Geologia estructural. esfuerzos_y_deform

TEMARIOOFICIAL
BIOLOGÍA
Y GEOLOGÍA
23-23817-13
tema 11
11. Geología estructural. Esfuerzos y deformaciones
de las rocas. Deformación dúctil: los pliegues
y sus tipos. Mecanismos de plegamiento.
Deformaciones frágiles: diaclasas y fallas.
Características y tipos. Asociaciones de pliegues
y fallas.
11.1. Geología estructural. Esfuerzos y deformaciones
de las rocas.
11.2. Deformación dúctil: los pliegues y sus tipos.
Mecanismos de plegamiento.
11.3. Deformaciones frágiles: diaclasas y fallas.
11.4. Características y tipos.
11.5. Asociaciones de pliegues y fallas.
Manuel García Rodríguez
ISBN: 978-84-92767-65-6. (2012)

ISBN: 978-84-92767-65-6. (2012)

tema 11
3BIOLOGÍAY GEOLOGÍA
1. geología estructural. Esfuerzos y deformaciones de las rocas
1.1. Geología estructural
1.2. Tipos de esfuerzos
1.3. Deformaciones de las rocas
1.3.1. Niveles estructurales
1.3.2. Tipos de deformación
1.3.3. Factores de la deformación
2. Deformación dúctil: los pliegues y sus tipos.
mECANISMOS DE PLEGAMIENTO
2.1. Los pliegues
2.1.1. Partes de un pliegue
2.1.2. Dirección y buzamiento de un pliegue
2.2. Clasificación y tipos de pliegues
2.2.1. Anticlinal y sinclinal
2.2.2. Clasificación de pliegues por el plano axial
2.3. Mecanismos de plegamiento
2.3.1. Bordes divergentes
2.3.2. Bordes convergentes
3. Deformaciones frágiles: diaclasas y fallas
3.1. Diaclasas
3.2. Fallas
3.2.1. Definición
3.2.2. Partes de una falla
4. Características y tipos
5. Asociaciones de pliegues y fallas
5.1. Asociaciones de pliegues
5.2. Asociaciones de fallas
5.2.1. Graben y horst
5.2.2. Mantos de cabalgamiento
5.2.3. Ejemplos geográficos
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INTRODUCCIÓN
Geología estructural es la rama de la geología que estudia la corteza terrestre, sus estructuras y la
relación de las rocas que las forman. Estudia la geometría de las rocas y la posición en que apa-
recen en superficie. Interpreta y estudia la deformación de los materiales en la corteza terrestre,
cuyas representaciones más habituales son la formación de pliegues y de fallas.
La geología estructural tiene relación directa con la ingeniería geológica, desde el momento en
que suministra información y permite interpretar procesos geológicos cotidianos con los que se
encuentra la ingeniería en el desarrollo de obras civiles.
Algunos hitos en la historia reciente del hombre que han marcado la necesidad de realizar estu-
dios geológicos detallados fueron la rotura de grandes presas, como la de San Francisco (1929)
o la de Vanjoc en Italia (1963), o deslizamientos como el de El Berriche (Honduras, 1998).
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6 BIOLOGÍAY GEOLOGÍA
1. geología estructural.
Esfuerzos y deformaciones de las rocas
La geología estructural tiene relación directa con disciplinas geológicas como la mecánica de suelos,
de rocas y la geotecnia. La importancia de esta disciplina geológica para la sociedad se manifiesta
particularmente en dos campos: en forma de proyectos en estudio para obras de ingeniería (edifica-
ción, obras lineales, aprovechamientos hidráulicos, etc.) y como herramienta de prevención para la
mitigación y control de riesgos geológicos.
Es de destacar que uno de los fines prioritarios de la geología en relación con la vida del hombre ha
sido la localización, valoración y extracción de los recursos naturales, es decir, materias minerales,
combustibles fósiles y agua. Sin embargo, desde hace unas décadas la geología desempeña un im-
portante papel en las obras públicas. Hoy en día no se concibe una obra importante de ingeniería o
arquitectura sin que previamente se haya realizado el correspondiente informe geológico del terre-
no donde se va a asentar. Esto ha dado origen a una nueva especialidad conocida como ingeniería
geológica.
Las catástrofes más importantes, en vidas humanas y en coste económico, son debidas a lo riesgos
geológicos. La geología debe de ser la ciencia que más se ocupe en estudiar los riesgos derivados de
los procesos, tanto externos como internos, y los factores que condicionan tales riesgos.
Citaalgunosejemplosqueconozcasderiesgosgeológicosrelacionadosconlageología
estructural que hayan tenido una fuerte repercusión social.
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/cm2
). En la natura-
leza, 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 dirigi-
das 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 es-
paciados.
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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 fractu-
rarse 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 en-
contrarse desde niveles muy superficiales hasta los 40 kilómetros de profundidad. Generalmen-
te, las condiciones de presión y de temperatura bajo las que se desarrollan son de hasta más de
10 kilobares y más de 1.000 ºC. Para poder interpretar las condiciones de formación de cada estruc-
tura, es imprescindible asociarla a un nivel estructural.
Se entiende por nivel estructural cada uno de los dominios de la corteza en que los mecanismos do-
minantes 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 incremen-
tan, 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.
Figura 1.
Tipos de esfuerzos que influyen en la deformación de las rocas.
1. Compresivos con acortamiento
de la corteza.
2. Distensivos o de tensión y
alargamiento de la corteza.
3. Laterales o de cizalla.
4. Verticales produciendo
abombamiento.
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„„ Nivel estructural medio. Se sitúa entre la cota 0 m y unos 4.000 m de profundidad. El mecanis-
mo 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 apla-
namiento, 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.
Cuando los materiales se deforman plegándose se habla de deformación dúctil y cuando se fractu-
ran se habla de deformación frágil. Según el comportamiento de la roca, puede hablarse de defor-
mación elástica y deformación plástica.
„„ Deformación elástica. Una roca tiene comportamiento cuando, tras cesar el esfuerzo, la roca
deformada recupera su forma original. En general, las rocas son poco elásticas en niveles muy
superficiales de la corteza terrestre, pero sí pueden serlo cuando se encuentran sometidas a una
gran presión litostática y niveles más profundos.
„„ Deformación plástica. Cuando una roca sometida a una deformación elástica supera su límite
elástico, sufre una deformación plástica, tras la que ya no puede recuperar su forma original. Si se
supera el límite de plasticidad, las rocas se fracturan y pasan a comportarse como cuerpos frágiles.
Cita dos ejemplos de objetos o materiales cotidianos que tengan comportamiento
elástico, y otros dos con comportamiento plástico.
Figura 2. Niveles estructurales de la corteza terrestre (según Mattauer, 1976).
Nivel estructural superior
FALLAS
0
Frente superior de esquistosidad
Nivel estructural medio
FALLAS Y PLIEGUES
Nivel estructural inferior
ESQUISTOSIDAD
5.000
Límite superior de la foliación
Fusión
(granito de anatexia)
10.000
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Figura 3. Comportamiento de las rocas según las condiciones de presión y temperatura (ver relación entre
este gráfico y los niveles estructurales).
FRÁGIL
Presión
FUSIÓN
Temperatura
(Foliación)
Flexión Flujo
Cizallamiento Aplanamiento
(Fallas)
DÚCTIL
(Pliegues)
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 frac-
turación es necesario evaluar todos ellos conjuntamente.
„„ Naturaleza de la roca. No todas las rocas tienen la misma resistencia interna, por lo que su res-
puesta 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 de-
formación es mayor (ver niveles estructurales).
„„ Tipo de esfuerzo aplicado. La compresión provoca acortamiento en los estratos, bien por plie-
gues 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.
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2. Deformación dúctil: los pliegues y sus tipos.
mECANISMOS DE PLEGAMIENTO
2.1. Los pliegues
Una roca se pliega cuando una superficie de referencia definida antes del plegamiento como plana
se transforma en una superficie curva. El plegamiento es tanto mayor cuanto más numerosas y
fuertes son las variaciones de buzamiento. Las rocas en las que se aprecia el plegamiento con mayor
facilidad son las sedimentarias, cuyos planos de estratificación se muestran como buenos planos de
referencia. En las rocas ígneas, cristalinas y de aspecto masivo, resulta más compleja la identificación
de pliegues por la escasez de estructuras planares de referencia.
Las partes de los pliegues que pueden identificarse y nos permiten definirlos y clasificarlos son:
„„ Líneas de cresta. Las curvas que unen los puntos más elevados de la superficie curvada.
„„ Línea de valle. Las curvas que unen los puntos más bajos de la superficie curvada.
„„ Flanco del pliegue. Cada uno de los lados del pliegue.
„„ Eje de pliegue. Lugar de los puntos de curvatura máxima. También se puede definir como la
línea que resulta de la intersección entre el pliegue y el plano axial.
„„ Plano axial. Superficie que contiene los ejes de los pliegues de varios estratos.
„„ Inmersión. Es el ángulo que forma una línea (o eje del pliegue) con el plano horizontal medido
sobre un plano vertical que contenga esa línea. El valor de la inmersión de una línea varía entre
0º y 90º.
Dibuja un pliegue con indicación de cada una de sus partes. Si lo consideras necesario,
busca ayuda en la bibliografía recomendada.
XX Dirección
Este concepto se refiere al ángulo que forma con el norte geográfico la línea que resulta de la inter-
sección de un plano horizontal imaginario con la capa, estrato o estructura que se estudia.
La dirección de un pliegue es, por tanto, el ángulo que forma la proyección del eje del pliegue sobre
un plano horizontal con el norte geográfico. El valor de la dirección suele darse de 0º a 90º, añadien-
do si ese ángulo con respecto al norte es hacia el este o hacia el oeste; por ejemplo N 53º E.
La dirección del pliegue (del eje del pliegue) no tiene por qué coincidir con la dirección de los flan-
cos de dicho pliegue, aunque sí suelen ser parecidos.
XX Buzamiento
Se define como el ángulo que forma la capa o estructura estudiada con un plano horizontal imagi-
nario, medido en la línea de máxima pendiente de la capa. El sentido del buzamiento de un plano
es el ángulo que forma la proyección de la línea de máxima pendiente en un plano horizontal con el
norte geográfico e indica hacia dónde se inclina la capa en relación con el norte; por ejemplo, 45º E
o 30º SE. El sentido del buzamiento de un plano es siempre perpendicular a la dirección del plano.
Por lo general, cuando se habla de buzamiento del pliegue se hace referencia al ángulo de inmersión.
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2.2.1. Anticlinal y sinclinal
Cada uno de los tramos de un estrato o conjunto de capas comprendidos entre los puntos de in-
flexión es un pliegue, por el que se da una sucesión de formas cóncavas seguidas de otras convexas
y a la inversa. Si consideramos un tren de pliegues, periódicamente se repiten y alternan formas con-
vexas o antiformes, y formas cóncavas o sinformes. Los conceptos de anticlinal y sinclinal informan,
además, de la convexidad o concavidad de la edad de los materiales en el pliegue.
„„ Anticlinal: pliegue arqueado o con la convexidad ascendente en el que los materiales más anti-
guos se localizan en el núcleo.
„„ Sinclinal: pliegue arqueado o con la convexidad descendente en el que los materiales más mo-
dernos se localizan en el núcleo.
Anticlinales y sinclinales suelen sucederse en el espacio, y tienen planos axiales que dividen los plie-
gues en dos mitades, cada una de las cuales es un flanco. Estas estructuras son ondulaciones de los
estratos que no tienen por qué visualizarse como ondulaciones del terreno.
Figura 4. Asociación de pliegue anticlinal y sinclinal con indicación de los planos axiales, ejes, flancos. La dirección
de los pliegues de la figura es N 0º E, ya que el plano axial es paralelo al norte geográfico. El buzamiento del pliegue
(eje del pliegue) es 0º, ya que el eje del pliegue es horizontal. El buzamiento del flanco este es 78º E.
Norte
FLANCO
OESTE
Material más antiguo
PLANOS
AXIALES
Material más
moderno
EJE DEL
ANTICLINAL
ángulo de
buzamiento
B = 78º E
EJE
SINC
SINCLINAL ANTICLINAL
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Figura 5. Clasificación de pliegues según la incitación del plano axial.
TUMBADO INCLINADO EN ABANICO RECTO
Sentido de vergencia
Existen diferentes clasificaciones que emplean criterios distintos para denominar los pliegues. La cla-
sificación que se presenta en este apartado es una de las más claras, y tiene en cuenta la inclinación
del plano axial:
„„ Pliegue recto. La superficie del plano axial es vertical.
„„ Pliegue inclinado. La superficie axial está inclinada. En este caso los flancos no tienen necesa-
riamente el mismo buzamiento, y si uno de ellos rebasa la verticalidad, entonces tenemos un
flanco invertido.
„„ Pliegue tumbado. La superficie del plano axial es horizontal.
„„ Pliegue en abanico. Tiene vergencias en dos direcciones opuestas, con dos planos axiales que
se abren en forma de abanico.
Para entender los mecanismos del plegamiento debe recurrirse a la tectónica de placas. Los movi-
mientos de las placas litosféricas, en sus bordes constructivos y destructivos, son los responsables de
la mayor parte de los procesos de plegamiento y fracturación que actúan sobre la corteza terrestre.
Sin entrar en detalle de la tectónica de placas, a continuación se repasan los tipos de borde, con
indicación del mecanismo de plegamiento o fracturación dominante.
Son los bordes donde las placas se separan produciendo un ascenso de material desde el manto,
para crear nuevo suelo oceánico. Pueden encontrase sobre corteza oceánica o continental. En rela-
ción con la deformación de los materiales, tienen mayor importancia los que se inician bajo corteza
continental, creando los rift o valles de rift. Durante este proceso se produce primero un abomba-
miento y adelgazamiento de la corteza, seguido de un estiramiento que da lugar a un sistema de
fracturas (fallas normales) en cadena, alternado con episodios de vulcanismo, hasta llegar a formar
una gran fosa tectónica. El rift en corteza oceánica no se comenta debido a su escaso interés en el
proceso de deformación.
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Las zonas de convergencia de placas son las zonas donde la litosfera subduce en el manto o crea
grandes cadenas montañosas por el choque entre placas. En las zonas de subducción se produce la
fusión de la placa litosfera originando magmatismo, que al intruir en la corteza puede crear deforma-
ción de los materiales que atraviesa. Cuando dos placas de litosfera continental chocan, se produce
el mayor mecanismo de de deformación, al dar lugar a grandes cadenas montañosas con un gran
número de estructuras plegadas que generalmente van acompañadas de todo tipo de fracturas. En
este tipo de colisión es muy frecuente la formación de grandes mantos de cabalgamiento. Un ejem-
plo actual de este tipo de borde es la formación de la cordillera del Himalaya.
Dibuja un esquema en el que se vea la relación entre la deformación de los materiales
de la corteza y la intrusión de cuerpos ígneos en relación con una zona de subducción.
Figura 6. Rift continental y apertura del fondo oceánico.
Etapa inicial
de rift continental
Apertura del fondo
oceánico
Fase
de expansión
del fondo oceánico
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3. Deformaciones frágiles: diaclasas y fallas
Un material tiene comportamiento frágil cuando se rompe fracturándose bruscamente tras ser so-
metido 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.
3.1. Diaclasas
Una diaclasa es un plano de fractura a favor del cual no se produce desplazamiento de los bloques
que quedan a ambos lados de esta.
3.2. Fallas
3.2.1. Definición
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.
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 le-
vantado.
„„ Dirección de la falla. Ángulo que forma con el norte geográfico la línea que resulta de la inter-
sección 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 com-
ponentes vertical y horizontal.
Dibuja una falla con indicación de cada una de sus partes.
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4. 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 fa-
llas horizontales o en dirección que afectan a la
litosfera y cortan a las dorsales oceánicas.
Figura 7. Clasificación básica de fallas: normal,
inversa y en dirección.
FALLA
NORMAL
FALLA
INVERSA
FALLA
EN DIRECCIÓN
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Figura 8. Ejemplo de un sistema con asociación de pliegues y fallas.
0 m
5.000 m
5. Asociaciones de pliegues y fallas
El ejemplo más sencillo de asociaciones de pliegues es la relación entre anticlinales y sinclinales,
combinación de estructuras que suelen aparecer juntas en la mayoría de los casos. Este tipo de
relaciones en la naturaleza se complica extraordinariamente desde el momento en que podemos
combinar diferentes buzamientos de los flancos de los pliegues, e incluso introducir fracturas en el
sistema. Las asociaciones de pliegues más complejas suelen relacionarse con los mantos de cabal-
gamiento.
Es frecuente encontrar asociaciones de fallas, que dan lugar a estructuras tipo graben, horst y man-
tos de cabalgamiento.
Los graben y horst son estructuras que suelen localizarse en el contexto de la tectónica de placas y
se caracterizan por tratarse de zonas hundidas o valles alargados, limitados por fallas con desplaza-
miento vertical. También se denominan fosas tectónicas. Cuando se suceden varias fosas tectónicas,
las zonas elevadas limítrofes entre dos consecutivas se denominan horst. El tamaño de este tipo de
estructuras puede variar de decenas a miles de kilómetros.
Los mantos de cabalgamiento son un tipo particular de falla inversa con desplazamiento vertical
que se realiza a través de un plano de fractura de dimensiones regionales, y con buzamientos que
suelen ser inferiores a 45º.Tienen su origen en esfuerzos compresivos en la horizontal que producen
un acortamiento en la corteza, de forma que el bloque de techo «cabalga» sobre el bloque de muro.
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B. Graben relleno de sedimentos o fosa tectónica.
Figura 9. Estructura tipo graben y horst.
A. Representación de un
sucesión de horst y graben
sin presentar erosión.
Granito GranitoFOSA TECTÓNICA
Relleno de materiales sedimentarios
XX Falla de San Andrés (California)
Es uno de los mejores ejemplos de falla en dirección. Se trata de una fractura de unos 900 km de
longitud, que va acompañada de numerosas fallas que son paralelas o conjugadas a ella. Se sabe
que funciona periódicamente en parte de su longitud, a veces a lo largo de más de 300 km, y es la
responsable de numerosos terremotos que afectan a la región. Se ha estimado que el movimiento
de la falla podría ser de unos 4 cm/año, y que lleva en funcionamiento desde al menos hace 25 mi-
llones de años, e incluso posiblemente desde el Cretácico, hace 70 millones de años.
XX Rift africano
Se trata de una zona de borde divergente en el interior de una zona continental en el contexto de
la tectónica de placas. Actualmente es un buen ejemplo de sucesión de estructuras tipo graben
separadas por horst, que llegan a alcanzar una longitud de 6.000 km. El abombamiento de la corteza
continental en los estadios iniciales se debe al ascenso de una pluma caliente desde el manto que
adelgaza y estira la corteza. La extensión de la corteza va acompañada de episodios de vulcanismo y
formación de fallas, que dan origen al valle de rift. A medida que continúa la expansión en el tiempo,
el rift se hace cada vez más profundo y ancho, hasta formar un océano. La actividad volcánica que
acompaña al rift africano se hace visible en la formación de montañas como el Kilimanjaro.
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XX Orógeno del Himalaya
Es el ejemplo actual más representativo de acortamiento cortical, y es el resultado más espectacu-
lar de la colisión de dos placas tectónicas continentales. El Himalaya se extiende unos 2.400 km y
comprende la mayor altura del mundo (8.848 m en el Everest) y la mayor tasa de elevación tectónica
(1 cm/año en el Nanga Parbat). En el Cretácico superior (84 Ma), la placa de la India comenzó su deriva
hacia el norte muy rápidamente, a una velocidad media de 16 cm/año, para cubrir una distancia de unos
6.000 km hasta la colisión de la parte noroeste de la India con Eurasia en el Eoceno inferior (48-52 Ma).
Desde entonces y hasta hoy, el continente indio continúa su ascenso hacia el norte a un ritmo más lento,
pero aún sorprendentemente rápido, de unos 5 cm/año, empujando a Eurasia.
Mientras la mayoría de la corteza oceánica era «simplemente» subducida debajo del bloque tibetano
durante el movimiento hacia el norte de la India, se presentaban al menos dos mecanismos principales:
la subducción de la corteza continental de la India, bajo el Tíbet, y un acortamiento cortical por empuje y
el plegamiento de los sedimentos del margen pasivo de la India, junto con la deformación de la corteza
tibetana. El resultado final es la presencia de innumerables pliegues, fallas y mantos de cabalgamiento
por todo el Himalaya.
Busca en la bibliografía recomendada información sobre la falla de San Andrés y las
fallas asociadas que la acompañan.
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BIBLIOGRAFÍA
BIBLIOGRAFÍA COMENTADA
CENTENO J. D., FRAILE, M. J., OTERO, M. A. y PIVIDAL A. J. (1994): Geomorfología aplicada. Ejercicios de fotointer-
pretación y planificación ambiental. Madrid: Rueda.
Esta obra está estructurada en siete lecciones a modo de capítulos. La primera hace una introducción
a la fotografía aérea e incluye una realización práctica. En las sucesivas lecciones se aumenta en com-
plejidad, aplicando la fotointerpretación a la geomorfología de una zona de estudio concreta. El libro
contiene varias realizaciones prácticas y colecciones de pares estereoscópicos.
MATTAUER, M. (1976): Las deformaciones de los materiales de la corteza terrestre. Barcelona: Omega.
En el contexto de una explicación lógica y unitaria de los fenómenos fundamentales de la geología,
ofrece una visión general de la tectónica que trata más a fondo los métodos y problemas de las ciencias
de la Tierra que el aspecto descriptivo y regional. El texto está estructurado en 18 temas.
MONROE J. S., Wicander, R. y Pozo, M. (2008): Geología. Dinámica y evolución de la Tierra. Madrid: Paraninfo.
Pretende ser un texto de referencia en las asignaturas de geología que se imparten en diferentes licen-
ciaturas e ingenierías. El objetivo del libro es proporcionar a los alumnos una comprensión básica de la
geología moderna.
POZO RODRÍGUEZ, M., GONZÁLEZ YÉLAMOS, J. y GINER ROBLES J. (2005): Geología práctica. Introducción al
reconocimiento de materiales y análisis de mapas. Madrid: Pearson. Prentice Hall.
Abarca un amplio espectro de prácticas de geología. Aborda la identificación de minerales y rocas, y un
conjunto de prácticas sobre interpretación de mapas topográficos, geológicos y fotografía aérea.
STRAHLER, A. N. (1988). Geografía física. Barcelona: Omega.
Se trata de un libro clásico e imprescindible para las personas que deseen introducirse o profundizar
en las materias que constituyen la geografía física. Está estructurado en cuatro partes: (1) El globo te-
rráqueo, (2) La atmósfera y los océanos, (3) El clima, suelos y vegetación, y (4) La forma del modelado.
Está ilustrado con numerosos dibujos, esquemas y fotografías de ejemplos reales. Contiene además
cuestionarios de repaso de cada tema.
ISBN: 978-84-92767-65-6. (2012)

tema 11
1. Geología estructural.
Esfuerzos y deformaciones
de las rocas
Geología estructural es la rama de la geología que aborda el
estudio de la corteza terrestre, sus estructuras y la relación de
las rocas que las forman.
Tiene relación directa con algunas disciplinas geológicas,
como la mecánica de suelos, de rocas y la geotecnia.
Se refiere a la fuerza aplicada a un área determinada de roca.
El esfuerzo puede ser por:
„„ Compresión. Esfuerzo al que son sometidas las rocas cuan-
do se comprimen por fuerzas dirigidas unas contra otras a
lo largo de una misma línea.
„„ Tensión. Resultado de las fuerzas que actúan a lo largo de
la misma línea pero en dirección opuesta.
„„ Cizalla. El esfuerzo actúa en paralelo pero en direcciones
opuestas.
Como resultado del esfuerzo aplicado, una roca puede fractu-
rarse o deformarse, arrugándose. Las condiciones y ambientes
de deformación de las rocas varían según el nivel estructural.
„„ Nivel estructural superior. Poca profundidad, a presión y
temperatura bajas. Comportamiento frágil y dominio de
las fallas.
„„ Nivel estructural medio. El mecanismo predominante es la
flexión debido al comportamiento dúctil de las rocas; pre-
dominio de pliegues.
„„ Nivel estructural inferior. Es el nivel del metamorfismo.
„„ Deformación elástica. Cuando tras cesar el esfuerzo la roca
deformada recupera su forma original.
„„ Deformación plástica. Cuando una roca sufre una defor-
mación plástica, tras la que ya no puede recuperar su forma
original.
„„ Naturaleza de la roca. No todas las rocas tiene la misma
resistencia interna.
„„ Presión y temperatura. Como regla general, a mayor pre-
sión y temperatura, la roca tiene un comportamiento más
dúctil y, por tanto, la deformación es mayor.
„„ Tipo de esfuerzo aplicado. Diferentes tipos de esfuerzos
producen deformaciones distintas.
„„ Tiempo de aplicación del esfuerzo. Influye el tiempo de
aplicación y la intensidad.
2. Deformación dúctil:
los pliegues y sus tipos.
mecanismos de plegamiento
2.1. Los pliegues
Una roca se pliega cuando una superficie de referencia defi-
nida antes del plegamiento como plana se transforma en una
superficie curva.
„„ Líneas de cresta.
„„ Línea de valle.
„„ Flanco del pliegue.
„„ Eje de pliegue.
„„ Plano axial.
„„ Inmersión.
„„ Dirección. La dirección de un pliegue es el ángulo que for-
ma la proyección del eje del pliegue sobre un plano hori-
zontal con el norte geográfico.
„„ Buzamiento. Se define como el ángulo que forma la capa
o estructura estudiada con un plano horizontal imaginario,
medido en la línea de máxima pendiente de la capa.
RESUMEN 11. Geología estructural. Esfuerzos y deformaciones de las rocas. Deformación dúctil:
los pliegues y sus tipos. Mecanismos de plegamiento. Deformaciones frágiles:
diaclasas y fallas. Características y tipos. Asociaciones de pliegues y fallas.
11.1. Geología estructural. Esfuerzos y deformaciones de las rocas.
11.2. Deformación dúctil: los pliegues y sus tipos. Mecanismos de plegamiento.
11.3. Deformaciones frágiles: diaclasas y fallas.
11.4. Características y tipos.
11.5. Asociaciones de pliegues y fallas.
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tema 11
2.2.1. Anticlinales y sinclinal
„„ Anticlinal. Pliege con la convexidad ascendente y contiene
los materiales más antiguos en el núcleo.
„„ Sinclinal. Pliegue con la convexidad descendente y con los
materiales más modernos en el núcleo.
„„ Pliegue recto.
„„ Pliegue inclinado.
„„ Pliegue tumbado.
„„ Pliegue en abanico.
Los movimientos de las placas litosféricas, en sus bordes
constructivos y destructivos, son los responsables de la mayor
parte de los procesos de plegamiento y fracturación.
Se inician bajo corteza continental, creando los rift. Llegan a
una gran fosa tectónica.
Cuando dos placas de litosfera continental chocan, se produ-
ce el mayor mecanismo de deformación, al originarse gran-
des cadenas montañosas con muchos pliegues y fallas.
3. Deformaciones frágiles:
diaclasas y fallas
Se producen por el comportamiento frágil de las rocas.
3.1. Diaclasas
Plano de fractura sin desplazamiento de los bloques que que-
dan a ambos lados.
3.2. Fallas
3.2.1. Definición
Fracturas en la corteza a lo largo de las cuales hay desplaza-
miento.
„„ Plano de falla.
„„ Labio levantado.
„„ Labio hundido.
„„ Dirección de la falla.
„„ Buzamiento de la falla.
„„ Espejo de falla.
„„ Estrías de falla.
„„ Brecha de falla.
„„ Techo de falla.
„„ Muro de falla.
„„ Salto de falla.
4. Características
y tipos
„„ Fallas normales. Desplazamiento vertical por esfuerzos
distensivos.
„„ Fallas inversas. Desplazamiento vertical por esfuerzos
compresivos.
„„ Fallas en dirección. Desplazamiento en la horizontal para-
lelo a la dirección de la falla.
„„ Fallas transformantes. Son un tipo de fallas en dirección
que afectan a la litosfera y cortan a las dorsales oceánicas.
5. Asociaciones de pliegues
y fallas
El ejemplo más sencillo de asociaciones de pliegues es la
relación entre anticlinales y sinclinales. Las asociaciones de
pliegues más complejas suelen relacionarse con los mantos
de cabalgamiento.
Se caracterizan por zonas hundidas o valles alargados, limita-
dos por fallas con desplazamiento vertical. También se deno-
minan fosas tectónicas.
Son un tipo particular de falla inversa con desplazamiento
vertical de dimensiones regionales.
„„ Falla de San Andrés (California). Falla en dirección.
„„ Rift africano. Fosa tectónica.
„„ Orógeno del Himalaya. Borde convergente.
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AUTOEVALUACIÓN
1. La geología estructural tiene relación con:
…… a. La hidrología de superficie.
…… b. La hidrogeología.
…… c. La geotecnia.
…… d. La dinámica litoral.
2. La compresión de las rocas da lugar a:
…… a. Solo fallas normales.
…… b. Fallas normales e inversas.
…… c. Pliegues y fallas.
…… d. Solo pliegues.
3. El nivel estructural medio se caracteriza por:
…… a. Ser el dominio del comportamiento frágil de las rocas.
…… b. Iniciarse el metamorfismo.
…… c. La presencia de esquistosidad.
…… d. Un comportamiento dúctil de las rocas.
4. Los factores determinantes que condicionan el tipo de deformación son:
…… a. La presión y la temperatura.
…… b. La naturaleza de la roca.
…… c. El tiempo de esfuerzo.
…… d. La presencia de esquistosidad.
5. La orientación de una falla en el espacio se define por:
…… a. El desplazamiento vertical.
…… b. El desplazamiento horizontal.
…… c. La dirección y buzamiento del plano de falla.
…… d. La presencia de estrías de falla.
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6. Un pliegue en abanico tiene:
…… a. Dos flancos con la misma vergencia.
…… b. Un plano axial que buza más de 30º.
…… c. Un plano axial vertical.
…… d. Dos flancos con diferentes vergencias.
7. El techo de falla es:
…… a. La superficie topográfica más elevada.
…… b. La superficie rocosa que está inmediatamente por encima de la falla.
…… c. El labio levantado.
…… d. El labio hundido.
8. Los mantos de cabalgamiento se relacionan con:
…… a. Zonas de rift continental.
…… b. Fallas en dirección y fallas transformantes.
…… c. Zonas de colisión continental.
…… d. Intrusión de rocas ígneas.
9. La falla de San Andrés es un ejemplo de:
…… a. Inicio de rift continental y fallas normales.
…… b. Zona de subducción y fallas inversas.
…… c. Fosa tectónica en ambiente distensivo.
…… d. Falla en dirección con otras fallas asociadas.
10. La geología estructural tiene interés en la sociedad actual por:
…… a. Suministrar conocimiento para poder predecir riesgos geológicos.
…… b. Conocer la historia de la Tierra.
…… c. Hacer clasificación de procesos naturales.
…… d. Estudiar la dinámica global de la corteza.
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