1. Unidad 4. Deformación de la corteza
4.1 Plieges
4.1.1 Origen de los plieges
Piegue: Un pliegue es la forma más elemental de las estructuras plegadas. Es resultado de una
tectogénesis de compresión. Se trata de una ondulación de los estratos, y que consta de las
siguientes partes:
El pliegue se denomina anticlinal cuando los estratos más recientes rodean a los más antiguos, y
sinclinal cuando los estratos más antiguos rodean a los más recientes. Otra terminología es la de
pliegue antiforme, cuando la concavidad está dirigida hacia abajo, y sinforme, cuando la
concavidad está dirigida hacia arriba.
Los elementos geométricos de los pliegues son:
La charnela, línea a lo largo de la cual el buzamiento de los estratos cambia de dirección,
normalmente coincide con la posición de máxima curvatura. El punto de inflexión, donde la curva
del perfil del pliegue cambia de cóncava a convexa.
El flanco, zona de la flexión que contiene los puntos de inflexión.
La traza axial, línea formada por la intersección de la superficie axial con la superficie topográfica.
El eje, que es la línea paralela a la charnela desde la cual el buzamiento de los estratos diverge en
direcciones diferentes.
El plano axial, que es el plano que bisecta el pliegue, conteniendo a todos los ejes.
El buzamiento es el sentido u orientación de la inclinación de los estratos en un relieve de
plegamiento formado en rocas sedimentarias, que son las que se disponen en forma de capas o
estratos.
Existen muchos tipos de pliegues, dependiendo de la intensidad de la compresión y de las
características de la roca. Los pliegues se pueden clasificar según diferentes criterios, que son
principalmente su origen y el comportamiento de los materiales que lo forman.

2. Según la inclinación del plano axial los pliegues se pueden clasificar en simétricos y asimétricos;
los pliegues simétricos son pliegues en los que ambos flancos presentan buzamientos idénticos y
opuestos, con los planos axiales verticales. Los pliegues asimétricos son los que presentan un
flanco con un buzamiento mayor que el otro, por lo que el plano axial está inclinado respecto a la
vertical. Según la inclinación del plano axial encontramos pliegues inclinados, cuando uno de los
flancos presenta un buzamiento mayor al otro, los pliegues volcados, cuando el buzamiento de uno
de los flancos se invierte, los pliegues son acostados cuando el plano axial llega a colocarse
horizontal y pliegues recumbentes cuando el plano axial llega a invertirse.
Según el comportamiento de los materiales que forman los estratos, los pliegues se pueden
clasificar en armónicos y disarmónicos. Los pliegues armónicos son pliegues cuyos estratos
deformados son paralelos entre sí, mientras que los pliegues disarmónicos están constituidos por
capas más duras (o competentes) y más blandas (o incompetentes), presentando pliegues regulares
en las capas duras, mientras que en las capas incompetentes se producen los despegues entre las
diferentes capas duras.

3. Las fallas
Una falla es un accidente que implica ruptura, y se desarrolla en cualquier tipo de rocas. Son
fracturas que van acompañadas de un desplazamiento de los bloques. Se distingue de la diaclasa y
de la fractura ya que éstas son rupturas sin apenas desplazamiento de las masas rocosas.
Ejemplos de diaclasas.
Partes de una falla
Las partes de una falla son:
- Superficie o plano de falla: superficie de fracturación.
- Espejo de falla: el plano de falla resulta pulido y estriado por el movimiento de los bloques.
- Línea de falla: intersección del plano de falla con el plano horizontal.
- Labios de falla: bloques rocosos a ambos lados de la línea de falla. Pueden ser hundidos y
levantados. A veces se les llama dovelas. El sentido del accidente viene dado por la parte de la
superficie de falla situada encima de la línea de falla.
- Salto de falla: amplitud del desplazamiento de los bloques. Puede ser vertical y horizontal.

4. Tipos de fallas
En función de la inclinación del plano de falla
- Falla normal: plano de falla vertical o inclinada hacia el labio hundido. Implica tectogénesis
distensiva.
- Falla inversa o cabalgante: plano de falla vertical o inclinada hacia el labio levantado. Implica
tectogénesis compresiva.
En función de la orientación
Sentido de la falla
Llamamos sentido de la falla a la dirección en el que se han desplazado los bloques. Hay dos
sentidos el de compresión que forma fallas inversas y el de distensión que forma fallas normales.

5. Cuando el sentido de la falla se corresponde con el del buzamiento de la roca decimos que la falla
es conforme, si no se corresponde decimos que es una falla contraria. Tendremos, pues fallas
normales, conformes y contrarias, y fallas inversas, conformes y contrarias. También son podemos
encontrar con fallas verticales, cuando el plano de falla forma un ángulo recto con el bloque
hundido.
La combinación de estos tipos puede dar lugar a seis clases de fallas: normal, inversa, normal
contraria, inversa conforme e inversa contraria.
Fallas asociadas
Las fallas pueden aparecer asociadas:
- Horst o pilar tectónico: asociación de fallas que van elevándose hasta dejar un bloque más
elevado entre ellas.
- Graben o fosa tectónica: unión de varias fallas que dejan entre sí un bloque hundido.
Las fallas pueden cortarse entre sí y formar redes llamadas campos de fallas, que originan una
estructura en damero con bloques levantados y hundidos.
4.3 Terremotos
Un terremoto — también llamado seísmo o sismo (del griego "σεισµός", temblor) o, simplemente,
temblor de tierra (en algunas zonas se considera que un seísmo o sismo o temblor es un terremoto
de menor magnitud) — es una sacudida del terreno que se produce debido al choque de las placas
tectónicas y a la liberación de energía en el curso de una reorganización brusca de materiales de la
corteza terrestre al superar el estado de equilibrio mecánico. Los más importantes y frecuentes se
producen cuando se libera energía potencial elástica acumulada en la deformación gradual de las
rocas contiguas al plano de una falla activa, pero también pueden ocurrir por otras causas, por
ejemplo en torno a procesos volcánicos, por hundimiento de cavidades cársticas o por movimientos
de ladera.

6. Daños producidos por el terremoto del 1906 en San Francisco, Estados Unidos.
4.3.1 Origen de los terremotos
El origen de los terremotos se encuentra en la acumulación de energía que se produce cuando los
materiales del interior de la Tierra se desplazan, buscando el equilibrio, desde situaciones inestables
que son consecuencia de las actividades volcánicas y tectónicas, que se producen principalmente en
los bordes de la placa.
Aunque las actividades tectónica y volcánica son las principales causas por las que se generan los
terremotos, existen otros muchos factores que pueden originarlos: desprendimientos de rocas en las
laderas de las montañas y el hundimiento de cavernas, variaciones bruscas en la presión atmosférica
por ciclones e incluso la actividad humana. Estos mecanismos generan eventos de baja magnitud
que generalmente caen en el rango de microsismos, temblores que sólo pueden ser detectados por
sismógrafos.
4.3.2 Elasticidad en rocas
Elasticidad. En general, cuando aplicamos una fuerza a un cuerpo en reposo, cada punto de éste
cambia de lugar respecto al cual se encontraba originalmente; este cambio de posición se llama
desplazamiento. Si todos los puntos del cuerpo se desplazan de la misma manera, éste no cambia de
forma, pero si cada punto lo hace de manera diferente, el material se deforma; así, llamamos
deformación al cambio de desplazamiento de cada punto del cuerpo respecto a los puntos que lo
rodean.
Cuando las fuerzas que actúan sobre la roca se incrementan rápidamente, ésta puede comportarse
plásticamente; y si son tan grandes que la roca no puede soportarlas deformándose elásticamente,
hacen que falle, es decir, que se rompa súbitamente.
II.1 EL REBOTE ELÁSTICO
Para explicar cómo la falla del terreno había sido la causa del terremoto de San Francisco de 1906,
H. Reid propuso, en 1910, el modelo del rebote elástico (1) el cual se ilustra en la figura 13. La
figura 13 (a) muestra un pedazo de terreno antes de ser deformado por las fuerzas indicadas como
flechas gruesas; la línea representa una carretera construida cuando el terreno aún no estaba
deformado. La figura 13 (b) muestra cómo la línea de la carretera se deforma cuando lo hace el

7. terreno; la línea inferior representa una nueva carretera construida sobre el terreno deformado.
Finalmente, cuando el terreno ya no soporta los esfuerzos, se rompe a lo largo de un plano,
representado en la figura por la línea A-A', el llamado plano de falla; la carretera antigua recobra su
forma recta [Figura 13 (e)], pero con una discontinuidad sobre el plano de falla, mientras que la
carretera nueva ha quedado deformada en la cercanía de dicho plano. La distancia B-B' entre las
puntas de la carretera deformada nos indica qué tanto se desplazó un lado de la falla respecto al
otro; la mitad de este desplazamiento (el desplazamiento para un solo lado de la falla) es llamado
corrimiento o corrimiento de falla, y puede ir de unos cuantos centímetros a varios metros.
Figura 13. Rebote elástico.
4.3.3 Ondas sísmicas
Vimos antes que un terremoto afecta áreas muy grandes comparadas con la extensión de la fuente
sísmica. Esto nos indica que existe energía, liberada en la fuente, que es transmitida a través del
terreno; esta energía se propaga en forma de ondas sísmicas. A continuación presentaremos los
conceptos de onda y de rayo, y hablaremos acerca de los distintos tipos de ondas sísmicas y de su
nomenclatura.
¿QUÉ ES UNA ONDA?
III.1.1 Ondas elásticas. Si tomamos una barra de algún material elástico (metal, madera, piedra,
etc.) por un extremo y la golpeamos en el otro extremo, sentiremos que la energía del golpe se
transmite a través de la barra y llega a nuestra mano. Esto sucede porque cada parte de la barra se
deforma y luego vuelve a su forma original; al deformarse jala o empuja a las partes vecinas, las
cuales, a su vez, mueven a sus propias partes vecinas, etc., lo que hace que la deformación viaje a lo
largo de la barra. Nótese que es la deformación la que viaja y no las partículas o pedazos de la barra,
los cuales sólo se desplazan un poco de su posición original y luego vuelven a ella.
Una deformación que viaja a través de un medio elástico se llama onda elástica; y cuando el medio
a través del cual se desplaza es la Tierra, se llama onda sísmica.
Onda sísmica

8. Las ondas sísmicas son un tipo de onda elástica consistentes en la propagación de
perturbaciones temporales del campo de esfuerzos que generan pequeños movimientos
en un medio.
Las ondas sísmicas pueden ser generadas por movimientos telúricos naturales, los más
grandes de los cuales pueden causar daños en zonas donde hay asentamientos urbanos.
Existe toda una rama de la sismología que se encarga del estudio de este tipo de
fenómenos físicos. Las ondas sísmicas pueden ser generadas también artificialmente
mediante el empleo de explosivos o camiones vibradores (vibroseis). La sísmica es la
rama de la sismología que estudia estas ondas artificiales por ejemplo la exploración del
petróleo.
Tipos de ondas
Ondas internas.
Las ondas de cuerpo viajan a través del interior de la Tierra. Siguen caminos curvos
debido a la variada densidad y composición del interior de la Tierra. Este efecto es
similar al de refracción de ondas de luz. Las ondas de cuerpo transmiten los temblores
preliminares de un terremoto pero poseen poco poder destructivo. Las ondas de cuerpo
son divididas en dos grupos: ondas primarias (P) y secundarias (S) y son las que menor
daño causan.
Ondas P
Onda P plana
Las ondas P (PRIMARIAS o PRIMAE) son ondas longitudinales o compresionales, lo
cual significa que el suelo es alternadamente comprimido y dilatado en la dirección de
la propagación. Estas ondas generalmente viajan a una velocidad 1.73 veces de las
ondas S y pueden viajar a través de cualquier tipo de material líquido o sólido.
Velocidades típicas son 1450m/s en el agua y cerca de 5000m/s en el granito.
En un medio isótropo y homogéneo la velocidad de propagación de las ondas P es:
donde K es el módulo de incompresibilidad, µ es el módulo de corte o rigidez y ρ la
densidad del material a través del cual se propaga la onda mecánica. De estos tres
parámetros, la densidad es la que presenta menor variación por lo que la velocidad está
principalmente determinada por K y µ.
Ondas P de segunda especie
De acuerdo a la teoría de Biot, en el caso de medios porosos saturados por un fluido, las
perturbaciones sísmicas se propagarán en forma de una onda rotacional (Onda S) y dos
compresionales. Las dos ondas compresionales se suelen denominar como ondas P de
primera y segunda especie. Las ondas de presión de primera especie corresponden a un
movimiento del fluido y del sólido en fase, mientras que para las ondas de segunda
especie el movimiento del sólido y del fluido se produce fuera de fase. Biot demuestra
que las ondas de segunda especie se propagan a velocidades menores que las de primera
especie, por lo que se las suele denominar ondas lenta y rápida de Biot,
respectivamente. Las ondas lentas son de naturaleza disipativa y su amplitud decae

9. rápidamente con la distancia hacia la fuente.
Ondas S
Onda de corte Plana
Las ondas S (SECUNDARIAS o SECUNDAE) son ondas en las cuales el
desplazamiento es transversal a la dirección de propagación. Su velocidad es menor que
la de las ondas primarias. Debido a ello, éstas aparecen en el terreno algo después que
las primeras. Estas ondas son las que generan las oscilaciones durante el movimiento
sísmico y las que producen la mayor parte de los daños. Sólo se trasladan a través de
elementos sólidos.
La velocidad de propagación de las ondas S en medios isótropos y homogéneos depende
del módulo de corte µ y de la densidad ρ del material.
Ondas Superficiales
Cuando las ondas de cuerpo llegan a la superficie, se generan las ondas L (longae), que
se propagan por la superficie de discontinuidad de la interfase de la superficie terrestre
(tierra-aire y tierra-agua). Son las causante de los daños producidos por los sismos en
las construcciones.
Ondas de Love
Las ondas de Love son ondas superficiales que producen un movimiento horizontal de
corte en superficie. Se denominan así en honor al matemático neocelandés A.E.H. Love
quien desarrolló un modelo matemático de estas ondas en 1911. La velocidad de las
ondas Love es un 90% de la velocidad de las ondas S y es ligeramente superior a la

10. velocidad de las ondas Rayleigh.
Ondas de Rayleigh
Las ondas Rayleigh, también denominadas ground roll, son ondas superficiales que
producen un movimiento elíptico retrógrado del suelo. La existencia de estas ondas fue
predicha por John William Strutt, Lord Rayleigh, en 1885. Son ondas más lentas que las
ondas de cuerpo y su velocidad de propagación es casi un 70% de la velocidad de las
ondas S.
Utilidades de las Ondas Sísmica
Las ondas sísmicas se utilizan en la exploración petrolera y son generadas de diferentes
formas:
1. Minisismos generados por dinamita colocada en un pozo creado que pueden
variar solo unas decenas de metros de profundidad.
2. Minisismos generados con un cable explosivo llamado geoflex.
3. Minisismos generados por vehículos llamados vibradores, éstos son vehículos de
varias toneladas de peso que tienen una plataforma de unos 3 por 4 metros de
área, y con un sistema electrónico, eléctrico y mecánico-hidráulico.
4.3.4 Vulcanología
La vulcanología es el estudio de los volcanes, la lava, el magma y otros fenómenos
geológicos relacionados. Un vulcanólogo es un estudioso de este campo. El término
vulcanología viene de la palabra latina Vulcānus, Vulcano, el Dios romano del fuego.
Los vulcanólogos visitan frecuentemente los volcanes, en especial los que están activos,
para observar las erupciones volcánicas, recoger restos volcánicos como el tephra
(ceniza o piedra pómez), rocas y muestras de lava. Una vía de investigación mayoritaria
es la predicción de las erupciones; actualmente no hay manera de realizar dichas
predicciones, pero prever los volcanes, al igual que prever los terremotos, puede llegar a
salvar muchas vidas.
Formación de los volcanes

11. Diagrama de una placa destructiva que causa temblores de tierra y una erupción
volcánica
Como la mayoría de los fenómenos que ocurren en el interior de la tierra, los
movimientos y la dinámica del magma se conocen muy poco. De cualquier forma, es
conocido que a una erupción le puede seguir el movimiento de magma hacia la capa
sólida (la corteza de la tierra) bajo un volcán y creando una cámara magmática.
Finalmente, el magma del depósito es expulsado hacia arriba y acaba fluyendo sobre la
superficie de la tierra en forma de lava, o bien el magma expulsado puede calentar el
agua de los alrededores, transformando el agua en vapor, lo que aumentaría
considerablemente la presión. En consecuencia, pueden producirse erupciones
explosivas. Estas erupciones explosivas pueden expulsar gran cantidad de restos
volcánicos, como ceniza volcánica (también llamada tephra) o bombas volcánicas, las
cuales pueden llegar a ser lo suficientemente grandes como para matar a personas y
animales. Las erupciones pueden oscilar entre efusivas y extremadamente explosivas.