángulo que forman las superficies de cada flanco con la horizontal (tomando siempre la máxima
pendiente para cada punto).
•Vergencia: dirección hacia la que se inclina el plano axial de un anticlinal no recto (también dirección hacia la que se
desplaza el bloque superior de un cabalgamiento).








Tipos de pliegues


Anticlinal


Sinclinal.

22. GEOLOGIA

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Los pliegues se pueden clasificar atendiendo a varias características:

•Por la disposición de sus capas según antigüedad:
 Anticlinales: los estratos son más antiguos cuanto más hacia el núcleo. El pliegue es convexo hacia arriba
siempre que no se haya in-vertido su posición por causas tectónicas.
 Sinclinales: los estratos son más jóvenes cuanto más hacia el núcleo. El pliegue es cóncavo hacia arriba
siempre que no se haya in-vertido su posición por causas tectónicas.

•Por su forma:
 Antiforme: El pliegue es convexo hacia arriba, todo pliegue antiforme de primera generación es un
anticlinal.
 Sinforme: El pliegue es cóncavo hacia arriba o convexo hacia abajo, todo pliegue sinforme de primera
generación es un sinclinal.

•Por su génesis:
 Pliegues de primera generación: Son los pliegues originales de un orógeno.
 Pliegues de sucesivas generaciones: Son plegamientos de los propios pliegues, se los puede estudiar gracias
al fenómeno de la foliación, son los causantes de cambios en la relación forma-antigüedad de las capas en
los pliegues.

•Por su simetría:
 Simétricos respecto del plano axial
 Asimétricos respecto del plano axial.
•Por la inclinación del plano axial
 Rectos: el plano axial se encuentra en posición vertical.
 Inclinados o tumbados: el plano axial se encuentra inclinado.
 Recumbentes: el plano axial se encuentra muy inclinado u horizontal. En estos casos se puede producir una
inversión del registro estratigráfico.
•Por el espesor de sus capas
 Isópacos: sus capas tienen un espesor uniforme.
 Anisópacos: Sus capas no tienen un espesor uniforme.
•Por el ángulo que forman sus flancos
 Isoclinales: sus flancos son paralelos.
 Apretados: los flancos forman un ángulo agudo.


Símbolos de representación de diferentes tipos de
pliegues en los mapas geológicos.
ANTICLINAL
ANTICLINAL
TUMBADO


Pliegue tumbado en calizas. Babia, León (España)

23. GEOLOGIA

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 Suaves: los flancos forman un ángulo obtuso.

Asociaciones de pliegues
Los pliegues no se suelen encontrar aislados, sino
que se asocian. Las asociaciones más sencillas de
pliegues son:
•Isoclinorio: los ejes de los pliegues son paralelos.
•Anticlinorio: los ejes de los pliegues convergen por
debajo del pliegue, de modo que el conjunto de
pliegues tiene forma de anticlinal.
• Sinclinorio: los ejes de los pliegues convergen por
encima del pliegue, de modo que el conjunto de
pliegues tiene forma de sinclinal.












BIBLIOGRAFIA
 https://prezi.com/qzdwe0z4nnn0/movimientos-tectonicos-y-placas-tectonicas/
 https://es.scribd.com/doc/18465417/Movimiento-de-las-placas-tectonicas
 https://es.scribd.com/document/367623272/Plegamiento
 http://usuarios.geofisica.unam.mx/gvazquez/yacimientosELIA/zonadesplegar/Clases/Clase%20
12%20Estratigrafia%20Introduccion.pdf
 https://slideplayer.es/slide/141030/
 https://prezi.com/kbszeszr7rdl/movimientos-de-las-placas-tectonicas/
 http://www.bdigital.unal.edu.co/1572/289/geologiaestructural.pdf
 http://www.bdigital.unal.edu.co/1695/1/gonzaloduqueescobar.200811.pdf
 https://geofrik.com/tag/placas-tectonicas/


Mecanismo de experimentación que reproduce
pliegues geológicos por empuje horizontal. El
resultado de la fotografía muestra un anticlinorio.

24. GEOLOGIA 24