Vectores - Ing Robles

7/26/2019 Vectores - Ing Robles

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GEOLOGIA II

Geologa

E. F. P. DE INGENIER

GEOLOGICA

Ing. Eder ROBLES MORALE

2011

Universidad Nacional Daniel Alcides Carrin


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Universidad Nacional Daniel Alcides Carrin Geologa

Ing. Eder ROBLES MORALES 1

FUNDAMENTOS SOBRE DEFORMACIN Y COMPORTAMIENTO MECNICO DE LAS ROCAS.

1.1.

INTRODUCCION.

Las fuerzas que actan sobre un cuerpo son de dos tipos:FUERZA

Masivas o de volumen

: surgen en el seno del material y son proporcionales a la masa del cuerpo. Semiden en unidad de fuerza/volumen. Ej: gravedad, centrifuga.

Superficie o esfuerzo

= dF/dS

Se puede descomponer en dos:

: son las fuerzas que actan en la superficie del cuerpo. Se miden en fuerza porunidad de superficie.

Esfuerzo normal(): esfuerzo perpendicular a la superficie. Puede ser de traccin (-) o decompresin (+).

Esfuerzo de cizalla(): es un esfuerzo paralelo a la superficie.

El esfuerzo normal se descompone en las tres direcciones del espacio:

1 > 2 > 3

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 crculos de Mohr. El esfuerzo de cizalla

mximo se produce cuando es 45 (en realidad nunca se llega a 45)

= ngulo de rozamiento de la roca.


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Son las lneas ortogonales que representan las direcciones de los esfuerzos principales.Trayectorias de esfuerzos.

Resumiendo:

Son aquellos en los que los esfuerzos principales tienen igual valor, pueden ser positivos (cuando hayentrelazamiento de las trayectorias) y negativos (cuando no).

Puntos istropos.

Pto. istropo positivo Pto. istropo negativo

1.2.

stress se define como la fuerza por unidad de superficie que soporta o se aplica sobre un plano

cualquiera de un cuerpo.

ESFUERZO


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a.

Estado de esfuerzo: infinitos vectores esfuerzo que actan sobre los infinitos planos que pasanpor un punto, en un instante dado.No es ya una magnitud vectorial, es cantidad fsica compuesta de infinitos vectores, que se

denomina un tensor de segundo orden.

Estado de esfuerzo poliaxial: 1> 2 > 3

Elipsoide Triaxial, mostrando los esfuerzos principales

Clases de estado de esfuerzo

Los estados de esfuerzo se clasifican en uniaxial, biaxial y triaxial, segn que dos, uno o ninguno de los

esfuerzos principales sea cero:

Estado de esfuerzo uniaxial: slo existe un esfuerzo principal. La figura geomtrica que lo representa es

un par de flechas de igual magnitud y sentidos opuestos.

Estado de esfuerzo biaxial: slo existen dos esfuerzos principales, p. ej., 1 y 2. La figura que lo

representa es, en el caso general una elipse, formada por las puntas de todos los vectores, si stos son

tensionales, o por el extremo de las colas si son compresivos. Si 1 = 2, la figura geomtrica es una

circunferencia. Si 1es compresivo y 2 es tensional, entonces la figura que une las puntas o las colas no

es una elipse y no puede hablarse de elipse de esfuerzos en ese caso.

Estado de esfuerzo triaxial: existen tres esfuerzos principales: 1, 2 y 3. La figura es en este caso un

elipsoide salvo que 1 sea compresivo y 3 sea tensional, en cuyo caso no puede hablarse de elipsoide

de esfuerzo, aunque s de estado y de tensor de esfuerzo. Los esfuerzos triaxiales son los normales en la

naturaleza y se subdividen en poliaxiales, axiales e hidrostticos:

Estado de esfuerzo poliaxial: 1> 2> 3. Los tres esfuerzos principales son diferentes y la figura que lo

representa es un elipsoide de tres ejes.


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Direccin de esfuerzos

En echelon strees fractures

ELIPSOIDE DE DEFORMACIN

Deformacin de un cuerpo


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2.0 ESTADO DE DEFORMACIN DE LAS ROCAS.

2.1. DEFORMACIN

Definimos deformacin como cualquier cambio en la posicin o en las relaciones geomtricas

internas sufrido por un cuerpo como consecuencia de la aplicacin de un campo de esfuerzos y

explicamos que una deformacin puede constar de hasta cuatro componentes: translacin, rotacin,

dilatacin y distorsin. En el caso general, una deformacin las incluye a todas, pero deformaciones

particulares pueden constar de tres, dos o una de las componentes.

Las deformaciones son causadas por esfuerzos, de forma que ambos conceptos estn ligados por

una relacin de causa a efecto.

Las partculas se alejan o se aproximan y las lneas cambian el ngulo que forman entre s. Esto

produce translaciones y rotaciones dentro del cuerpo que ya no se est comportando rgidamente.

Por tanto, estas translaciones y rotaciones son diferentes de las que producen una translacin o

rotacin de todo el cuerpo y que llambamos movimientos rgidos, y se engloban dentro del trmino

deformacin interna (strain).

En general la deformacin es el desplazamiento a nuevas posiciones de las partculas que constituyenuna masa rocosa al estar sometido a esfuerzos.

2.2. TIPOS DE DEFORMACIN

Traslacin global en masa.

:

o Traslacin

o Rotacin.

Deformacin interna.o Dilatacin o compresin.

o Distorsin.


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TIPOS DE DEFORMACIN


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Trayectoria real (T. R.):Es la lnea que une todas las posiciones por las que ha ido pasando la partcula

durante la deformacin.Vector desplazamiento (V. D.)

: Es el vector que describe el desplazamiento de la partcula desde elestado no deformado, al estado deformado.

Campo de desplazamiento: Conjunto de vectores desplazamiento.Gradiente de desplazamiento

: Es la manera en que los vectores de desplazamiento varan de un puntoa otro en un cuerpo deformado.

Deformacin homognea.

El gradiente de desplazamiento es constante. Se caracteriza por: Las lneas rectas permanecen rectas, hasta despus de la deformacin. Las lneas paralelas se mantienen paralelas. Todas las lneas con la misma direccin poseen e, , , iguales.


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Deformacin heterognea.

El gradiente de desplazamiento no es constante. Se caracteriza por: Las lneas rectas se convierten en cuervas. Las lneas paralelas pierden su paralelismo. Para cualquier lnea los valores de e, , , son diferentes.

e: Extensin.

e = l1 l2/ l0 . l1: Longitud final. l2: Longitud inicial.

: Elongacin cuadrtica.

= (l1/ l0)2= (1 + e)2

El cuadrado de la longitud final de una lnea de dimensin original la unidad.

: deformacin angular por cizalla.Angulo de desviacin de dos lneas que formen un ngulo recto.

: deformacin por cizalla.tg

Pura:Las partculas se desplazan paralelas a los ejes por que los esfuerzos estn contenidos en elmismo eje pero tienen sentidos opuestos. No es una deformacin rotacional.

Tipos de cizalla

Simple: Presenta rotacin interna y dos esfuerzos de sentidos opuestos no contenidos en el mismoeje (creando un par de fuerzas).


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3.0. COMPORTAMIENTO MECNICO DE LAS ROCAS SOMETIDAS A CAMPOS DE ESFUERZOS.

Variacin de la deformacin en funcin de la temperatura.A mayor temperatura, ms dctil y menos frgil es la roca lo que nos indica que a mayor

temperatura menos esfuerzo de deformacin.Esto es muy dependiente del tipo de la roca.

Variacin de la deformacin en funcin de la presin (confinante).A mayor presin, mayor ductilidad. La presin hidrosttica (presin de fluidos, poros de las

rocas...) hace que la roca se haga ms frgil.

Curvas de Esfuerzo - deformacin

D. Elstico: si aplicamos un esfuerzo se produce unadeformacin que es elstica, si al dejar de aplicar el esfuerzo,el objeto vuelve a su forma original.

D. Plstica: al dejar de aplicar el esfuerzo el objeto norecupera su forma original.

P: punto de inflexin de la curva.

Ms all de un cierto lmite se produce la rotura. Decimos que una roca es frgil o competente cuando ladeformacin previa a la rotura es dbil. Ej: Cuarcita.

Una roca es dctil o incompetente cuando la deformacin previa a la rotura es importante. Ej: Pizarras.

3.1. Tipos de Esfuerzos

Presin confinante: es igual en todas las direcciones y su efecto sobre las rocas es disminuir su

volumen.

Esfuerzo diferencial: es aquel que se aplica en una direccin determinada, existen los que

provocan un acortamiento de un cuerpo rocoso (esfuerzos compresivos), y estn aquellos que provocan

un alargamiento del cuerpo (esfuerzos tensionales).


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4.0

Una muestra de roca a la cual se le aplica un determinado esfuerzo sufre una deformacin la cual puede

ser Elstica o Plstica.

COMPORTAMIENTO DE UNA ROCA

Una muestra de roca a la cual se le aplica un determinado esfuerzo sufre una deformacin la

cual puede ser Elstica o Plstica.

4.1. Comportamiento Elstico o Hookeano.

Es aquel en el cual existe una relacin linear, es decir, el esfuerzo aplicado es directamente proporcional

a la deformacin obtenida y, adems, la respuesta es instantnea.

Curva de esfuerzo-deformacin tpica obtenida un ensayo triaxial en laboratorio

Comportamiento Plstico

La roca se deforma permanentemente sin recuperar su estado inicial al cesar el esfuerzo, sufriendo

cambios de tamao y forma.


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Resumiendo:

El comportamiento hookeano, en el cual la recuperacin es instantnea. El comportamiento elstico-viscoso, en el que la recuperacin es retardada.

En elcomportamiento plstico,la deformacin no es proporcional al esfuerzo, sino al tiempo; alcontrario que en el otro tipo de comportamiento, la deformacin no es totalmente recuperable, sinoque es permanente.

Si durante la deformacin domina un comportamiento elstico o si se llega a la rotura con poca oninguna deformacin, se dice que el material es un material frgil. Tiene, pues, una escasa (o nula)capacidad para fluir. A las rocas con este comportamiento se las denomina rocas competentes.

Si por el contrario, durante la deformacin domina uncomportamiento plsticoo si se llega a la roturacon mucha deformacin, se dice que el material es un material dctil, y que tiene capacidad para fluir. Alas rocas con este comportamiento se las denomina rocas incompetentes.

Hooke estableci la ley fundamental que relaciona la fuerza aplicada y la deformacin

producida. Para una deformacin unidimensional, la Ley de Hooke se puede expresar

matemticamente as:

Nota:Ley de Hooke: Cuando se trata de deformar un slido, este se opone a la deformacin, siempre que

sta no sea demasiado grande

= -k

K es la constante de proporcionalidad o de elasticidad.

es la deformacin, esto es, lo que se ha comprimido o estirado a partir delestado que no tiene deformacin. Se conoce tambin como el alargamiento de suposicin de equilibrio.
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Punto de inflexin: lugar en el que cambia la curvatura del pliegue. Flanco: partes del pliegue situadas a los lados del pliegue axial. Plano axial: lugar geomtrico de todas las lneas de charnela. Ejes del pliegue: son 3, solo se usa el eje b que marca los esfuerzos del pliegue. Terminacin periclinar: lugar donde termina el pliegue en la direccin del eje b.

Cabeceo: ngulo que forma la charnela sobre el plano axial. Altura de un pliegue: ngulo 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 lnea que desplazndose paralelamente a si misma engendra

el pliegue.

Ortorrmbico: 2 planos de simetra en el pliegue.

Simetra de los pliegues.

Monoclnico: 1 plano de simetra perpendicular al plano axial.

Triclnico: no hay planos de simetra.

1.

Clasificaciones de los pliegues.Pueden ser geomtricas (por la forma del pliegue) o genticas (por como se hizo el pliegue.

Clasificaciones geomtricas

Cilndrica: aquel cuya superficie plegada este formada por el eje que al desplazarse permaneceparalelo a si mismo.

Clasificacin geomtrica

Cnico: el eje permanece contenido en un cono.

Curviplanar: la charnela esta curvada.

Otra forma: forma rara.

Lineal: la longitud es dos veces mayor o ms que la anchura.Clasificacin en funcin de la longitud.


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Abiertos: la tg a los puntos de inflexin forma un ngulo obtuso.Clasificacin por el ngulo de la charnela.

Cerrados: la tg a los puntos de inflexin forma un ngulo agudo.

Simtricos: el plano axial divide al pliegue en dos partes iguales.

Clasificacin por la simetra del plano axial.

Asimtricos: el plano axial no divide al pliegue en dos partes iguales.

Verticales: el plano axial buza 90.

Clasificacin por la posicin del plano axial.

Inclinados: el plano axial buza menos de 90 pero los dos planos buzan para lados distintos.

Rodilla: el plano axial buza menos de 90, pero uno de los flancos es vertical.

Tumbado: el plano axial buza ms de 45 y los dos flancos buzan en el mismo sentido.

Volcado: el plano axial buza menos de 45.


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Acostado: el plano axial buza 0.

Invertido: el plano axial tiene buzamiento horizontal y contrario al sentido.

Isopacos: tienen espesor constante.

Clasificacin por el espesor de los estratos.

Anisopacos: Un flanco esta adelgazado.o Estirado: ninguna capa esta rota.o Laminado: se rompe alguna capa.o Pliegue-falla: rotura total.

Isgonas: lneas que unen puntos de igual buzamiento.Clasificacin de Ramsey.

- Convergentes.- Paralelas.- Divergentes.

Espesor ortogonal: espesor entre dos tg paralelas.

Clase 1: la curvatura del arco interior es mayor que la del arco exterior.Isgonas convergentes (tg > to ~~~ 1a), (tg = to ~~~ 1b) y (tg < to ~~~ 1c).En la clase:- 1a ~~~ t = t/t0 ~~~ t > 1 - 1b ~~~ t = 1 - 1c ~~~ t < 1

Clase 2: la curvatura del arco exterior es igual a la del arco interior.Isgonas paralelas. Tg > to y tg tg = 0.


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Eyectivos: grandes sinclinales y pequeos anticlinales.

Asociaciones de pliegues.Cuando un conjunto de pliegues, en general, describen una antiforma se le denomina anticlinario y sidescriben una sinforma se le denomina sinclinario. Son estructuras de grandes dimensiones.Hay dos estilos:

Deyectivo: pequeos sinclinales y grandes anticlinales.Los pliegues pueden ser:

Normales.

En escalera o relevo.

En ramificacin o dicotmicos. En virgacin: varias ramas convergentes (escala regional).

En rodilla: Ej: La rodilla Asturiana. No confundir con un pliegue en forma de rodilla. Tienen unaescala regional.

2.

Clasificacin gentica.

Plegamientos concntricos: (isopaco, paralelo, flexo-deslizamiento). Se produce una flexin de lascapas y deslizamiento de los estratos. Las capas son paralelas e isopacas. Se produce en nivelessuperiores de la corteza (porque la ductilidad no es grande). Se produce por:

o Deformacin del flanco: el flanco sufre la mayor parte de la deformacin al contrarioque la charnela. Se producen fracturas a lo largo del plano de estratificacin y grietas dedistensin en los flancos.

o Deformacin de charnela: en la parte exterior de la charnela se generan fracturasextensivas. (lnea neutra del pliegue: lnea de puntos de un pliegue que no sufreesfuerzos, extensiones o distensiones.)

Pliegues secundarios o parsitos: Se danen capas incompetentes situadas entrecapas competentes. Son plegadosdiferentes debido a la diferente viscosidad,a esto se le llama disarmonia. Cuando hay

una alternancia de litologas se puedenformar micropliegues de arrastre pormarcas de cizalla. Estos microplieguespueden ser en Z o en S segn estn enun flanco o en otro y nos indican dondeesta la charnela del pliegue.


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Superando el 36% se pasa del plegamiento isopaco al anisopaco (flexofluencia o aplanamiento.Forma amplios anticlinales y estrechos sinclinales.

6.0 DEFORMACIN FRGIL.

6.1. FALLAS: NOMENCLATURA, CLASIFICACIN Y CONCEPTOS BSICOS

Fractura: toda rotura en la superficie terrestre. Hay dos tipos:

.

Fallas: son fracturas en las que se produce desplazamiento de las masas rocosas situadas aambos lados de la misma.

Diaclasas:son fracturas que no sufren desplazamiento.

6.2. MODELOS TERICOS DE LA FORMACIN DE FALLAS

.

Se observa de forma experimental que las fracturas producidas forman un ngulo menor a 45con el esfuerzo principal. Los esfuerzos compresivos provocan fracturas de cizalla y de tensin. Esto esobservable a escala de la corteza terrestre y de lmina delgada (a todas las escalas).

Fallas normales.

CLASIFICACIN SEGN ANDERSON.

Se producen como consecuencia de una distensin.

Fallas inversas.Son consecuencia de esfuerzos compresivos provocando un acortamiento.


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Fallas en direccin.

- Movimiento dextrgiro: en el sentido de las agujas del reloj.- Movimiento sinistral: en sentido contrario de las agujas del reloj.

Cizalla pura: el ngulo que forman entre si

CLASIFICACIN SEGN ROCHES.

Llego a la conclusin de que el modelo de Anderson se cumpla pero que se producan dos familias deplanos en la falla.Cuando hay una falla principal se genera una de 2 orden con un ngulo comprendido entre 15 y 30.

Con la tensin la fractura se produce paralelamente al esfuerzo principal.Clases de fallas atendiendo a los esfuerzos que los originan:

los planos esta muy cerca a los 60.

Cizalla simple: el ngulo esta mas cerca delos 90.

Plano de falla:plano a lo largo del cual se produce el desplazamiento.

ELEMENTOS DE UNA FALLA.

Espejo de falla:plano pulido, zona brillante.

Estras de falla:acanaladuras producidas por granos de cuarzo al desplazarse los bloques del planode falla.

Bloque hundido y bloque levantado:los bloques que se han movido.


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En las fallas superficiales la facturacin depende mucho del material que tengamos

Pliegues en arrastre o ganchos de falla: deformacin de las capas provocada por una falla. Sonpequeos microplieges. Aparece en fallas directas o inversas. Indican elmovimiento de la falla.

Conceptos:

Falla sinttica: aquellas con buzamiento paralelo a la falla principal.

Falla antittica: aquellas en las que el buzamiento es contrario a la falla principal.

Fallas en escaladura o en domino: Se produce rotacin de un boque con respecto al otro

Falla intraformacional: Se forma a la vez que la sedimentacin.

Diapiro: masa salina con tendencia a ascender. Produce grietas de tensin paralelas a los esfuerzos decizalla formando ngulos de 45.

Fallas en retardo: falla inversa con retraso con respecto a las otras que acta como una falla normal.

Fallas listicas: en superficie tienen el buzamiento de falla con gran ngulo y en profundidad tienden a lahorizontalidad.


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Fallas normales e inversas.

Son aquellas en las que el buzamiento de falla miera hacia el labio hundido. Se producen dentro de uncampo distensivo de esfuerzos y siempre implican un alargamiento de la serie. Sus buzamientos ms

normales estn comprendidos entre los 40 y 70. El buzamiento puede variar en profundidadhacindose mas tendido (menor) en profundidad. El buzamiento tambin vara segn la litologa. Unafalla 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 fallanormal, porque los esfuerzos compresivos dan ligar a esfuerzoscompresivos locales (cuencas pull-apart). Grandes fallas normales danlugar a los rifts.

Falla normal

Fallas inversas

.Pueden ser de gran ngulo (> 60) y de bajo ngulo (


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Cuando una falla en direccin se mueve puede producir las cuencas pull-apart: son depresiones rellenasde sedimentos (en general recientes). La distensin da lugar a un hueco y el consiguiente hundimiento.Tambin se llaman estructuras en flor y pueden ser:

Palmera o positivao Da lugar a una zona elevada.o Esta asociada a transpresin.

Tulipn o negativa.o Da lugar a una zona hundida.o Esta asociada a transtensin

Morfologa:

Criterios de reconocimiento de fallas.

o Enfacetado triangular.o Red fluvial en enrejado.o Desnivel en las superficies de erosin.o Alineaciones de fuentes

Geofsicos: Basados en mtodos de prospeccin geofsica.o Gravimetricos.o Ssmicos.o Magnticos.o Teluromagnticos.o Elctricos.

Tectonicos: Al encontrar estructuras diferentes aun lado y a otro de la falla.

Estratigrficos: Series descolocadas.

Microtectnicos o tectoglifos: Aquellos observables en el plano de falla.o Estras.o Escalones de acrecin de minerales o de arranque.o Facetas pulidas y rugosas.


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o Grietas de tensin.o Cizallas conjugadas.o Marcas parablicas.o Vacuolas deformadaso Estiolitos: son estructuras de disolucin formadas bajo presin. Son perpendiculares a

los esfuerzos 1. Son de tamao milimtrico. Pueden ser cilndricos o cnicos.o Estructuras SC: Se dan en fallas dctiles. 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 lacizalla se les llama estructuras C.

Tectnica de horst-graven.Graven o fosa de hundimiento: a los compartimentos limitados por fallas normales que estn hundidoscon relacin a los compartimentos vecinos. El termino rift queda reservado para los graven de una ciertadimensin. Ej: Cuenca del Tajo.Horst: compartimentos que por el contrario aparecen como levantados.Ej: Sistema central.

P o primarias: son ondas de compresin y dilatacin.

Tcnica de tratamiento de una falla.Podemos hacer los mecanismos focales de los terremotos.Hipocentro: lugar en el que se produce el terremoto.Epicentro: proyeccin del hipocentro sobre la superficie terrestre.

Regin pleistosistica: regin de ms intensidad.Tipos de ondas:

S o secundarias: deforman el terreno porque provocan la subida y bajada de laspartculas.Pueden ser de dos tipos:

o Ondas Lowe: son transversales.o Ondas Rayleigh: provocan el giro de la partcula sobre si misma.

La teora del rebote elstico se basa en las ondas P.Cuando hay un plano de falla en una regin sometida a unos esfuerzos, la energa es en parte absorbidapor la deformacin de la roca. Cuando se supera un determinado umbral la capa se mueve y provocauna falla.


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El desarrollo de la esquistosidad depende mucho de la litologa. Hay rocas transparentes a laesquistosidad, es decir, que en ellas no se desarrolla la esquistosidad, pero si en los niveles queestn por encima y por debajo

11.0 OTRAS ESTRUCTURAS ASOCIADAS A LOS PLIEGUES DE FLEXOFLUENCIA.

Boudinage: es un arrosariamiento de los flancos de los pliegues como consecuencia de unestiramiento. Cuando los trozos no llegan a separarse se habla de pinch and swell. Si losboudinage 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 lospliegues por replegamiento. Son asociaciones de anticlinales y sinclinales estrechos. Sonestructuras pequeas. Suelen producirse cuando la esquistosidad es muy penetrante.

Plegamiento similar:pliegue que se produce como consecuencia del desplazamiento de los estratosa lo largo de la lnea de cizalla. No implica acortamiento de la serie. Es raro en la naturaleza.Una de las cosas que ms influye en los pliegues es el contraste de ductilidad.


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Plegamiento de flujo:se produce cuando los materiales estn prximos al punto de fusin o cuandola 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 replegadoEl que mejor los clasifica es Ramsey, que utiliza dos ngulos:- Angulo : formado por las charnelas de dos pliegues consecutivos.- Angulo : formado por el polo de un plano axial y el plano axial de 2 pliegue.

Dentro de los pliegues superpuestos hay tres clases:o Clase 1: se caracteriza porque 0 y > 70.

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.Cuando hay interferencia de varios de estos pliegues se forma un paisaje en cesta o caja dehuevos.

o Clase 2: se caracteriza porque > 20 y < 70. En funcin de la profundidad del nivel en quese unen tenemos diferentes estructuras:Circulares: son los ms superficiales.Intermedios: en forma de media luna.Profundas: en forma de seta.

o Clase 3: se caracteriza porque tiende a 0 y < 70.

Se denominan pliegues recurrentes replegados y dan lugar a estructuras en forma de percha.

12.0 ZONAS DE CIZALLAMIENTO DCTIL.

12.1. Manto.Masa rocosa arrastrada sobre un yaciente, con el que anteriormente no tena ninguna relacin.

Se produce a favor de una superficie de despegue, que es una falla inversa.


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Cuando el desplazamiento a lo largo de una falla inversa es del orden de un Km hablamos de manto, sino llega al Km hablamos de cabalgamiento y si es mucho menor de falla inversa.

12.2. Elementos de un manto

Aloctono: parte superior del manto, anormalmente puesta sobre el autctono.

.

autctono: es la parte rocosa que esta sometida al alctono. Patria: dominio paleogeografico de donde proviene el manto.

Raz: lugar exacto del que procede el manto.

Ventana tectnica: zona en la que aflora el autctono, que se encuentra totalmente rodeada dealctono.

Klipper: porcin de alctono rodeada de autctono. Quedan como cerros testigo.

Frente del manto: lugar geomtrico de los puntos mas adelantados del manto.

Cepillamiento basal: es el biselamiento de las series del autctono como consecuencia delmovimiento del propio manto.

Escamas de arrastre: son virutas de autctono que quedan englobadas en el alctono.

Duplicaciones: fracturacin del plano basal por cabalgamiento del manto.

Diverticulaciones: desaparicin de parte de las series inferiores por desplazamiento de la partesuperior del alctono (que se separa a partir de una superficie de despegue)

Tete plongeante: parte frontal con inversin.

12.3. CLASIFICACIN DE LOS MANTOS.

De plegamiento o tipo alpino: cordilleras formadas por colisin.o Helvticos: formados por materiales de cobertera. Ej: Suiza.o Pennicos: formados por materiales de basamento. Ej: Alpes.

De corrimiento o apalachianos: se producen fundamentalmente por fracturacin; se producenfracturas de bajo ngulo, que en algunos lugares tienen un ngulo mayor, lo que da lugar a fallaslisticas. Se producen a lo largo de una falla. Ej: Apalaches.

De deslizamiento: aquellos en los que no interviene la tectnica 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 alctonodeslizadas y enterradas en el autctonomientras se produce la sedimentacin de este) yolistostromas ( son un apilamiento deolistolitos sin que haya tiempo a que la sedimentacin los recubra)


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o Areos o epiglisticos: pueden ser en cascada, en petaca o en hoja de deslizamiento.

Melanges: brechas de decenas y centenares de Km2y cuyo espesor es de cientos de metros, que se

producen como consecuencia del avance del manto. Asociadas a rocas volcnicas. Es lasedimentacin que se produce en el prisma de acrecin de una zona de subduccin.

14.0

14.1. Tipos de discordancias

DISCORDANCIA

Una discordancia es una relacin geomtrica entre capas de sedimentos que representa un

cambio en las condiciones en que se produjo su proceso de deposicin. En ausencia de cambios

ambientales o de movimientos tectnicos, los sedimentos se depositan en estratos (capas) paralelas.Una discordancia es una discontinuidad estratigrfica en la que no hay paralelismo entre los materiales

infra y suprayacentes. El concepto de discordancia es fundamental para la estratigrafa y para la

interpretacin de la secuencia de eventos tectnicos o geolgicos en general que tuvo lugar durante el

proceso de deposicin de las capas en los sedimentos discordantes.

Discordancia angular: Discordancia en la que los estratos ms antiguos buzan (se inclinan) conun ngulo diferente al de los ms jvenes (implica movimientos tectnicos)

Discordancia Paralela Erosional o Disconformidad: Discordancia con estratos paralelos por

abajo y por encima de una superficie de erosin, la cual es visible. Discordancia Paralela No erosional o Paraconformidad: Discordancia paralela sin

superficie de erosin visible. Discordancia Litolgica Inconformidad: Discordancia entre rocas gneas o metamrficas que

estn expuestas a la erosin y que despus quedan cubiertas por sedimentos.


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Discordancias o disconformidades

Principales caracteres de una discontinuidad estratigrfica son:

Estratigrficos: puesto que es una interrupcin de la sedimentacin.

Tectnicos:puesto que son la causa de muchas discontinuidades.

Geomtricos: puesto que la mayor parte de las veces son los que ms resaltan y sirven de base para

distinguir algunos tipos.

Cronolgicos: puesto que la existencia de una discontinuidad indica la ausencia de materiales

representativos de un tiempo geolgico.

Falsas discordanciasExisten diversos procesos que dan lugar a fenmenos de fcil confusin con discordancias. Cabe

destacar:

a) Diferencias de metamorfismo entre dos unidades superpuestas.

b) Cambios bruscos de esquistosidad.

c) Plegamiento disarmnico, debido a una alternancia de materiales competentes e

incompetentes.

d) Estructuras sedimentarias, tales como estratificacin cruzada, deslizamientos, slumpings, etc.

1. Transgresin: Ingreso del mar hacia al continente. S un sector se hunde tectnicamente (sonmovimientos lentos!), el mar puede ingresar hacia el continente. Significa un perfil geolgicomuestra una disconformidad y los estratos ms jvenes de una facis marina se ubican msadentro del continente


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2. Regresin: Es el retiro del ocano desde el continente. Puede ser el sector continental muestraun alzamiento tectnico (o una disminucin global del nivel ocenico) y el agua tiene queretirarse de sectores continentales. En un perfil geolgico se nota un cambio desde una faciesmarina - abajo a una facies terrestre arriba. El sector de transicin es marcado por una facies

litoral con marcas sedimentaras tpicas y una facies tpica litoral. Generalmente la transicin nose manifiesta en un estrato, es generalmente un conjunto de estratos que abajo tiene unapredominancia marina (calizas) y siguen hacia arriba intercalaciones de estratos terrestres(conglomerados), ms haca arriba se encuentra una fuerte predominancia de estratosterrestres con intercalaciones de capas marinas. Al fin del proceso afloran exclusivamenteestratos terrestres.

Las series regresivas se caracterizan por presentar, en los estratos profundos, materiales de depsito

qumico (calizas, yesos) que, conforme ascendemos en la serie, dejan paso a materiales cada vez ms

gruesos (margas, arcillas, arenas, conglomerados).

Para identificar una serie como transgresiva o regresiva debemos fijarnos en que no existan indiciosque puedan contradecir esa deduccin. Por ejemplo, que las rocas de depsito qumico tengan unorigen continental.

Otro dato que puede indicarnos la existencia de transgresiones o regresiones es el paso, dentro deuna misma serie sedimentaria, de materiales con fsiles continentales a otros con fsiles deambientes ocenicos (transgresin), o viceversa (regresin)

15.0. BRUJULA GEOLOGICA (brjula magntica + clinmetro)

Qu es la brjula

Es una aguja imantada que responde al campo magntico de la tierra.

La primera funcin de la brjula en el campo es la de orientacin. Con la brjula podemos saber en qu

direccin nos estamos desplazando y de esta manera definir un itinerario para llegar a determinado

lugar.

La brjula se utiliza adems para obtener datos estructurales: rumbo y buzamientos de estratos,

esquistosidad de las rocas metamrficas u otros planos como planos axiales de pliegues, direcciones de

ejes de pliegues, foliaciones, etc.

Tambin se utiliza para el levantamiento como un instrumento ms en topografa y cartografa

geolgica.

Sirve para:

Medir ngulos horizontales (respecto al norte magntico)

Medir ngulos verticales (respecto al plano horizontal)


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La brjula Brunton posee un clinmetro o eclmetro para medir los ngulos verticales. Pueden medirse

en grados o en porcentaje de pendiente. El limbo est graduado de 0 a 90 hacia ambos lados. Sobre el

limbo se desliza un vernier dividido en doce partes. La apreciacin del vernier es de 5, mientras que los

ngulos verticales pueden apreciarse con una aproximacin de 15. Adems el trazo medio del vernier

sirve de ndice a la escala en porcentaje de pendiente. El porcentaje de pendiente nos da, para un

ngulo determinado, el desnivel que corresponde a una distancia horizontal de 100 metros. El ndice,

junto con el vernier y el nivel del clinmetro se mueve mediante una manivela que est ubicada en la

parte posterior de la caja de la brjula.

16.0 MEDICIN DE PLANOS GEOLGICOS

Lo que se mide de ellos es una lnea: la interseccin del plano de inters con un plano horizontal

imaginario

Plano de Estratificacin

Se mide:

1. El rumbo de la lnea de interseccin entre los planos de estratificacin y la horizontal: Rumbo de la

estratificacin


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El punto de fusin del magma se ubica en profundidades entre 100 y 200 km, es decir en el manto

superior. Se supone que slo una porcin pequea del material del manto est fundida, lo dems est

en estado slido. Este estado se llama la fusin parcial. La porcin fundida es un lquido menos denso en

comparacin con la porcin slida. Por consiguiente tiende a ascender a la corteza terrestre

concentrndose all en bolsas y cmaras magmticas. Por ejemplo el magma mfico, que asciende

continuamente a lo largo de los bordes de expansin en los ocanos se rene en cmaras magmticas

cerca de la base de la corteza ocenica en profundidades entre 4 y 6 km por debajo del fondo ocenico.

El magma emplazado en alta profundidad en la corteza terrestre enfra lentamente. En la formacin del

magma la presin juega un papel importante: A alta presin las temperaturas de cristalizacin de los

minerales son altas tambin. Una disminucin de la presin tiene en consecuencia una disminucin en la

temperatura de fusin o cristalizacin de los minerales.

17.2. COMO SE FUNDE UNA ROCA EN LA NATURALEZA

Cada mineral tiene su propia temperatura de fusin para definidas condiciones (como presin,

composicin qumica). Adems:

- que en ausencia de agua un aumento en la presin tiene un aumento en la temperatura de fusin,

como consecuencia o viceversa una baja de la presin resulta en una disminucin de la temperatura de

fusin de una sustancia.

- que la temperatura de fusin de una roca seca es mayor en comparacin a la temperatura de fusin de

la misma roca con la presencia substancial de agua.

Por consiguiente la presencia de agua disminuye la temperatura de fusin de los silicatos en el magma.

Un magma ascendente, que contiene agua y que est expuesta a una diminucin progresiva

de la temperatura al subir desde la corteza puede llegar a profundidades someras e incluso a la

superficie terrestre antes de solidificarse.

17.3. EVOLUCIN MAGMTICA:

En su evolucin el magma da lugar al origen de una gran variedad de rocas igneas. Esta

evolucin puede manifestarse como:

- Diferenciacin.

- Asimilacin.

- Mezcla de magmas de distintos tipos.


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Tales rocas hbridas son particularmente comunes a lo largo de los bordes comprendidos entre rocas

intrusivas e invadidas. Algunas dioritas, por ejemplo, se originaron de este modo, por reaccin de un

magma grantico con rocas encajonantes de gabro.

Factores importantes de la diferenciacin del magma son:

- la temperatura,

- la composicin del magma restante varindose, la presin parcial del gas de H 2O a partir de la

cristalizacin de los minerales caracterizados por grupos de OH.

17.4. ORIGEN DEL MAGMA EN EL CONTEXTO DE LA TECTNICA DE PLACAS

De acuerdo de la situacin geotectnica se forman diferentes tipos de magma. El magma en zonas de

subduccin es diferente como el magma de un lomo central ocenica. El ambiente geotectnico serefleja entonces en los tipos de rocas magmticas (composicin petrogrfica) y en la composicinqumica, especialmente de los elementos de traza y de las tierras raras (Nb, Y, La).Manto superior: formacin de corteza ocenica nueva de composicin mfica por magma ascendenteen los bordes expansivos de placas litosfricas (lomos ocenicos).Corteza terrestre: los bordes de las placas litosfricas se hunden en el manto superior, donde sussuperficies superiores se funden, se transforman en magma, que asciende hacia la corteza terrestre:subduccin sealan los ambientes geotectnicos de generacin de magmas en la Tierra.

Las rocas baslticas resultan de la fusin parcial (anatexis) del manto superior, que posee unacomposicin ultrabsica. Es posible observar que en las zonas de formacin de corteza ocenica (ridgesmeso-ocenicos) y en las islas ocenicas (como Hawaii) la roca que est sufriendo los procesos de

anatexis es el manto terrestre. Por el contrario, en las zonas de subduccin la corteza ocenica sesumerge por debajo de la continental; como resultado de este proceso se introduce agua en el manto,que acta como fundente, permitiendo la fusin parcial de la base de la corteza continental y de lossedimentos acarreados sobre la corteza ocenica.


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18.0 AMBIENTE PLUTNICO.

Tipos de inclusiones plutonicas.

Concordantes:las superficies que los limitan son paralelas a los planos estructurales de las rocas enlas que se encajan.

o Sill o filn capa: cuerpo intrusivo con forma de lamina, paralelo a la estratificacin oesquistosidad 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 fallascilndricas.

o Lopolito: intrusin lenticular de forma suavemente cncava inclinada hacia el centro dela estructura. Sus dimensiones son de decenas o miles de Km de dimetro y un espesorde 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 rocasen las que se encajan.

o Batolito: son cuerpos plutnicos discordantes que ocupan un rea de ms de 100 Km2.Esta asociado a rocas orognicas y constituyen las races de dichas montaas.

o Stock: Batolitos con una rea menos a 100 Km2, tienen formas que se aproximan a lacilndrica.

o Diques: cuerpos tabulares de rocas gneas de longitud considerable pero de escasapotencia. Pueden ser:

Radiales: cuando parten de un centro comn. Paralelos: poseen la misma direccin. cnicos: se inclinan hacia el centro. Anulares: forma cilndrica.

Mecanismos de inyeccin o intrusin.

Forzada: consiste en el empuje que ejerce el magma hacia arriba y hacia los laterales desplazandointrusin a la roca de caja.

Stopping: asimilacin magmtica de la roca encajante por parte del magma que asciende hacia lasuperficie.

Hundimiento de la roca preexistente: desarrollo de fracturas anulares en el techo de la cmaramagmtica que da lugar a su posterior hundimiento.


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Caractersticas Ejemplos

Monognicas

Polignicas

Una sola erupcinEdificios pequeos

Tenegua,Isleta

Historia eruptiva complejaTeide

2.

Mecanismos eruptivos

3.

Productos:

Efusivo o hawaiano

Mixto o estromboliano

Explosivo

Magmtico poca o nula interaccin con agua

Vulcaniano: conducto cerrado

Pliniano: conducto abierto

Explosividad

Independiente del tipo de magma

Relacin agua/magmaptima: 1/3

Hidromagmtico presencia de agua


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El VULCANISMO es:

El efusivo. Caracterizado por la efusin y derramamiento de lava sobre la superficie, para formar

mesetas y escudos volcnicos.

El explosivo. Donde se da el lanzamiento con violencia y a gran presin de magma pulverizado yfragmentos de roca; como evidencia de stos, los conos cinerticos y el estrato-volcn (ej El Tolima),

cuando el mecanismo se alterna con el anterior.

El extrusivo. Proceso que explica domos volcnicos por el estrujamiento de magma viscoso, slido o

semislido, que se exprime a la superficie. Estos edificios volcnicos no poseen crter (ej. el otero de San

Cancio).

19.2. PARTES DE UN VOLCAN

Nivel macro. El origen del magma est frecuentemente relacionado con la dinmica global de la corteza

y el manto terrestre ya que, en general, se origina en los bordes de placas.

En las dorsales el magma se forma por descompresin de los materiales del manto superior y a

profundidades entre 15 y 30 Km., para dar como resultado rocas bsicas como el basalto. En las zonas

de subduccin el magma se produce grandes profundidades, que alcanzan los 150 Km., gracias a la

fusin parcial de la corteza ocenica y/o del manto y la corteza situados por encima, en un proceso que

origina rocas predominantemente intermedias como las andesitas. En las zonas de colisin continental,

en relacin con los procesos de formacin de montaas, se produce la fusin parcial de la corteza

terrestre, originndose esencialmente rocas cidas como el granito. Finalmente se dan zonas puntuales

de magmatismo al interior de las placas tectnicas explicadas por la existencia de puntos calientes en el

manto.

Estructura general de un volcn.

1. Edificio, 2. Basamento, 3. Crter principal, 4. Crter secundario, 5. Chimenea, 6. Respiradero, 7.

Cmara magmtica, 8. Derrames lavicos, 9. Capas de piroclastos, 11. Cpula extrusiva. (Adaptado de

Geologa Estructural, V. Belousov.)


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19.3. ZONAS MAGMTICAS.

Las zonas magmticas del planeta se subdividen en zonas magmticas interplaca y zonas

magmticas intraplaca.

Zonas interplaca. Las principales son:

a)

Zonas de dorsal ocenica. Son los bordes constructivos de placas en donde se da la fusin delmanto peridottico hacia basaltos toleticos u olivnicos; ellos con bajo contenido de K 2O yproducidos desde profundidades entre 30 y 40 km. Ejemplo, la dorsal media del Atlntico.

b) Las zonas de rift intercontinentales. Dorsales que nacen; all el magma del manto se favorece porla contaminacin de la corteza; resulta alcalino y variado, con alto contenido de K 2O y se le asociaa ste una profundidad entre 50 y 60 km. Por ejemplo, el Mar Rojo.

c)

Zonas de margen continental activo y arcos de islas. Por ejemplo, la zona andina de un lado y ladel Caribe y Japn del otro. Todas ellas en los bordes destructivos de placas y sobre las zonas desubduccin; aqu la masa que se sumerge es mixta: roca con afinidad a la dorsal, ms sedimentos,ms una masa peridottica; por ello el vulcanismo es activo y hay presencia de plutones cidos; el

magma es calcoalcalino y bajo en K2O con profundidad asociada entre 100 y 150 km.d)

Zonas de fallas transformantes. Son los bordes pasivos de las placas tectnicas. Este magma estipo brecha con base en peridotita, gabro y basalto; su composicin es alcalina (alto en K y Ca) ysu origen tiene profundidad del orden de los 50 km. En la figura 23 -I se muestra eldesplazamiento de una dorsal a lo largo de una falla transcurrente. Cuando termine eldesplazamiento de la dorsal, dicha falla ser ya una falla transformante. Las placas se continuarnalimentando desde las dorsales pero en la zona de la falla transformante habr turbulenciasgeneradoras de magma porque el flujo de las placas no es concordante o de serlo muestradiferente velocidad a lado y lado.

Desplazamiento transversal de una dorsal (I). Desplazamiento a lo largo de una falla transcurrente;

(II).

Luego queda la Falla Transformante. Las flechas muestran los movimientos de las placas. Tomado de

Las Montaas, R.

Fouet y Ch. Pomerol.


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19.4. MECANISMOS ERUPTIVOS DE LOS VOLCANES

Se pueden suponer dos modelos, uno esttico y otro dinmico, que permitan explicar un

proceso tan complejo como el de las erupciones volcnicas.

El modelo esttico, supuestamente explica el comportamiento ms probable de volcanes de ambientecontinental, donde son ms factibles los magmas viscosos, mientras el dinmico puede identificar mejorl

los volcanes ocenicos, de magmas fluidos.

1. Modelo esttico. Inicialmente (A) es la frontera que separa la lava por arriba del magma por abajo;

pero puede despresurizarse la cmara magmtica trasladndose hacia abajo dicha frontera hasta (B);

entre (A) y (B) la nueva porcin de magma se desgasifica, es decir, cayendo la presin se forman

burbujas porque, los voltiles pasan de la fase lquida a la gaseosa; las burbujas fruto de la

desgasificacin, por menos densas y ayudadas por movimientos convectivos, ascienden hasta la espuma

que est por encima de (B), para nutrirla. Si el medio fuera fluido las burbujas ganaran volumen en el

ascenso, conforme la presin de confinamiento vaya disminuyendo; pero ello no ocurre porque el

medio es viscoso, es decir, los tetraedros de Silicio-Oxgeno que le dan una estructura polimerizada al

magma lo impiden. As las burbujas ascienden sin ganar volumen y en consecuencia ascienden con

energa de deformacin acumulada.

2.

Modelo dinmico. Suponga un conducto profundo y a travs suyo, una porcin de magma enascenso, cuando el magma alcanza el nivel (A) se forman burbujas porque la presin de gas igualaa la presin confinante. (A) es la zona de nucleacin; luego entre (A) y (B) las burbujas no podrnganar volumen por la viscosidad del fundido, aunque la presin vaya disminuyendo durante suascenso

Proceso volcnico por ascenso de magma. Entre A y B se acumula energa de deformacin

19.5. AMBIENTE VOLCNICO.

Tipos de estructuras volcnicas.

Volcanes fisurales: se producen a lo largo de fracturas, los mas significativos son las dorsales

ocenicas. Tienen lavas muy fluidas, sin cmara magmtica, lo que produce que las rocas estn pocodiferenciadas.

Volcanes en escudo: forma de escudo (redondeada), con una pequea camara magmtica, lavafluida y edificios muy extensos.

Estrato-volcn: elevacin formada por distintas capas que generan un cono, con cmara magmticabien diferenciada. Alternancia de lavas y piroclastos. Ej Teide.

Chimenea: conducto fundamental por el que salen los materiales volcnicos. Puede ser:


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Por la combinacin de ambos.

Tipos de estructuras diapiricas.1. Pliegues diapiricos: tienen el ncleo compuesto por materiales infrayacentes menos densos, tienen

forma de anticlinal alargado y suelen estar fallados los flancos.

Se forman mediante mecanismos:- Aglomeracin de sal en la bveda.- Compresin de la sal en los flancos del anticlinal.- Expansin de la parte superior del diapiro con estiramiento de la bveda anticlinal.

2. Escamas diapiricas: formacin de grandes setas unidas o no a la base. Se desarrollan pliegues conlos 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 esfuerzostectnicos. Tienen miles de metros de altura y un dimetro de 1-3 Km. En las zonas perifricas seforman 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 pases muy ridos. La sal sale al exterior y no se

disuelve por falta de agua por lo que se acumula. Ej: Irn.

Importancia econmica de las estructuras diapricas.Al ser la sal impermeable, son yacimientos de petrleo, tambin se pueden acumular residuosradiactivos de baja actividad al ser la sal opaca a las radiaciones nucleares, al ser tan plstica no sepuede usar para residuos radiactivos de larga duracin ya que se mueve.

21.0 METAMORFISMO.

Es el proceso de transformacin mineralgica y estructural de las rocas en estado slido, enrespuesta a condiciones fsico-qumicas distintas a las del momento de su formacin.

21.1. Factores de metamorfismo.

Temperatura: de 200 a la fusin 800C.


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22.0. GEODINAMICA

Es el estudio del conjunto de procesos que modelan y alteran la estructura de la corteza, donde

se incluyen las fuerzas externas que actan hacia abajo desde la biosfera y las internas que actan hacia

arriba y desde el interior del planeta. La geodinmica interna estudia pliegues, fallas, etc. y la externa el

modelado del paisaje debido al viento, agua, hielo, etc.

Las fuerzas endgenas son sistemticas y las exgenas son aleatorias o estocsticas. Las fuerzas

endgenas se asocian a movimientos epirogenticos (de ascenso y descenso) y orogenticos

(horizontales o verticales) de la corteza.

22.1. CONTINENTES QUE FLOTAN

Por grandes que nos parezcan, los continentes podran ser completamente destrudos por la

erosin en solo 15 millones de aos. Seran desmantelados y depositados en los ocanos en forma definas partculas, quedando sepultados por un espesor superior a 3 km de agua. El planeta Tierra se

convertira en el planeta Agua. Puesto que los continentes han existido, con variaciones de forma y

tamao, por ms de 1,000 millones de 0aos, es claro que debe existir algn mecanismo que les permita

rejuvenecerse, es decir, reconstruirse al mismo tiempo que la erosin los destruye. Este mecanismo se

llama la isostacia. La isostacia es una condicin ideal de equilibrio, en que cada prdida por erosin se ve

compensada por la elevacin de la corteza continental.

22.2. CONTINENTES MVILES

Los continentes se encuentran corno flotando sobre la astenosfera, donde se mueven

horizontalmente, por medio de las corrientes de conveccin, que son corno motores que los mueven.

Este movimiento se produce porque las diferencias de temperatura entre la base y el techo de la

astenosfera generan dichas corrientes.

22.3. FORMAS DEL MOVIMIENTO DE LA CORTEZA.

Las tres grandes formas del movimiento de la corteza son dictiognesis, epirognesis y orognesis:

1. Dictiognesis:Movimiento que genera grandes abombamientos, arqueamientos, plegamientos y

umbrales sin cambiar la estructura de las rocas.2. Epirognesis: Movimiento causa de regresiones y transgresiones marinas, de formacin deumbrales y depresiones (geoanticlinales, y geosinclinales) como espacios de erosin ysedimentacin. Son movimientos lentos de ascenso y descenso de la corteza a nivel macro perosin perturbacin ni fracturamiento de estratos.

3. Orognesis:Movimientos tectnicos que forman montaas y en general los relieves de la corteza.Se originan en varios estadios y se acompaan de ciclos magmticos. En la actualidad el


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Ecuador, donde la fuerza centrfuga es mayor; simultneamente los continentes se vanretardando por inercia al occidente mientras la Tierra gira hacia el oriente. Por el efecto deaplanadora en los dos movimientos se pueden explicar montaas as: en el primer caso elHimalaya y los Alpes en el costado de avance y en el segundo los Andes y las Rocallosas, sobre elcostado occidental.

22.6. EVIDENCIA DE WEGENER SOBRE LA DERIVA CONTINENTAL

Cul fue la evidencia de Wegener para la deriva continental? .En primer lugar, los exploradores han

encontrado fsiles y capas de rocas en la costa Este de Sudamrica que eran similares a aquellos

encontrados en la costa Oeste de Africa

La evidencia de Wegener era interesante, pero no probaba que los continentes se movieran. Los

cientficos rechazaron la teora de deriva continental, porque Wegener no pudo explicar cmo o por qu

se movan los continentes. Su imaginativa teora no es enteramente correcta, pero prepar el escenario

para otras ideas audaces

23.0

TECTNICA DE PLACAS

En 1950 se descubre el paleomagnetismo y se advierte con l un desplazamiento continuo de los

fondos ocenicos; en las rocas se ha fosilizado la alternancia en la direccin del dipolo magntico

terrestre con perodo del orden de los 700 mil aos. En el fondo ocenico las rocas no superan los 150


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23.2. PRINCIPALES PLACAS TECTNICAS.

Existen, en total, 14 placas :

Placa Africana. Placa Antrtica. Placa Arbiga . Placa de Cocos . Placa del Caribe. Placa Escocesa(Scotia), Placa Euroasitica, Placa Filipina, Placa Indo-Australiana, Placa Juan de Fuca, Placa deNazca, Placa Norteamericana, Placa del Pacfico, Placa Sudamericana

Estas, junto a otro grupo ms numeroso de placas menores se mueven unas contra otras. Se hanidentificado tres tipos de bordes: convergente(dos placas chocan una contra la otra), divergente (dosplacas se separan) y transformante(dos placas se deslizan una junto a otra).

Finalmente resumiremos que la teora de la tectnica de placas se divide en dos partes, la de derivacontinental, propuesta por Alfred Wegener en la dcada de 1910, y la de expansin del fondo ocenico,propuesta y aceptada en la dcada de 1960, que mejoraba y ampliaba a la anterior.

Placas principales y sus lmites: 1. lmitesconstructivos, 2. lmites destructivos, 3. fallas

transformantes, 4. limites inseguros, 5. direccin demovimiento de placas. Placa Pacfico PPC, Placa

Norteamericana PNA, Placa Suramericana PSA, Placa de NazcaPNZ, Placa Antrtica PAN, Placa Africana PAF, Placa

Eurasitica PEU, Placa Indoaustraliana PIN.


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24.0

MONTAAS

Montaa es la elevacin o grupo elevaciones originadas por fuerzas endgenas (orognesis) y

modeladas y divididas por fuerzas exgenas.

24.1. TIPOS BASICOS DE MONTAAS

Segn su altura. Se distingue entre montaas medias, de formas generalmente redondeadas a

consecuencia de diferencias de altura escasas, y montaas altas, de formas agudas y pendientes

abruptas, consecuencia de una erosin intensa determinada por el carcter enrgico del relieve (los

Alpes).

Segn su forma y extensin. Se distinguen montaas en cadena (cordillera, cadenas montaosas), con

una serie de cadenas paralelas alargadas, y montaas-macizos, en las que la extensin es, ms o menos,igual en todas las direcciones.

Segn su origen. Se distinguen montaas volcnicas, surgidas por la actividad volcnica, y montaas

tectnicas, que, a su vez, pueden ser plegadas (en ellas los pliegues determinan an las formas y el

agrupamiento de las cadenas), falladas o fracturadas (en ellas las fracturas y fallas son las que

determinan los rasgos esenciales de la estructura) y plegado-fracturadas (los plegamientos estn

entremezclados en fallas).

25.0 SISMOS

Se denomina sismo, sesmo o terremoto a las sacudidas o movimientos bruscos del terreno

generalmente producidos por disturbios tectnicos o volcnicos. En algunas regiones de Amrica se

utiliza la palabra temblor para indicar movimientos ssmicos menores y terremoto para los de mayor

intensidad. En ocasiones se utiliza maremoto para denominar los sismos que ocurren en el mar.

La ciencia que se encarga del estudio de los sismos, sus fuentes y de cmo se propagan las ondas

ssmicas a travs de la Tierra recibe el nombre de sismologa.

25.1. ORIGEN

El origen de la gran mayora de los terremotos se encuentra en una liberacin de energa producto de la

actividad volcnica o a la tectnica de placas.


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Los terremotos tectnicos se suelen producir en zonas donde la concentracin de fuerzas generadas por

los lmites de las placas tectnicas dan lugar a movimientos de reajuste en el interior y en la superficie

de la Tierra. Es por esto que los sismos de origen tectnico estn ntimamente asociados con la

formacin de fallas geolgicas.

Suelen producirse al final de un ciclo denominado ciclo ssmico, que es el periodo de tiempo durante el

cual se acumula deformacin en el interior de la Tierra que ms tarde se liberar repentinamente. Dicha

liberacin se corresponde con el terremoto, tras el cual, la deformacin comienza a acumularse

nuevamente.

A pesar de que la tectnica de placas y la actividad volcnica son la principal causa por la que se

producen los terremotos, existen otros muchos factores que pueden dar lugar a temblores de tierra:

desprendimientos de rocas en las laderas de las montaas, hundimiento de cavernas, variaciones

bruscas en la presin atmosfrica por ciclones e incluso actividad humana.

Estos mecanismos generan eventos de baja magnitud que generalmente caen en el rango de

microsismos, temblores que solo pueden ser detectados por sismgrafos.

El punto interior de la Tierra donde se produce el sismo se denomina foco ssmico o hipocentro, y el

punto de la superficie que se halla directamente en la vertical del hipocentro- y que, por tanto, es el

primer afectado por la sacudida recibe el nombre de epicentro.

25.2. ONDAS SSMICAS

El movimiento ssmico se propaga mediante ondas elsticas (similares al sonido), a partir del hipocentro.

Las ondas ssmicas se presentan en tres tipos principales: dos de ellas son ondas de cuerpo que solo

viajan por el interior de la Tierra y el tercer tipo corresponde a ondas superficiales, y son las

responsables de la destruccin de obras y prdida de vidas humanas.

Ondas longitudinales, primarias o P:

Tipo de ondas de cuerpo que se propagan a una velocidad de entre 8 y 13 kilmetros por segundo y en

el mismo sentido que la vibracin de las partculas. Circulan por el interior de la Tierra, atravesando

tanto lquidos como slidos. Son las primeras que registran los aparatos de medida o sismgrafos, de ah

su nombre "P" o primarias.


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25.3. CLASES DE SISMOS

Volcnicos:directamente relacionados con las erupciones volcnicas. Son de poca intensidad y dejan de

percibirse a cierta distancia del volcn.

Tectnicos: originados por ajustes en la litosfera. El hipocentro suele encontrarse localizado a 10 25

kilmetros de profundidad, aunque algunos casos se llegan a detectar profundidades de hasta 70

kilmetros.

Batisismos: su origen no est del todo claro, caracterizndose porque el hipocentro se encuentra

localizado a enormes profundidades (300 a 700 kilmetros), fuera ya de los lmites de la litosfera.

Registro de intensidad de los Sismos

Los aparatos utilizados para el registro grfico de los movimientos ssmicos reciben el nombre de

sismgrafos, y la grfica donde va quedando plasmada la amplitud y duracin del paso de las ondas,

sismograma.

La intensidad se mide por los efectos destructivos que ha tenido el sesmo sobre los bienes humanos y

para ello se emplean unas escalas cualitativas que expresan en "grados" los anteriores efectos.

Las ms empleadas son las de Mercalli y Richter:

Escala de Richter:

Una escala logartmica que se usa para medir la energa liberada por un terremoto. La magnitud Ritcher

se define como:

M = log A - log Ao (1)

Escala de Mercalli:

Es una escala cualitativa usada para medir "intensidad" o los efectos causados por terremotos en

edificios, construcciones y personas.

Se denominan curvas isosistas a las que unen los puntos donde el terremoto ha tenido igual intensidad y


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se sitan rodeando al epicentro. Las curvas homosistas son las que unen los puntos donde el terremoto

se ha sentido a la misma hora.

25.4. Distribucin geogrfica

No todas las regiones de la Tierra son igualmente propensas a las sacudidas ssmicas. Estudiando

la distribucin de los hipocentro de los distintos terremotos que han tenido lugar a lo largo de la

historia, se ha dividido la superficie terrestre en tres zonas distintas:

Regiones ssmicas: Zonas dbiles de la corteza terrestre muy propensas a sufrir grandes movimientos

ssmicos. Suelen coincidir con regiones donde se levantan cadenas montaosas de reciente formacin.

Regiones penissmicas: Ondas en las que slo se registran terremotos dbiles y no con mucha

frecuencia.

Regiones assmicas: Zonas muy estables de la corteza terrestre en las que raramente se registran

terremotos.

25.5. Comportamiento de las ondas ssmicas en las rocas

Los parmetros caractersticos de las rocas, que se determina con los mtodos ssmicos son la velocidad

de las ondas p y s, el coeficiente de reflexin, la densidad. Propiedades de las rocas, que influyen estos

parmetros son:

a) Petrografa, contenido en minerales.

b) Estado de compacidad.

c) Porosidad = porcentaje o proporcin de espacio vaco (poros) en una roca.

d) Relleno del espaci vaco o es decir de los poros.

e) Textura y estructura de la roca.

f) Temperatura.

g) Presin.

Una variacin en una de estas propiedades de la roca puede ser relacionada por ejemplo con un lmite

entre dos estratos litolgicos, con una falla o una zona de fallas, con un cambio en el relleno del espacio

poroso de la roca.


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Tabla: Las velocidades de las ondas en diferentes medios:

Medio

Velocidad de la onda

primaria (vp) en m/

seg.

Velocidad de la onda

secundaria (vs) en m/seg.

Granito 5200 3000

Basalto 6400 3200

Calizas 2400 1350

Areniscas 3500 2150

Durante del cambio de un medio al otro las ondas ssmicas tienen que cambiar su velocidad, significa

tambin que van a separarse en una parte reflejada y en una otra parte refractada.

Vectores - Ing Robles

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