geologia

1. MOVIMIENTOSTECTONICOS
Es la formación y modificación del relieve
terrestre donde entran en acción distintos
agentes creadores y transformadores.
Se llama movimientos tectónicos a las fuerzas
que provienen del interior de la tierra y actúan
construyendo y destruyendo las grandes
formas de relieve.
El movimiento de las placas tectónicas y sus
consecuencias.Nuestro planeta puede
definirsecomo una masa terrestre que tiene su
fuerza en el interior.Un lugar en el que el calor
va incrementándose a medida que nos
acercamos al núcleo,verdadero causantede los
distintos movimientosque sufre la superficie
terrestre.
Movimientos de las placas tectónicas globales.
Las placas tectónicas sedesplazan una respecto
con otras velocidades de2,5 cm/año. Dado a
que se desplaza sobrela superficiefinita dela
tierra,las placas interaccionan unascon otras a
lo largo de sus fronteras o limites provocando
intensas deformaciones en la corteza y litosfera
de la tierra,lo que ha dado lugar a la formación
de grandes cadenas de montañas y grandes
sistemas de fallasasociadascon estas.El
contacto por fricción entre los bordes de las
placas es responsabledela mayor parte de los
terremotos.
Ejemplos:
1. Cuando las placasson convergentes una se
hunde bajo la otra.El caso más conocido es el
de nuestro país que se ubica en la placa
Sudamericana bajo la cual sehunde la placa de
Nazca. Este fenómeno, también llamado
subducción,afecta a las costas deChiley Perú
provocando gran número de sismos en la
región.
2. Cuando las placassedesplazan
paralelamenteentre sí, pero en sentidos
opuestos, generando sismos.Esto ocurreen la
Falla deSan Andrés, en California,Estados
Unidos,área de numerosos terremotos. Se dice
que este tipo de placas tienefronteras de
transformación.
Falla de San Andrés. La posibilidad de un terremoto
en California (Estados Unidos) es una de las más altas
del mundo. Tanto es así que ya se le llama "The Big
One" al futuro seísmo.
3. Cuando las placassealejan una dela otra se
les llama divergentes. Esto sucede con las
placas Norteamericana y Europea que se
separan a una velocidad de 2,5 cm por año.Al
separarseseproduce un espacio quees
rellenado con magma. Cuando éste se
endurece se aleja del lugar donde surgió
generando un nuevo hueco que es rellenado
con nuevo magma. El proceso crea el sistema
que da origen al fondo oceánico.En estas zonas
no suelen ocurrir sismos degran intensidad.

2. Hay muchos tipos de movimientos tectónicos,a
continuación,2 ejemplos de ellos:
El terremoto:es una sacudida del terreno que
se produce debido al choquede las placas
tectónicas.
Vista aérea de Puerto Príncipe. Tras el Terremoto de
Haití de 2010 la ciudad quedó destruida y se calcula
que murieron más de 350 000 personas.
El maremoto: es una ola o un grupo de olas de
gran energía y tamaño que se producen cuando
algún fenómeno extraordinario desplaza
verticalmente una gran masa de agua.
Sendai (Japón) inundada tras el tsunami de 2011. Un
terremoto en el mar puede provocar un tsunami. Los
tsunamis pueden provocar grandes pérdidas
materiales y humanas en las zonas costeras pobladas,
como sucedió en el terremoto y tsunami del océano
Índico de 2004 o en el terremoto y tsunami de Japón
de 2011.
La tectónica de placas es una teoría que explica
la forma en que está estructurada la litosfera
(porción externa más fría y rígida de la Tierra).
"La teoría da una explicación a las placas
tectónicas que forman parte de la superficie de
la Tierra y a los deslizamientos que se observan
entre ellas en su movimiento sobre el manto
terrestre fluido,sus direcciones e interacciones.
También explica la formación de las cadenas
montañosas (orogénesis).Así mismo,da una
explicación satisfactoria a por qué los
terremotos y los volcanes se "concentran en
regiones concretas del planeta (comoel
Cinturón de Fuego del Pacífico) o a por qué
las grandes fosas submarinas están junto a islas
y continentes y no en el centro del océano.
Cinturón de Fuego del Pacífico
Las placas tectónicas sedesplazan unas
respecto de otras con relativa lentitud,a una
velocidad nunca perceptiblesin instrumentos,
pero con tasas bastantediferentes. La mayor
velocidad seda en la dorsal del Pacífico
Oriental,cerca de la Isla dePascua,a unos 3400
km de Chilecontinental,con una velocidad de
separación entreplacas demás de 15 cm/año y
la más lenta se da en la dorsal ártica,con
menos de 2,5 cm/año. Dado que se desplazan
sobre la superficiefinita dela Tierra,las placas
interaccionan unas con otras a lo largo desus
fronteras o límites provocando intensas
deformaciones en la corteza y litosfera de la
Tierra,lo que ha dado lugar a la formación de
grandes cadenas montañosas (por ejemplo las
cordillerasdeHimalaya,Alpes,Pirineos,Atlas,
Urales,Apeninos, Apalaches,Andes, entre
muchos otros) y grandes sistemas de fallas
asociadascon estas (por ejemplo, el sistema de
fallasdeSan Andrés). El contacto por fricción
entre los bordes de las placases responsablede
la mayor parte de los terremotos. Otros
fenómenos asociadosson la creación de
volcanes (especialmentenotorios en el cinturón
de fuego del océano Pacífico) y las fosas
oceánicas.
Mapa detallado que muestra las placas tectónicas con
sus vectores de movimiento.

3. Las placas tectónicasse componen de dos tipos
distintos de litosfera:la corteza continental, más
gruesa, yla corteza oceánica, la cuales
relativamente delgada. A la parte superior de la
litosfera se la conoce como Corteza terrestre,
nuevamente de dos tipos (continentalyoceánica).
Esto significa que una placa litosférica puede ser
continental, oceánica, o biende ambos tipos, en
cuyo caso se denomina placa mixta.
Uno de los principalespuntos de la teoría propone
que la cantidad de superficie de las placas (tanto
continental como oceánica) que desaparecenenel
manto a lolargo de los bordes convergentesde
subducciónestá máso menos enequilibriocon la
corteza oceánica nueva que se está formandoa lo
largo de los bordes divergentes (dorsales oceánicas)
a través delprocesoconocidocomoexpansión del
fondo oceánico. También se suele hablar de este
procesocomoel principiode la "cinta
transportadora". En este sentido, el totalde la
superficie en el globose mantiene constante,
siguiendola analogía de la cinta transportadora,
siendola corteza la cinta que se desplaza gracias a
las fuertes corrientes convectivas de la astenosfera,
que hacen las vecesde lasruedasque transportan
esta cinta, hundiéndose la corteza enlaszonas de
convergencia, ygenerándose nuevo pisooceánicoen
las dorsales.
La teoría tambiénexplica de forma bastante
satisfactoriala forma comolas inmensas masas que
componenlas placas tectónicas se pueden
"desplazar", algoque quedaba sinexplicar cuando
Alfred Wegener propusola teoría de la Deriva
Continental, aunque existenvarios modelos que
coexisten:Las placas tectónicas se puedendesplazar
porque la litósfera tiene una menor densidad que la
astenosfera, que es la capa que se encuentra
inmediatamente inferior a la corteza. Las variaciones
de densidadlaterales resultan en las corrientes de
convección delmanto, mencionadas anteriormente.
Se cree que las placas son impulsadaspor una
combinación delmovimientoque se genera enel
fondo oceánicofuera de la dorsal (debidoa
variaciones enla topografía ydensidadde la corteza,
que resultanendiferenciasenlasfuerzas
gravitacionales, arrastre, succiónvertical, yzonasde
subducción). Una explicación diferente consiste en
las diferentes fuerzas que se generancon la rotación
del globo terrestre ylas fuerzas de marea del Sol y
de la Luna. La importancia relativa de cada unode
esos factores queda muypococlara, yes todavía
objeto de debate.
Placas tectónicas enel mundo
Actualmente existenlassiguientes placas tectónicas
en la superficie de la tierra conlímitesmás o menos
definidos, que se dividenen15 placasmayores (o
principales) y43 placas menores(o secundarias).
Las 15 placas mayores
 Placa Africana
 Placa Antártica
 Placa Arábiga
 Placa Australiana
 Placa del Caribe
 Placa de Cocos
 Placa Euroasiática
 Placa Filipina
 Placa India
 Placa Juan de Fuca
 Placa de Nazca
 Placa Norteamericana
 Placa del Pacífico
 Placa de Scotia
 Placa Sudamericana
Las 15 placas tectónicas mayores.
Las 43 placas menores
 Placa de Altiplano
 Placa de Amuria
 Placa de Anatolia
 Placa de los Andes del Norte
 Placa Apuliana o Adriática
 Placa del Arrecife de Balmoral
 Placa del Arrecife de Conway
 Placa de Birmania
 Placa de Bismarck del Norte
 Placa de Bismarck del Sur
 Placa Cabeza de Pájaro o Doberai
 Placa de las Carolinas
 Placa de Chiloé

4.  Placa del Explorador
 Placa de Futuna
 Placa Galápagos
 Placa de Gorda
 Placa Iraní
 Placa de Juan Fernández
 Placa de Kermadec
 Placa de Manus
 Placa de Maoke
 Placa del Mar de Banda
 Placa del Mar Egeo o Helénica
 Placa del Mar de las Molucas
 Placa del Mar de Salomón
 Placa de las Marianas
 Placa Niuafo'ou
 Placa de Nubia
 Placa de las Nuevas Hébridas
 Placa de Ojotsk
 Placa de Okinawa
 Placa de Panamá
 Placa de Pascua
 Placa Rivera
 Placa de Sandwich
 Placa de Shetland
 Placa Somalí
 Placa de Sonda
 Placa de Timor
 Placa de Tonga
 Placa Woodlark
 Placa Yangtze
Se han identificado tres tipos de bordes:
convergentes (dos placas chocan una contra la
otra), divergentes (dos placas se separan) y
transformantes (dos placas se deslizan una
junto a otra).
La teoría de la tectónica de placas se divide en
dos partes,la de deriva continental,propuesta
por Alfred Wegener en la década de 1910, y la
de expansión del fondo oceánico,propuesta y
aceptada en la década de 1960,que mejoraba y
ampliaba a la anterior.Desde su aceptación ha
revolucionado las ciencias de la Tierra, con un
impacto comparable al que tuvieron las teorías
de la gravedad de Isaac Newton y Albert
Einstein en la Física o las leyes de Kepler en la
Astronomía.
Causas del movimientode las placas
El origen del movimiento de las placas está en
unas corrientes de materiales que suceden en el
manto,las denominadas corrientes de
convección, y sobre todo,en la fuerza de la
gravedad. Las corrientes de convección se
producen por diferencias de temperatura y
densidad,de manera que los materiales más
calientes pesan menos yascienden,y los
materiales más fríos son más densos,pesados,
y descienden.
El manto,aunque es sólido,se comporta como
un material plástico o dúctil,es decir,se
deforma y se estira sin romperse,debido a las
altas temperaturas a las que se encuentra,
sobre todo el manto inferior.
En las zonas profundas el manto hace contacto
con el núcleo,el calor es muy intenso,por eso
grandes masas de roca se funden parcialmente
y al ser más ligeras ascienden lentamente por el
manto,produciendo unas corrientes
ascendentes de materiales calientes,las plumas
o penachos térmicos.Algunos de ellos alcanzan
la litosfera,la atraviesan y contribuyen a la
fragmentación de los continentes.
En las fosas oceánicas,grandes fragmentos de
litosfera oceánica fría se hunden en el manto,
originando por tanto unas corrientes
descendentes,que llegan hasta la base del
manto.
Las corrientes ascendentes ydescendentes del
manto podrían explicar el movimiento de las
placas,al actuar como una especie de "rodillo"
que las moviera.
Antecedentes históricos
La tectónica de placas tiene su origen en dos
teorías que le precedieron:la teoría de la deriva
continental y la teoría de la expansión del fondo
oceánico.
La primera fue propuesta por Alfred Wegener a
principios del siglo XX y pretendía explicar el
intrigante hecho de que los contornos de los
continentes ensamblan entre sícomo un
rompecabezas yque estos tienen historias
geológicas comunes.Esto sugiere que los
continentes estuvieron unidos en el pasado
formando un supercontinente llamado Pangea
(en idioma griego significa "todas las tierras")
que se fragmentó durante el período Jurásico,
originando los continentes actuales.Esta teoría
fue recibida con escepticismo yfinalmente
rechazada porque el mecanismo de
fragmentación (deriva polar) no podía generar
las fuerzas necesarias para desplazar las masas
continentales.
Las placas se mueven y causan
terremotos
La teoría de expansión del fondo oceánico fue
propuesta hacia la mitad del siglo XX y está
sustentada en observaciones geológicas y

5. geofísicas que indican que las cordilleras meso-
oceánicas funcionan como centros donde se
genera nuevo piso oceánico conforme los
continentes se alejan entre sí.Esto fue
propuesto por John Tuzo Wilson.
La teoría de la tectónica de placas fue forjada
principalmente entre los años 50 y 60 y se le
considera la gran teoría unificadora de las
Ciencias de la Tierra, ya que explica una gran
cantidad de observaciones geológicas y
geofísicas de una manera coherente y elegante.
A diferencia de otras ramas de las ciencias,su
concepción no se le atribuye a una sola persona
como es el caso de Isaac Newton o Charles
Darwin.Fue producto de la colaboración
internacional y del esfuerzo de talentosos
geólogos (Tuzo Wilson,Walter Pitman),
geofísicos (HarryHammond Hess,Allan V. Cox)
y sismólogos (Linn Sykes,Hiroo Kanamori,
Maurice Ewing),que poco a poco fueron
aportando información acerca de la estructura
de los continentes,las cuencas oceánicas yel
interior de la Tierra.
Límites de placas
Son los bordes de una placa y es ahí donde se
presenta la mayor actividad tectónica (sismos,
formación de montañas,actividad volcánica), ya
que es donde se produce la interacción entre
placas.Hay tres clases de límite:5
 Divergentes:son límites en los que las
placas se separan unas de otras y, por
lo tanto, emerge magma desde
regiones más profundas (por ejemplo,
la dorsal mesoatlántica formada por la
separación de las placas de Eurasia y
Norteamérica y las de África y
Sudamérica).
 Convergentes:son límites en los que
una placa choca contra otra, formando
una zona de subducción (la placa
oceánica se hunde bajo la placa
continental) o un cinturón orogénico (si
las placas chocan y se comprimen).
Son también conocidos como "bordes
activos".
 Transformantes:son límites donde los
bordes de las placas se deslizan una
con respecto a la otra a lo largo de
una falla de transformación.
En determinadas circunstancias,se forman
zonas de límite o borde,donde se unen tres o
más placas formando una combinación de los
tres tipos de límites.
Límite divergente o constructivo: las
dorsales
Son las zonas de la litosfera en que se forma
nueva corteza oceánica y en las cuales se
separan las placas.En los límites divergentes,
las placas se alejan yel vacío que resulta de
esta separación es rellenado por material de la
corteza, que surge del magma de las capas
inferiores.Se cree que el surgimiento de bordes
divergentes en las uniones de tres placas está
relacionado con la formación de puntos
calientes.En estos casos,se junta material de la
astenosfera cerca de la superficie y la energía
cinética es suficiente para hacer pedazos la
litosfera.El punto caliente que originó la dorsal
mesoatlántica se encuentra actualmente debajo
de Islandia,y el material nuevo ensancha la isla
algunos centímetros cada siglo.
Un ejemplo típico de este tipo de límite son las
dorsales oceánicas,como la dorsal
mesoatlántica entre otras,y en el continente las
grietas,como el Gran Valle del Rift.
Dorsal oceánica.
Dorsal mesoatlántica.

6. Límite convergente o destructivo
Las características de los bordes convergentes
dependen del tipo de litosfera de las placas que
chocan.Con frecuencia las placas no se
deslizan en forma continua;sino que se
acumula tensión en ambas placas hasta llegar a
un nivel de energía acumulada que sobrepasa el
necesario para producir el deslizamiento brusco
de la placa marina.La energía
potencial acumulada es liberada como presión o
movimiento;debido a la titánica cantidad de
energía almacenada,estos movimientos
ocasionan terremotos,de mayor o menor
intensidad.Los puntos de mayor actividad
sísmica suelen asociarse con este tipo de
límites de placas.
 Cuando una placa oceánica (más
densa) choca contra una continental
(menos densa) la placa oceánica es
empujada debajo,formando una zona
de subducción.En la superficie,la
modificación topográfica consiste en
una fosa oceánica en el agua y un
grupo de montañas en tierra.
 Cuando dos placas continentales
colisionan (colisión continental),se
forman extensas cordilleras formando
un borde de obducción.La cadena
del Himalaya es el resultado de la
colisión entre la placa Indoaustraliana y
la placa Euroasiática.
 Cuando dos placas oceánicas chocan,
el resultado es un arco de islas (por
ejemplo, Japón).
La placa oceánica se hunde por debajo de la placa
continental.
Límite transformante, conservativo o
neutro
El movimiento de las placas a lo largo de las
fallas de transformación puede causar
considerables cambios en la superficie,lo que
es particularmente significativo cuando esto
sucede en las proximidades de un asentamiento
humano.Debido a la fricción, las placas no se
deslizan en forma continua;sino que se
acumula tensión en ambas placas hasta llegar a
un nivel de energía acumulada que sobrepasa el
necesario para producir el movimiento.La
energía potencial acumulada es liberada como
presión o movimiento en la falla. Debido a la
titánica cantidad de energía almacenada,estos
movimientos ocasionan terremotos,de mayor o
menor intensidad.
Un ejemplo de este tipo de límite es la falla de
San Andrés,ubicada en el Oeste de
Norteamérica,que es parte del sistema de fallas
producto del roce entre la placa Norteamericana
y la del Pacífico.
Falla de San Andrés.
Medición de la velocidad de las placas
tectónicas
La medición actual de la velocidad de las placas
tectónicas se realiza mediante medidas precisas
de GPS. La velocidad antigua de las placas se
obtiene mediante la restitución de cortes
geológicos (en corteza continental) o mediante
la medida de la posición de las inversiones del
campo magnético terrestre registradas en el
fondo oceánico.
Satélite NAVSTAR GPS.

7. ESTRATIFICACION
La estratificación es lo que clasifica la información
recopilada sobre una característica de calidad. Toda
la informacióndebe ser estratificada de acuerdoa
operadores individuales enmáquinas específicasy
así sucesivamente, con el objetode asegurarse de
los factores asumidos;
Usted observara que despuésde algún tiempolas
piedras, arena, lodo yagua puede separase, enotras
palabras, loque ha sucedidoes una estratificación
de los materiales, este principio se utiliza en
manufacturera. Los criterios efectivos para la
estratificaciónson:
 Tipo de defecto
 Causa yefecto
 Localización delefecto
 Material, producto, fecha de producción,
grupo de trabajo, operador, individual,
proveedor, lote etc.
Es el estudio de dos variables, talescomola
velocidad delpiñónylas dimensiones de una parte o
la concentración yla gravedadespecífica, a estose le
llama diagrama de dispersión. Estas dos variablesse
puedenembarcarse así:
Una característica de calidadyun factor que la
afecta, dos características de calidadrelacionadas, o
dos factores relacionados conuna solacaracterística
de calidad.
Para comprender la relaciónentre estas, es
importante, hacer un diagrama de dispersióny
comprender la relaciónglobal.
Gráficas de dispersión
Se utilizan para estudiar la variaciónde un procesoy
determinar a qué obedece esta variación.
Un gráficode control es una gráfica lineal enla que
se han determinadoestadísticamente un límite
superior (límite de control superior) yun límite
inferior (límite inferior de control) a ambos lados de
la media o línea central. La líneacentralrefleja el
producto del proceso. Los límitesde control proveen
señales estadísticaspara que la administración
actúe, indicando la separaciónentre la variación
común yla variaciónespecial.
Estos gráficos sonmuyútiles para estudiar las
propiedades de los productos, los factores variables
del proceso, los costos, los errores yotros datos
administrativos.
Fases de estratificación
La estratificación se utiliza enla hoja de recogida de
datos, enlos histogramas, enel análisis de Pareto y
en los gráficos de control.
También se puede aplicar cuando estemos
estudiando la relaciónentre dos variables
empleandolos diagramas de correlación.
Las fases de aplicación de la estratificación son las
siguientes:
1. Definir el fenómeno o característica a
analizar.
2. De manera general, representar los datos
relativos a dicho fenómeno.
3. Seleccionar los factores de estratificación.
Los datos los podemos agrupar enfunción
del tiempo(turno, día, semana, estaciones,
etc.); de operarios (antigüedad,
experiencia, sexo, edad, etc.); máquinas y
equipo (modelo, tipo, edad, tecnología,
útiles, etc.); o materiales (proveedores,
composición, expedición, etc.).
4. Clasificar los datos engrupos homogéneos
en función de los factores de estratificación
seleccionados.
5. Representar gráficamente cada grupo
homogéneo de datos. Para ello se pueden
utilizar otras herramientas, como, por
ejemplo, histogramas oel análisis de
Pareto.
6. Comparar los grupos homogéneos de datos
dentro de cada criteriode estratificación
para observar la posible existencia de
diferencias significativasentre los propios
grupos. Si observamos diferencias
significativas, la estratificaciónhabrá sido
útil.
7. Como ventaja, destacar que la comprensión
de un fenómeno resulta más completa si se
utiliza la estratificación.

8. DISCORDANCIAS
Las discordanciasrepresentan interrupciones enel
registro estratigráfico(milesa millones de años),
debidoa cambios en las condiciones
paleogeográficas que permiten la interrupcióndel
depósito. Una discordancia debe interpretarse
normalmente comouna elevacióndel terrenopor
encima del nivel del mar, acompañada de la erosión
de algunos estratos, de tal manera que las capas
situadasarriba yabajo de la superficie de la
discordanciarevelanalguna inconformidad. En la
(Figura 1a) una secuencia sedimentariayace sobre
una superficie erosional desarrollada enrocas ígneas
y metamórficas, situaciónque se conoce como
inconformidad (nonconformity).
En una discordanciaangular (Figura 1b), las capas
situadasdebajo de la superficie de erosiónestán
inclinadas, a causa de que se plegaronantesde ser
parcialmente erosionadas. En una disconformidad
(Figura 1c), lascapas se presentanhorizontales, por
encima ypor debajode superficie de erosiónyen
una discordanciaparalelao para conformidad,
(Figura 1d) la situaciónes similar a la anterior, solo
que la superficie de erosión es tambiénparalela.
Las discordanciasse reconocenpor hallazgos de
evidencias de superficies de erosiónentre las dos
formaciones, conirregularidadespronunciadas o
meteorización.
Las discordanciaspuedenrepresentar condiciones
adversas de inestabilidadpor la posible presenciade
paleosuelos o rocas descompuestas intercaladas en
profundidad, elementos que puedenquedar
expuestos en posición adversa en excavaciones.
Figura 1 Diferentes tipos de Discordancia: cualquiera
que sea el caso, las superficies de erosión pueden
contener paleosuelos o rocas descompuestas que
pueden quedar expuestas.
DEFORMACION DE LOS ESTRATOS
Los estratos, se originan delsiguiente modo:los
materialesprocedentesde la meteorizaciónde
diferentes tipos de rocassontransportados por los
corrientes de agua o por el viento, desde de las
zonas altas hasta las de la cota más baja,
generalmente mareso lagos donde las depositan.
Este depósitoo sedimento va formando, poco a
poco, capasmás o menos horizontales que sufren un
procesode compactaciónycementaciónque
denominamos diagénesis, yque da lugar a los
estratos de rocassedimentarias.
La separación entre dos estratos se llama planode
estratificaciónynos indica que la estratificaciónse
interrumpió, porque los nuevos materialesque se
sedimentan sobre los anteriores sonde distinto
tamaño o composición.
Las rocas, al igualque cualquier otromaterial, se
deformanante la acciónde esfuerzos externos.
Nosotros no captamos esa deformación, pero sí
podemos saber cuándouna roca está deformada.
Estudiando la deformaciónpodemos saber cómo han
sidolos esfuerzos que la produjerony, por tanto,
reconstruir la actividadtectónica pasada enuna
región.
Deformaciones de las rocas
Deformaciónes untérminogeneralque se emplea
para referirse a cambios enla forma y/o volumen
que puedenexperimentar lasrocas. Comoresultado
del esfuerzo aplicado, una roca puede fracturarse o
deformarse arrugándose. La deformaciónse produce
cuandola intensidaddel esfuerzo es mayor que la
resistencia interna de la roca.
Las condiciones yambientesde deformaciónde las
rocas sonmuyvariados, ya que puedenencontrarse
desde niveles muysuperficiales hasta los 40
kilómetros de profundidad. Generalmente, las
condiciones de presiónyde temperatura bajolas
que se desarrollan son de hasta más de 10 kilobares
y más de 1000 ºC. Para poder interpretar las
condiciones de formación de cada estructura, es
imprescindible asociarla a unnivel estructural.

9. Niveles estructurales
Se entiende por nivel estructuralcada uno de los
dominios de la corteza enque los mecanismos
dominantes de la deformaciónpermaneceniguales.
El término«nivel» hace referencia a los diferentes
dominios, que generalmente estánsuperpuestos
entre sí.
Si consideramos la superficie de la Tierra, hacia
zonas más profundas, hansidodefinidos tres niveles
estructurales enlos que las rocastienendiferente
comportamiento. Comoes lógico, a medida que nos
encontramos en niveles más profundos, las
condiciones de presiónytemperatura se
incrementan, por lo que las rocas adquierenun
comportamiento másdúctil.
 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 presióny
temperatura nosonmuyelevadas ylas
rocas tienenuncomportamiento frágil;es
el dominio de las fallas.
 Nivel estructural medio. Se sitúa entre la
cota 0 m y unos 4.000 m de profundidad. El
mecanismopredominante es la flexión
debidoal comportamientodúctilde las
rocas;soncaracterísticos de este nivel los
pliegues.
 Nivel estructural inferior. Es el nivel del
metamorfismo, ycomo media se localiza
entre los 4.000 m ylos 8.000 o 10.000 m
de profundidad. Enlos niveles más
superficiales domina el aplanamiento, con
el frente superior de esquistosidad. A
mayor profundidad predominan
estructurasde flujo, conpliegues
acompañados siempre de esquistosidady
foliación. Sulímite inferior viene marcado
por el iniciode la fusiónyla presencia del
granitode anatexia.
Tipos de deformación
Cuandolos materiales se deformanplegándose se
habla de deformacióndúctil ycuando se fracturanse
habla de deformaciónfrágil. Segúnel
comportamiento de la roca, puede hablarse de
deformaciónelástica ydeformaciónplástica.
 Deformación elástica: el materialse
deforma, perocuandocesael esfuerzo, la
deformacióndesaparece (por ejemplo, una
goma elástica). Es, por tanto, una
deformaciónreversible.
 Deformación plástica: la deformaciónse
mantiene, aunque el esfuerzodesaparezca
(como ocurre con la plastilina). La
deformaciónes irreversible
 Deformación frágil: el material se fractura
como respuesta al esfuerzo (sería el caso
de un vidrioroto). Al igual que la anterior,
también es irreversible.

10. Factores de la deformación
Los factoresque controlan el tipode deformación
son:la naturaleza de la roca, presión, temperatura,
tipo de esfuerzoaplicado ytiempo de aplicacióndel
esfuerzo. Para comprender el proceso de
fracturaciónes necesario evaluar todos ellos
conjuntamente.
 Naturaleza de la roca. No todas lasrocas
tienenla misma resistencia interna, por lo
que surespuesta al esfuerzo es también
diferente. En superficieycondiciones
ambientales, algunas rocas tienen un
comportamiento dúctil (por ejemplo, las
arcillas), yotras un comportamiento frágil
(por ejemplo, la caliza).
 Presión y temperatura. Son los factores
determinantes de la deformación. Como
regla general, a mayor presióny
temperatura, la roca tiene un
comportamiento másdúctily, por tanto, la
deformaciónes mayor (ver niveles
estructurales).
 Tipo de esfuerzo aplicado. La compresión
provoca acortamientoenlos estratos, bien
por pliegues o por fallas. Esfuerzos
distensivos por tensión estiranyadelgazan
los estratos, creando fallas a partir de un
límite. Cuandoel esfuerzoaplicado es la
cizalla, se produce la deformaciónpor
desplazamientoa lo largode planos poco
espaciados.
 Tiempo de aplicación del esfuerzo. Influye
el tiempode aplicaciónyla intensidad. Un
esfuerzopequeñoaplicadodurante un
largo periodo de tiempofavorece la
deformaciónplástica. Si el esfuerzoes muy
grande pero aplicadopuntualmente, se
favorece el comportamientofrágil y, por
tanto, la fracturación de la roca.
TIPOS DE ESFUERZO
Cuando se habla de esfuerzos se hacereferencia
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 naturaleza, según la dirección de las fuerzas
aplicadas,el esfuerzo puede reconocerseen tres
variedades;la compresión,la tensión yla cizalla.
 Compresión. Esfuerzo al que son
sometidas las rocas cuando se
comprimenpor fuerzas dirigidas unas
contra otras a lo largo de una misma
línea. Cuando los materiales se
someten a este tipo de esfuerzos,
tienden a acortarse en la dirección
del esfuerzo mediante la formación
de pliegues o fallas según que su
comportamiento sea dúctil o frágil.
 Tensión. Resultado de las fuerzas
que actúan a lo largo de la misma
línea, pero en dirección opuesta.
Este tipo de esfuerzo actúa
alargando o separando las rocas.
 Cizalla. Esfuerzo en el cual las
fuerzas actúan en paralelo, pero en
direcciones opuestas, lo que da
como resultado una deformación por
desplazamiento a lo largo de planos
poco espaciados.
Comportamiento delas rocas según las condiciones depresión y
temperatura (ver relación entre este gráfico y los niveles
estructurales).

11. FRACTURAMIENTO, DIACLASASY
FALLAMIENTOS
Un material tiene comportamiento frágil
cuando se rompe fracturándose
bruscamente tras ser sometido a un
esfuerzo. Cuando en el estudio de las
rocas se hace referencia a la deformación
frágil, se apunta a la fracturación de los
materiales en forma de diaclasas o fallas.
Diaclasas
Cuando se excede la resistencia de las rocas
frente a la acción de fuerzas naturales,éstas se
fracturan o se dislocan.
A los juegos sistemáticos de fracturas se les
llama diaclasas;éstas se forman como en el
caso general de los materiales sólidos por
tracción o por corte. Las diaclasas que se
forman por tracción son rugosas y,por lo
menos,recién se han formado,son abiertas.
Estas aberturas se pueden rellenar con algún
material débil,arcilla o clorita,por ejemplo,o
sellar con algún cementante mineral como la
sílice.Además,las diaclasas pueden tener
cualquier grado de continuidad dentro de una
masa rocosa yla roca misma puede estar sana
o químicamente afectada lo que reduce su
resistencia.
Las diaclasas,conjuntamente con otros planos
estructurales tales como,superficies de
estratificación o planos de foliación,constituyen
discontinuidades estructurales,que separan
bloques de diferente tamaño,los cuales formas
en conjunto los macizos rocosos.
En lo que sigue se hace referencia a
discontinuidades estructurales en general,
independientemente si se trata de diaclasas o
planos estructurales relacionados con
estructuras primarias.
Muchas de las fallas de taludes o laderas se
deben al desplazamiento de masas de roca a lo
largo de discontinuidades estructurales,por lo
cual el ingeniero debe conocer las
características de las diaclasas y otros planos
estructurales,con el fin de poder determinar sus
características de resistencia.Se acostumbra a
clasificar los macizos rocosos como:macizos de
“roca dura”,si las fallas potenciales o reales
están controladas por las estructuras (es decir
que en los procesos de falla las masas
desplazadas deslizan sobre discontinuidades
estructurales o se desprenden de ellas);o
macizos de “roca blanda”,en el caso de que las
superficies de falla se establezcan a través de
los materiales,independientemente de la
orientación que tengan las discontinuidades
estructurales.
Fallas
Son fracturas en la corteza a lo largo de las
cuales ha tenido lugar un desplazamiento
apreciable.Pueden tener longitudes en planta
desde pocos metros hasta centenares de
kilómetros,como por ejemplo la de San Andrés
en California.
Los movimientos repentinos de las fallas son
normalmente los responsables de la mayoría de
los terremotos.Las fallas antiguas suelen ser
inactivas.
partes de una falla
Las fallas se visualizan como planos o
superficies que dividen una porción del terreno
desplazando una con respecto a otra, ya sea en
la vertical, en la horizontal o en ambos sentidos.
Los elementos que definen una falla son:
 Plano de falla. Es la superficie de
rotura sobre la que se produce el
movimiento de un bloque sobre el otro.
 Labio levantado. Porción del terreno o
bloque con un movimiento de ascenso
con respecto al labio hundido.
 Labio hundido. Bloque del terreno con
un movimiento descendente con
respecto al labio levantado.
 Dirección de la falla. Ángulo que
forma con el norte geográfico la línea
que resulta de la intersección de un
plano imaginario horizontal con el plano
de falla.
 Buzamiento de la falla. Ángulo que
forma el plano de falla con un plano
horizontal imaginario,medido en la
línea de máxima pendiente.
 Espejo de falla. Superficie pulida que
se visualiza sobre el plano de falla
como consecuencia de la fricción entre
los dos bloques.
 Estrías de falla. Estrías o hendiduras
sobre el plano de falla por presión y
fricción entre los dos bloques.
 Brecha de falla. Material de aspecto
caótico que se encuentra en el plano
de falla debido al desplazamiento y
presión de los dos bloques.
 Techo de falla. Superficie rocosa que
está inmediatamente por encima de la
falla.
 Muro de falla. Superficie rocosa que
está inmediatamente por debajo de la
falla.
 salto de falla. Desplazamiento de un
bloque o labio con respecto al otro,
medido en las componentes vertical y
horizontal.

12. Características y tipos
Según el tipo de desplazamiento que tengan los
bloques uno respecto a otro, asícomo 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 yafectar a toda la corteza o
tratarse de pequeños accidentes que
acompañan a los pliegues.
Las fallas transformantes son un tipo de fallas
horizontales o en dirección que afectan a la
litosfera y cortan a las dorsales oceánicas.
Fallas Geológicas
Las fallas geológicasse definen como dislocaciones
de la corteza terrestre, es decir, fracturas a lolargo
de las cualesse producenimportantes
deslizamientos relativos. La magnitudde estos
desplazamientos puede ser de algunos metros, pero
en la medida que las fallassonmás antiguas, la
magnitud acumulada de los desplazamientos puede
alcanzar varios centenares de metros yaún
kilómetros.
Las fallas geológicastienendos implicaciones
importantes entrabajos de ingeniería;las rocas
involucradas dentrode laszonas de fallason
afectadas por una degradación mecánica notable;
además, las fallas constituyenimportantes fuentes
sismogénicaspor lo que es necesarioinvestigar el
carácter de actividadde las mismas.
Otros tipos de fallas
Cuandoenuna falla inversa la inclinación de la
superficie de falla es muytendida, es posible que los
desplazamientos acumulados alcancenlongitudes
muyapreciables de varios cientos de kilómetros. En
este casoel bloque de techo remonta el del piso, por
lo cual estas fallas se denominanfallasde
cabalgamiento.
El desarrollo de una falla de cabalgamiento se
presenta encuatro etapas de su evolución.
Evoluciónde unafallade cabalgamiento.
VE
E E

13. En la Figura se ilustra unsistema de fallas en el cual
aparecenfallasescalonadas (izquierda), una Fosa o
Grabenyun Pilar o Horst.
Sistemade fallas
EFECTO DE LAS FALLAS EN INGENIERÍA
Las fallas causanal ingenierodos tipos de
problemas:los que se relacionancon la degradación
que provocanlas fallas enlas rocas ylos que tiene
que ver con la sismicidadque acompaña la
activacióno reactivaciónde lasfallas.
Las rocas ubicadas dentro de la zona de falla están
severamente afectadas por fracturamiento y
cizallamiento. El agua puede filtrarse fácilmente a lo
largo de las zonas de falla yfrecuentemente en estas
zonas se puedenencontrar minerales como clorita y
sericita, originados enprocesos de alteración
hidrotermal, los cuales sonmuy inestables.
El otro aspectode interés se relaciona conla
actividadde las fallas. Previamente a los
desplazamientos, las rocas se desforman
notablemente ycuandolas fuerzasde corte superan
su resistencia, éstas se dislocanabruptamente ypor
rebote elástico, liberan una grancantidadde energía
elástica, cuyas ondas producenlos sismos.
Las fuerzas que deforman las rocasenlascordilleras,
actúande manera relativamente continua yen el
ambiente tectónico, largos períodos de inactividad
son interrumpidos por períodos de reactivación
segúnse vaya disipando o acumulandoenergía en
las zonas de falla. Esto explica que las fallas
geológicas constituyan las principalesfuentes
sismogénicasa lo largode las cordillerasjóvenes
expuestas enlos cinturones orogénicos.
CRITERIOS DE RECONOCIMIENTO DE FALLAS
Existenvarios criterios para reconocer las fallas:unos
estratigráficos, otros morfológicos yotros más
mecánicos. El geólogo identifica las zonasde falla en
franjas más o menos constantes a lo largode las
cuales lasrocas están muyfracturadas ycizalladas,
con superficies pulidasyestriadaspor fricción;o con
brechas de falla, cataclasis, milonita yharina de falla,
rasgos éstos últimos debidos a metamorfismo
dinámico. Todas estascaracterísticas reducen
notablemente la resistenciade lasrocas enlas zonas
de falla. Aunque supuestamente las rocas están
totalmente desplazadas por corte enlaszonas de
falla, esta condición noes constante a lolargode
toda la zona de falla ypuede ocurrir que en algunas
partes dentro de estas zonas se trata más bien de
corredores de cizallamiento.
Un criterioestratigráfico muyutilizadoes la
repetición yomisiónde estratos, segúnse puede
apreciar enla Figura.
En el bloque de la izquierda se aprecia una falla
normal conbuzamientocontrario al de las capas;
observe que se repitencapas. En el ladoderecho, se
observa otra falla normal conbuzamientosimilar al
de las capas;en este caso se omiten.
En la Figura se presentanalgunos ejemplos sobre la
evoluciónmorfológica de diferentes tipos de falla:
mientrasel escarpe de una falla normal se destaca
claramente (Figura a), se aprecia menor enel caso
de una falla inversa (Figura b):enel casode una falla
direccionalse establece undrenaje natural a lolargo
de la zona de falla (Figura c). En la Figura 11d se
aprecia la evoluciónde unescarpe de líneade falla
(i) se forma el escarpe ycorrespondientemente el
escarpe de línea de falla en (ii) la falla se reactiva yla
erosión ataca el material másdébil de tal manera
que en (iv) el escarpe erosional invierte su sentido,
con respectoal sentidodel escarpe original de la
falla.
EvoluciónMorfológicadel escarpe de falla.

14. PLEGAMIENTOS
Plegamientoo pliegue, es una deformaciónde las
rocas, generalmente sedimentarias, en la que
elementos de carácter horizontal, como los estratos
o los planos de esquistosidad(enel casode rocas
metamórficas), quedan curvados formando
ondulaciones alargadasymás o me-nos paralelas
entre sí. Los pliegues se originan por esfuerzos de
compresión sobre las rocasque nollegana
romperlas;encambio, cuan-dosí lohacen, se
forman las llamadas fallas. Por logeneralse ubican
en los bordesde lasplacastectónicas y obedecena
dos tipos de fuerzas:laterales, originados por la
propia interacciónde las placas (convergencia) y
verticales, como resultado dellevantamientodebido
al fenómeno de subduccióna lolargo de una zona de
subducción más o menos amplia yalargada, enla
que se levantanlas cordilleraso relieves de
plegamiento.
Plieguesenrocas sedimentarias, alternancia de
calizas ycherts (isla de Creta).
Rocas metamórficas, cuarcitas ypizarras, muy
replegadas(Nueva Escocia).
Elementos de un pliegue
•Charnela:zona de mayor curvatura del pliegue.
•Línea de charnela o eje de pliegue: línea que une
los puntos de mayor curvatura de una superficie del
pliegue.
•Dirección:ánguloque forma el eje del pliegue con
la direccióngeográfica norte-sur.
•Planoaxial:plano que contiene todaslas líneas de
charnela ycorta el pliegue.
•Núcleo:parte más comprimida ymás interna del
pliegue.
•Flancos:mitadesenque divide el plano axial a un
pliegue.
•Cabeceo:ángulo que forma el eje de pliegue con
una línea horizontal contenida enel planoaxial.
•Cresta:zona más alta de unpliegue convexo hacia
arriba.
•Valle: zona más baja de un pliegue cóncavo hacia
arriba.
Características de un pliegue
•Inmersión:ánguloque formanuna líneade
charnela yel planohorizontal.
•Dirección:ánguloformado entre uneje del pliegue
y la direcciónnorte - sur.
•Buzamiento:ánguloque formanlas superficies de
cada flancocon la horizontal(tomandosiempre la
máxima pendiente para cada punto).
•Vergencia:direcciónhacia la que se inclina el plano
axial de un anticlinalno recto(también dirección
hacia la que se desplaza el bloque superior de un
cabalgamiento).
Tipos de pliegues
Anticlinal

15. Sinclinal.
Símbolos de representaciónde diferentestipos de
plieguesenlos mapas geológicos.
Pliegue tumbadoencalizas. Babia, León (España)
Los plieguesse puedenclasificar atendiendoa varias
características:
•Por la disposiciónde sus capas segúnantigüedad:
 Anticlinales:los estratos sonmás antiguos
cuanto más hacia el núcleo. El pliegue es
convexo hacia arriba siempre que no se
haya in-vertido suposición por causas
tectónicas.
 Sinclinales:los estratos son más jóvenes
cuanto más hacia el núcleo. El pliegue es
cóncavo hacia arriba siempre que nose
haya in-vertido suposición por causas
tectónicas.
•Por su forma:
 Antiforme: El pliegue es convexohacia
arriba, todo pliegue antiforme de primera
generaciónes unanticlinal.
 Sinforme: El pliegue es cóncavo hacia
arriba o convexohacia abajo, todopliegue
sinforme de primera generaciónes un
sinclinal.
•Por su génesis:
 Plieguesde primera generación:Sonlos
plieguesoriginalesde un orógeno.
 Plieguesde sucesivasgeneraciones:Son
plegamientos de los propios pliegues, se
los puede estudiar gracias al fenómenode
la foliación, sonlos causantes de cambios
en la relaciónforma-antigüedadde las
capas en los pliegues.
•Por su simetría
 Simétricos respectodel planoaxial
 Asimétricos respectodel planoaxial.
•Por la inclinacióndel plano axial
 Rectos:el planoaxialse encuentra en
posición vertical.
 Inclinados o tumbados:el planoaxial se
encuentra inclinado.
 Recumbentes:el plano axialse encuentra
muyinclinadou horizontal. En estos casos
se puede producir una inversióndel
registro estratigráfico.
•Por el espesor de sus capas
 Isópacos:sus capas tienenun espesor
uniforme.
 Anisópacos:Sus capas notienenun
espesor uniforme.
•Por el ánguloque forman sus flancos
 Isoclinales:sus flancos sonparalelos.
 Apretados:los flancos formanunángulo
agudo.
 Suaves:los flancos formanunángulo
obtuso.
ANTICLINAL ANTICLINAL
TUMBADO
SINCLINAL SINCLINAL
TUMBADO
)

16. Asociaciones de pliegues
Mecanismo de experimentaciónque reproduce
plieguesgeológicos por empuje horizontal. El
resultadode la fotografía muestra unanticlinorio.
Los pliegues no se suelen encontrar aislados,
sino que se asocian.Las asociaciones más
sencillasdepliegues son:
•Isoclinorio:los ejes delos pliegues son
paralelos.
•Anticlinorio:los ejes de los pliegues convergen
por debajo del pliegue, de modo que el
conjunto de pliegues tiene forma de anticlinal.
• Sinclinorio:los ejes de los pliegues convergen
por encima del pliegue, de modo que el
conjunto de pliegues tiene forma de sinclinal.
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