Guia de Clase - Capitulo III

CAPÍTULO III ANÁLISIS ESTRUCTURAL

En este capítulo se verán los conceptos básicos relacionados con las principales estructuras geológicas. geológicas. 1. PLIEGUES Un pliegue es una ondulación que ocurre durante la deformación dúctil de las rocas (Twiss & Moore, 1997; Figura 1). Los pliegues pueden observarse a cualquier escala y son una de las estructuras geológicas más importantes, pues permiten obtener una gran cantidad de información sobre el proceso de deformación que los creó. Esta importancia se ve reflejada en los innumerables trabajos realizados sobre ellos y en la gran variedad de propuestas para su análisis y descripción.

Figura 1. Pliegue regional.

Fuente: http://www.zmescience.com/scien http://www.zmescience.com/science/geology/geopicture ce/geology/geopicture-of-the-week-of-the-week-folds-at-mtfolds-at-mthead/#!bm8tuL

GUÍA DE CLASE - ELEMENTOS DE GEOLOGÍA ESTRUCTURAL

1.1. Terminología El primer paso para poder describir y medir correctamente la geometría geometría de un pliegue consiste en conocer las partes que lo comprenden (Figura 2).

Figura 2. Partes de un pliegue. Fuente: Modificado de FFossen ossen (2010)

(a) Flancos. Capas Flancos. Capas con orientación diferente que, conjuntamente, forman la geometría del pliegue. También son explicados como la porción menos curva de un pliegue (Van der Plujim & Marshak, 2004). (b) Plano axial. Plano axial. Plano imaginario que conecta las líneas de charnela de las diferentes capas que conforman el pliegue (Van der Plujim & Marshak, 2004; Fossen, 2010). (c) Eje axial. Eje axial. Eje imaginario imaginario resultante de la intersección del plano axial con la superficie del pliegue. (d) Zona de Charnela. Charnela. Zona que conecta dos flancos con orientaciones diferentes (Fossen, 2010), esto es, la región de máxima curvatura del pliegue (Van der Plujim & Marshak, 2004). (e) Punto de charnela. Punto de máxima curvatura del pliegue (Fossen, 2010). (f) Línea de charnela. Línea charnela. Línea que une los puntos de charnela a lo largo del pliegue (Fossen, 2010); esta línea es la de mayor curvatura en el pliegue (Van der Plujim & Marshak, 2004).

ANA MARÍA ABAD POSADA. ING. GEÓLOGA, M.Sc.

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1.1. Terminología El primer paso para poder describir y medir correctamente la geometría geometría de un pliegue consiste en conocer las partes que lo comprenden (Figura 2).

Figura 2. Partes de un pliegue. Fuente: Modificado de FFossen ossen (2010)

(a) Flancos. Capas Flancos. Capas con orientación diferente que, conjuntamente, forman la geometría del pliegue. También son explicados como la porción menos curva de un pliegue (Van der Plujim & Marshak, 2004). (b) Plano axial. Plano axial. Plano imaginario que conecta las líneas de charnela de las diferentes capas que conforman el pliegue (Van der Plujim & Marshak, 2004; Fossen, 2010). (c) Eje axial. Eje axial. Eje imaginario imaginario resultante de la intersección del plano axial con la superficie del pliegue. (d) Zona de Charnela. Charnela. Zona que conecta dos flancos con orientaciones diferentes (Fossen, 2010), esto es, la región de máxima curvatura del pliegue (Van der Plujim & Marshak, 2004). (e) Punto de charnela. Punto de máxima curvatura del pliegue (Fossen, 2010). (f) Línea de charnela. Línea charnela. Línea que une los puntos de charnela a lo largo del pliegue (Fossen, 2010); esta línea es la de mayor curvatura en el pliegue (Van der Plujim & Marshak, 2004).


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(g) Ángulo interlimbo. Ángulo formado por dos flancos consecutivos (Fossen, 2010). (h)Punto (h) Punto de inflexión. Punto a partir del cual el flanco comienza a formar un pliegue de curvatura opuesta, es decir, el lugar en un flanco donde el sentido de curvatura cambia (Van der Plujim & Marshak, 2004). (i) Cresta. Zona Cresta. Zona externa de la superficie del plegamiento en la zona de la charnela. (j) Núcleo. Zona interna de la superficie del plegamiento en la zona de la charnela. (k) Amplitud. Mitad de la altura de la estructura medida paralelamente al plano axial, entre el punto más alto (o bajo) del pliegue y el punto de inflexión. (l) Longitud de onda. Distancia onda. Distancia entre dos charnelas de la misma capa del pliegue y con la misma orientación (Van der Plujim & Marshak, 2004). A continuación se mostrarán algunas de las clasificaciones generales que permiten realizar una descripción básica de los pliegues. 1.2. Clasificación de los pliegues según su morfología Clasificar los pliegues según su morfología implica realizar una descripción de la geometría de éstos con base en ciertos parámetros (sentido de curvatura, posición espacial, ángulo interlimbo y simetría). Es importante resaltar que estos parámetros no son excluyentes sino complementarios, es decir, cuando se trabaja con pliegues deben hacerse anotaciones sobre cada uno de estos factores con el fin de obtener una descripción tan completa como sea posible. 1.2.1.

Según su sentido de curvatura

La clasificación según el sentido de curvatura permite describir el pliegue según se dobla hacia arriba o hacia abajo, teniendo en cuenta si se conoce, o no, la edad o posición relativa de las capas que lo componen.

1.2.1.1.

Antiforme


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Un antiforme es una estructura geológica en la que las capas que componen el pliegue se doblan hacia abajo, quedando la charnela en la parte más alta (Van der Plujim & Marshak, 2004). Adicionalmente, no se conoce la edad o posición relativa original entre los estratos (Figura 3a). Puede observarse que el término antiforme se relaciona únicamente con la forma en la que las capas se doblan. 1.2.1.2.

Sinforme

Un sinforme es una estructura geológica en la que las capas que componen el pliegue se doblan hacia arriba, quedando la charnela en la parte más baja (Van der Plujim & Marshak, 2004). Adicionalmente, no se conoce la edad o posición relativa original entre los estratos (Figura 3b). Puede observarse que el término sinforme se relaciona únicamente con la forma en la que las capas se doblan. 1.2.1.3.

Anticlinal

Un anticlinal es una estructura geológica en la que las capas que componen el pliegue se doblan hacia abajo y, adicionalmente, las rocas más nuevas se encuentran sobre las más antiguas (rocas más antiguas hacia el núcleo del pliegue; Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 3c). Puede observarse que el término anticlinal se relaciona tanto con la forma en la que las capas se doblan, como con la posición relativa de las capas según su edad (absoluta o relativa). 1.2.1.4.

Sinclinal

Un sinclinal es una estructura geológica en la que las capas que componen el pliegue se doblan hacia arriba y, adicionalmente, las rocas más nuevas se encuentran sobre las más antiguas (rocas más nuevas hacia el núcleo del pliegue; Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 3d). Puede observarse que el término sinclinal se relaciona tanto con la forma en la que las capas se doblan, como con la posición relativa de las capas según su edad (absoluta o relativa). 1.2.1.5.

Anticlinal sinforme

Un anticlinal sinforme es una estructura geológica en la que las capas que componen el pliegue se doblan hacia arriba y, adicionalmente, las rocas más nuevas se encuentran bajo las más antiguas (rocas más antiguas hacia el núcleo del pliegue; Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 3e). ANA MARÍA ABAD POSADA. ING. GEÓLOGA, M.Sc.

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1.2.1.6.

Sinclinal antiforme

Un sinclinal antiforme es una estructura geológica en la que las capas que componen el pliegue se doblan hacia abajo y, adicionalmente, las rocas más nuevas se encuentran bajo las más antiguas (rocas más nuevas hacia el núcleo del pliegue; Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 3f). 1.2.1.7.

Anticlinorio

Término empleado para definir un antiforme o anticlinal regional compuesto por antiformes y sinformes (o anticlinales y sinclinales) más pequeños con espaciamiento sistemático razonable (Davis & Reynolds, 1996; Figura 3g). En conclusión, un anticlinorio es un pliegue regional formado por una sucesión de pequeños pliegues cuya línea media define una estructura antiforme. 1.2.1.8.

Sinclinorio

Término empleado para definir un sinforme o sinclinal regional compuesto por antiformes y sinformes (o anticlinales y sinclinales) más pequeños con espaciamiento sistemático razonable (Davis & Reynolds, 1996; Figura 3g). En conclusión, un sinclinorio es un pliegue regional formado por una sucesión de pequeños pliegues cuya línea media define una estructura sinforme.

(a)

(c) ANA MARÍA ABAD POSADA. ING. GEÓLOGA, M.Sc.

(b)

(d) Página 5


(e)

(f)

(g) Figura 3. Clasificación de los pliegues según su sentido de curvatura: (a) antiforme; (b) sinforme; (c) anticlinal; (d) sinclinal; (e) anticlinal sinforme; (f) sinclinal antiforme; (g) anticlinorio y sinclinorio Fuente: (a), (b), (c), (d), (e) y (f) propia; (g) modificado de Davis & Reynolds (1996).

1.2.2.

Según su posición espacial

Los pliegues pueden ser descritos según la posición espacial del plano axial y del eje axial (Tabla 1; Figura 4).

Tabla 1. Clasificación de los pliegues según su posición espacial. Plunge o cabeceo eje Tipo de pliegue Buzamiento plano axial ( )

axial ( )

Normal

 ≥

80°

 ≤

10°

Vertical

 ≥

80°

 ≥

80°

Recumbente

 ≤

10°

 ≤

10°


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Inclinado

10° ≤  ≤ 80°

Vertical con cabeceo



Recostado

10° ≤  ≤ 80°

45° ≤  ≤ 80°

Inclinado con cabeceo

10° ≤  ≤ 80°

10° ≤  ≤ 45°

≥ 80°

 ≤

10°

10° ≤  ≤ 80°

Figura 4. Clasificación de los pliegues según su posición espacial. Fuente: Modificado de Fossen (2010)

1.2.2.1.

Pliegue normal

Un pliegue se clasifica como normal cuando el buzamiento de su plano axial es vertical o subvertical ( ≥ 80°) y el plunge o cabeceo de su eje axial es horizontal o subhorizontal ( ≤ 10°). 1.2.2.2.

Pliegue vertical


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Un pliegue se clasifica como vertical cuando el buzamiento de su plano axial y el plunge o cabeceo de su eje axial son verticales o subverticales ( ≥ 80° y ≥ 80°). 1.2.2.3.

Pliegue recumbente

Un pliegue se clasifica como recumbente cuando el buzamiento de su plano axial y el plunge o cabeceo de su eje axial son horizontales o subhorizontales ( ≤ 10° y ≤ 10°). 1.2.2.4.

Pliegue inclinado

Un pliegue se clasifica como inclinado cuando el buzamiento de su plano axial es de alto ángulo, inclinado o de bajo ángulo (10° ≤ ≤ 80°) y el plunge o cabeceo de su eje axial es suave, moderado o pronunciado (10° ≤ ≤ 80°). 1.2.2.5.

Pliegue vertical con cabeceo

Un pliegue se clasifica como vertical con cabeceo cuando el buzamiento de su plano axial es de alto ángulo ( ≥ 80°) y el plunge o cabeceo de su eje axial es suave, moderado o pronunciado (10° ≤ ≤ 80°). 1.2.2.6.

Pliegue recostado

Un pliegue se clasifica como recostado cuando el buzamiento de su plano axial es de alto ángulo, inclinado o de bajo ángulo (10° ≤ ≤ 80°) y el plunge o cabeceo de su eje axial es moderado o pronunciado (45° ≤ ≤ 80°).

1.2.2.7.

Pliegue inclinado con cabeceo

Un pliegue se clasifica como inclinado con cabeceo cuando el buzamiento de su plano axial es de alto ángulo, inclinado o de bajo ángulo (10° ≤ ≤ 80°) y el plunge o cabeceo de su eje axial es suave o moderado (10° ≤ ≤ 45°). 1.2.3.

Según su ángulo interlimbo

Los pliegues pueden clasificarse midiendo la apertura de su ángulo interlimbo (Fossen, 2010; Figura 5). ANA MARÍA ABAD POSADA. ING. GEÓLOGA, M.Sc.

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Figura 5. Clasificación de los pliegues según su ángulo interlimbo. Fuente: Modificado de Fossen (2010)

1.2.3.1.

Pliegue suave

Un pliegue se clasifica como suave cuando su ángulo interlimbo está entre 120° y 180°. 1.2.3.2.

Pliegue abierto

Un pliegue se clasifica como abierto cuando su ángulo interlimbo está entre 70° y 120°. 1.2.3.3.

Pliegue cerrado

Un pliegue se clasifica como cerrado cuando su ángulo interlimbo está entre 30° y 70°. 1.2.3.4.

Pliegue isoclinal

Un pliegue se clasifica como isoclinal cuando su ángulo interlimbo está entre 0° y 30°.

1.2.4.

Según su simetría

Un pliegue puede ser descrito según su simetría con respecto al plano axial (Fossen, 2010; Figura 6). 1.2.4.1.

Pliegue simétrico

Se dice que un pliegue es simétrico cuando su superficie envolvente es aproximadamente perpendicular (±10°) a su plano axial (Van der Plujim & Marshak, 2004). ANA MARÍA ABAD POSADA. ING. GEÓLOGA, M.Sc.

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1.2.4.2.

Pliegue asimétrico

Se dice que un pliegue es asimétrico cuando su superficie envolvente no es perpendicular a su plano axial (Van der Plujim & Marshak, 2004).

(a)

(b) Figura 6. Clasificación de los pliegues según su simetría: (a) simétrico; (b) asimétrico Fuente: Modificado de Grotzinger et al. (2007)

Ejercicio. Realice la descripción geométrica de los pliegues de la morfología.


Figura 7 según su

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(a)

(b)

(c)


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(d) Figura 7. Plegamientos.

Fuentes: (a) y (b) http://sweetwatercolorado.us/geologic_formations_at_sweetwater.htm; (c) http://www.supertopo.com/climbing/thread.php?topic_id=1037429&tn=100; (d) http://www.saudicaves.com/geotour/index.html

1.3. Clasificación de los pliegues según su estilo Clasificar un pliegue según su estilo significa asignarle el nombre de un tipo común de pliegue, al cual se parece según su forma (Fossen, 2010). Esta clasificación proviene de la comparación con pliegues que se encuentran comúnmente en la naturaleza y que poseen nombres específicos. 1.3.1.

Tipo Kink

Los pliegues tipo kink son pliegues asimétricos con flancos rectos y charnelas agudas; ocurren generalmente como un flanco corto que conecta dos flancos más largos (Burchfiel & Studnicki-Gizbert, 2005; Figura 8). 1.3.2.

Tipo Chevron

Los pliegues tipo chevron son pliegues simétricos con flancos rectos y charnelas agudas que usualmente acomodan un acortamiento paralelo a la orientación de las capas de la secuencia (Twiss & Moore, 1997; Figura 9).


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Figura 8. Pliegue tipo kink .

Fuente: Modificado de http://blogs.agu.org/mountainbeltway/2012/04/03/kink-fold-in-castner-marble/

Figura 9. Pliegue tipo Chevron.

Fuente: http://www.zmescience.com/other/geopicture/geopicture-week-british-folds/#!bn5M8N

1.3.3.

Pliegues parásitos

Los pliegues parásitos son plegamientos de segundo orden que se forman en grandes estructuras sinformes o antiformes (Fossen, 2010; Figura 10). Los pliegues parásitos son asimétricos y esta geometría característica indica su posición en la estructura de primer orden, ayudando así en la interpretación de la estructura regional cuando no puede ser observada directamente en el campo (Fossen, 2010). ANA MARÍA ABAD POSADA. ING. GEÓLOGA, M.Sc.

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Figura 10. Pliegues parásitos.

Fuente: http://kathygoestobristol.blogspot.com/2012/05/scotland-land-of-castles-scenery.html

1.3.4.

Pliegues ptigmáticos (ptygmatic fold)

Los pliegues ptigmáticos son plegamientos intensos, disarmónicos (Twiss & Moore, 1997), que ocurren generalmente en venas o capas delgadas de litología altamente contrastante con la encajante (Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 11). Las rocas en las que mejor se observa este tipo de plegamiento son las migmatitas.

Figura 11. Pliegues ptigmáticos.

Fuente: http://saturniancosmology.org/files/geology/sect2_1a.html


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1.3.5.

Homoclinal

Un pliegue se denomina homoclinal cuando las capas poseen un buzamiento diferente a 0°, a escala regional, sin charnelas visibles (Twiss & Moore, 1997; Figura 12).

Figura 12. Pliegue homoclinal.

Fuente: Modificado de http://blogs.agu.org/mountainbeltway/2012/04/03/kink-fold-in-castner-marble/

1.3.6.

Monoclinal

Un pliegue se denomina monoclinal cuando sólo tienen un flanco inclinado; las capas a cada lado del flanco inclinado son horizontales (Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 13)

Figura 13. Pliegue monoclinal.

Fuente: http://clasfaculty.ucdenver.edu/callen/1202/Battle/Build/Folding/MonoclinesExtreme.jpg


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1.3.7.

Pliegues superpuestos

Un pliegue superpuesto se forma cuando un nuevo evento de plegamiento se sobrepone sobre un plegamiento más antiguo (Figura 14).

Figura 14. Pliegues superpuestos.

Fuente: http://hypocentre.files.wordpress.com/2012/01/rock3660103-scaled1000.jpg

Ejercicio. Realice la descripción geométrica de los pliegues de la estilo.

Figura 7 según su

1.4. Características adicionales de los pliegues Otra característica importante en la descripción de un pliegue es la identificación de su orden, pues es común encontrar que bajo un mismo sistema de esfuerzos se desarrollen plegamientos a múltiples escalas. Grandes pliegues incluirán en sus flancos y charnelas plegamientos menores (Twiss & Moore, 1997). Los grandes pliegues se conocen como de primer orden, los plegamientos dentro de estos pliegues se conocen como de segundo orden y así, sucesivamente (Figura 15). 1.5. Cinemática del plegamiento El plegamiento constituye un doblamiento (deformación dúctil) de una o varias capas de roca como resultado de la aplicación de un esfuerzo. Cada una de estas capas, durante el proceso de doblamiento sufre tensión en su parte superior y compresión en su parte inferior. Esto ocurre porque, durante el plegamiento, la zona de la cresta del pliegue está siendo estirada en tanto que la zona del núcleo del pliegue está siendo comprimida (Figura 17). ANA MARÍA ABAD POSADA. ING. GEÓLOGA, M.Sc.

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Figura 15. Orden de los pliegues. Fuente: Modificado de Twiss & Moore (1997)

(a)

(b) Figura 16. Cinemática de los pliegues: (a) antes de la deformación; (b) después de la deformación. Fuente: (a) propia; (b) Modificado de Van der Plujim & Marshak (2004).


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1.6. Estructuras internas de los pliegues Una de las estructuras internas de los pliegues más útiles en geología estructural son los pliegues parásitos. Cuando existe una alternancia entre capas delgadas y gruesas, las capas delgadas tienden a plegarse primero mientras que las capas gruesas aumentarán su espesor conservando su orientación original; posteriormente, las capas gruesas se plegarán, desarrollando la estructura de primer orden que controlará la geometría final del pliegue (Fossen, 2010; Figura 17).

Figura 17. Formación de pliegues parásitos: (a) antes de la deformación; (b) etapa de plegamiento de las capas delgadas; (c) etapa de plegamiento de las capas gruesas. Fuente: Modificado de Fossen (2010).

Los pliegues parásitos generalmente son nombrados según la letra del alfabeto a la que se asemejan (Fossen, 2010; Figura 18). Aquellos que parecen una letra Z (zeta) son llamados pliegues tipo Z, los parecidos a la letra S (ese) son llamados pliegues tipo S. En los antiformes, en la zona de la charnela se forman pliegues similares a una letra M (eme), por lo cual son llamados pliegues tipo M; en los sinformes, en la zona de la charnela se forman pliegues similares a una letra W (doble u), por lo cual son llamados pliegues tipo W. Los pliegues tipo S y tipo Z son asimétricos, en tanto que los pliegues tipo M y tipo W son simétricos (Van der Plujim & Marshak, 2004; Fossen, 2010). ANA MARÍA ABAD POSADA. ING. GEÓLOGA, M.Sc.

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Figura 18. Tipos de pliegues parásitos en antiformes y sinformes. Fuente: Modificado de Fossen (2010).

La importancia de estas estructuras radica en que, a partir de la observación de pliegues parásitos es posible inferir lo siguiente: (a) Los pliegues parásitos son indicadores inequívocos de la presencia de un pliegue. Si en campo sólo se observa una secuencia estratificada con pliegues parásitos, puede concluirse que la secuencia observada es parte de un plegamiento de mayor orden (Figura 19).

(a)

(b) Figura 19. Presencia de pliegues parásitos: (a) secuencia plegada; (b) ¿Secuencia plegada? ¿Secuencia sin deformación? Fuente: Propia.

(b) Los pliegues parásitos pueden ayudar a interpretar la geometría de un plegamiento no observado. A partir de los pliegues parásitos es posible conocer la cinemática del pliegue e indicar así donde se encuentran la charnela, el núcleo y la cresta del mismo (Figura 20). Observar que las flechas que indican la cinemática del pliegue convergen hacia la cresta y divergen desde el núcleo. ANA MARÍA ABAD POSADA. ING. GEÓLOGA, M.Sc.

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Figura 20. Cinemática de los pliegues parásitos (las flechas moradas indican la cinemática de los pliegues parásitos). Fuente: Modificado de Fossen (2010).

Ejercicio. Identifique la cinemática y posible geometría de los pliegues de primer orden de las fotografías de la Figura 21.

(a)


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(b) Figura 21. Pliegues parásitos.

Fuentes: (a) http://www.webpages.uidaho.edu/~simkat/geol345_files/chevron_fold_NZ.jpg; (b) http://en.wikipedia.org/wiki/Fold_(geology)#mediaviewer/File:Dextral_shear_folds.JPG

Ejercicio. Identifique los pliegues parásitos en S, Z, M y W de las fotografías de la Figura 22. Dibuje la cinemática del plegamiento.

(a) ANA MARÍA ABAD POSADA. ING. GEÓLOGA, M.Sc.

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(b) Figura 22. Pliegues parásitos.

Fuentes: (a) http://www.ncwcom.com/~jones/Geology/mount.htm; (b) http://earthphysicsteaching.homestead.com/Principles_Structural_Geology_I.html

1.7. Mecanismos de plegamiento Existen tres mecanismos básicos de plegamiento: plegamiento activo o doblamiento (active folding o buckling), plegamiento pasivo ( passive folding) y flexión (bending). 1.7.1.

Plegamiento activo o doblamiento

EL plegamiento activo ocurre cuando los estratos se deflectan perpendicularmente a la estratificación (Suppe, 1985), como consecuencia de la aplicación de un esfuerzo compresivo paralelo a la estratificación (Twiss & Moore, 1997; Figura 23). Generalmente, en principio ocurre un aumento en el espesor de los estratos y luego, el plegamiento; por lo tanto el espesor inicial del material y sus propiedades determinan la forma del pliegue (Fossen, 2010; Figura 24).


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(a)

(b)

(c) Figura 23. Plegamiento activo: (a) Antes de la deformación; (b) deformación evidenciada en aumento de espesor; (c) plegamiento activo Fuente: Modificado de Fossen (2010).

Figura 24. Plegamiento activo.

Fuente: http://www.see.leeds.ac.uk/structure/folds/describing/closer/disharm.htm


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1.7.2.

Plegamiento pasivo

El plegamiento pasivo ocurre como resultado de la amplificación de irregularidades naturales en las capas o como la consecuencia de flujo diferencial (Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 25). El plegamiento pasivo ocurre en capas de poca competencia que actúan como marcadores que registran la deformación, pero que no ejercen influencia alguna en la forma del pliegue y en el proceso de plegamiento (Fossen, 2010; Figura 26).

(a)

(b)

(c) Figura 25. Plegamiento pasivo: (a) Antes de la deformación; (b) y (c) aumento de espesor y plegamiento pasivo del estrato verde. Fuente: Modificado de http://www.geo.arizona.edu/~scojoh/103materials/Lecture17slides.pdf

Figura 26. Plegamiento pasivo.

Fuente: http://commons.wikimedia.org/wiki/File:Rock_-_geograph.org.uk_-_204562.jpg


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1.7.3.

Flexión

El plegamiento por flexión ocurre cuando los esfuerzos actúan perpendicularmente o a un alto ángulo con respecto a la orientación de las capas (Fossen, 2010; Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 27).

(a)

(b)

Figura 27. Flexión: (a) Antes de la deformación; (b) después de la deformación. Fuente: Fossen (2010).

Existen varios fenómenos en la naturaleza que pueden producir un plegamiento por flexión: (a) Boudinage. El boudinage es un fenómeno en el que, como consecuencia de un estiramiento, cuerpos de litología rígida quedan aislados, en forma de lentes (boundins ), dentro de una matriz dúctil (Van der Plujim & Marshak, 2004). El plegamiento por flexión ocurre porque la matriz dúctil se dobla para rellenar el espacio dejado por los boudins (Figura 28).

Figura 28. Flexión asociada a Boudinage.

Fuente. Esquema: Fossen (2010); Imagen: http://folk.uib.no/nglhe/PhotoAlbum/Boudinage%20Chapter%2014/index.html

(b) Flexión asociada a rampas de cabalgamiento ( fault-bend fold ). Se habla del término cabalgamiento cuando un bloque de roca sube con ANA MARÍA ABAD POSADA. ING. GEÓLOGA, M.Sc.

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respecto a otro a través de una falla de bajo ángulo (falla de cabalgamiento o ). Durante el proceso de cabalgamiento, cabalgamiento, el arrastre y levantamiento del thrust ). bloque superior es acomodado por plegamientos por flexión (Fossen, 2010; Figura 29).

Figura 29. Flexión asociada a rampas de cabalgamiento.

Fuente. Esquema: Fossen (2010); Imagen: http://memoirs.gsapubs.org/content/200/357/F6.la http://memoirs.gsapubs.org/content/200/357/F6.large.jpg rge.jpg

(c) Flexión asociada a fallas reactivadas del basamento. Cuando basamento. Cuando una secuencia sedimentaria es empujada como consecuencia de la reactivación de fallas en el basamento, ocurre plegamiento por flexión (Fossen, 2010; Figura 30). (d) Flexión asociada a domos de sal e intrusivos. Los intrusivos. Los domos de sal y los intrusivos someten a las rocas encajantes a grandes empujes, como consecuencia de la búsqueda de menores presiones (equilibrio). Estos empujes generan plegamiento por flexión en las encajantes (Fossen, 2010; Figura 31). (e) Flexión asociada a compactación diferencial. diferencial. La compactación diferencial ocurre cuando los sedimentos se doblan como resultado de diferentes grados de compactación de las capas inferiores (Fossen, 2010; Figura 32). Este fenómeno también puede ocurrir en obras de ingeniería, en las que puede ocurrir compactación diferencial en el suelo donde se cimentan las obras (Figura 32).


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Figura 30. Flexión asociada a fallas reactivadas.

Fuente. Esquema: Fossen (2010); Imágenes: http://www.ncgeolsoc.org/Field%20Trips/2003%20http://www.ncgeolsoc.org/Field%20Trips/2003%20%202004/PTReyesFT/Pt%20Reyes%2 %202004/PTReyesFT/Pt%20Reyes%20Area%20FT.ht 0Area%20FT.htm my http://tle.geoscienceworld.org/content/30/1 http://tle.geoscienceworld.org/content/30/12/1408/F2.large 2/1408/F2.large.jpg .jpg

Figura 31. Flexión asociada a domos de sal e intrusivos.

Fuente. Esquema: Fossen (2010); Imágenes: http://wholefish.files.wordpress.com/2009 http://wholefish.files.wordpress.com/2009/05/salt_domesei /05/salt_domeseismic.jpg smic.jpg y http://www.ged.rwthhttp://www.ged.rwthaachen.de/Ww/projects/ogtech/sa aachen.de/Ww/projects/ogtech/saltdomes/saltdomes.h ltdomes/saltdomes.html tml


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Figura 32. Flexión asociada a compactación diferencial.

Fuente. Esquema: http://maps.unomaha.edu/mah http://maps.unomaha.edu/maher/GEOL3300/we er/GEOL3300/week12/neotectonics.h ek12/neotectonics.html; tml; Imágenes: http://maps.unomaha.edu/mah http://maps.unomaha.edu/maher/GEOL3300/we er/GEOL3300/week12/neotec ek12/neotectonics.html tonics.html y http://www.nachi.org/visualhttp://www.nachi.org/visualinspection-concrete.htm

2. ESTRUCTURAS PLANARES Y LINEALES En geología estructural se emplea el término fábrica para definir la distribución geométrica de componentes característicos en la roca (Van der Plujim & Marshak, 2004). La fábrica de una roca puede ser lineal, planar o ambas. Se dice que una roca tiene fábrica planar cuando contiene minerales tabulares, laminares o planos con una orientación común; una fábrica lineal se define cuando la roca posee elementos alargados con una orientación preferencial (Fossen, 2010; Figura 33).

(a)

(b) Figura 33. Fábrica (a) planar; (b) lineal. Fuente: Fossen (2010).

A continuación se verán las principales estructuras planares y lineales que ocurren en las rocas. ANA MARÍA ABAD POSADA. ING. GEÓLOGA, M.Sc.

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2.1. Estructuras planares Las estructuras planares son aquellas que son definidas por fábricas planares o curviplanares (Van der Plujim & Marshak, 2004). En geología estructural las más importantes son la foliación y el clivaje. 2.1.1.

Foliación

La foliación es un término general empleado para describir una fábrica planar o curviplanar en una roca (Van der Plujim & Marshak, 2004; Fossen, 2010). Al ser un término tan genérico, la foliación puede ser tanto una estructura primaria como una estructura secundaria. 2.1.1.1.

Foliación primaria

La foliación primaria es aquella que se forma durante la formación de la roca. Puede observarse tanto en rocas ígneas como sedimentarias. (a) Foliación diagenética. La foliación diagenética se desarrolla, como su nombre lo indica, durante la diagénesis de los sedimentos, a modo de pequeñas estructuras planares paralelas a la estratificación (Figura 34). Esta foliación se caracteriza por la orientación paralela de delgados granos de mica con aristas desgastadas (Passchier & Trouw; 2005).

Figura 34. Foliación diagenética. Fuente: Passchier & Trouw (2005).


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(b) Bandeamiento de flujo. El bandeamiento de flujo ocurre durante la cristalización de las rocas ígneas plutónicas como consecuencia de un flujo planar no uniforme (Figura 35) y se define como una intercalación de capas con mayores y menores concentraciones de cristales que, conjuntamente, definen una foliación (Best, 2003; Figura 36).

Figura 35. Origen del bandeamiento de flujo. Fuente: Best (2003).

Figura 36. Bandeamiento de flujo.

Fuente: http://flowbanded.blogspot.com/2010/12/flow-banding-short-primer-also-my-first.html

(c) Estructura schlieren. La estructura schlieren se define como concentraciones tenuemente orientadas de minerales máficos en una matriz más leucocrática (de color claro; Best, 2003). Esta foliación puede formarse por (Best, 2003): (1) acumulación de plagioclasas tabulares en el piso de la cámara magmática; (2) compactación de un arreglo aleatorio de cristales tabulares, por su propio peso; (3) flujo planar del magma que orienta las plagioclasas tabulares. (d) Estructura eutaxítica. La estructura eutaxítica es una estructura planar que se forma en las rocas ígneas volcánicas como consecuencia de la compactación gravitacional de piroclastos y de la eliminación de espacios porosos en la matriz volcánica (Best, 2003; Figura 39). ANA MARÍA ABAD POSADA. ING. GEÓLOGA, M.Sc.

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Figura 37. Estructura schlieren. Fuente: Best (2003).

Figura 38. Estructura schlieren. Fuente: Propia.

Figura 39. Estructura eutaxítica.

Fuente: http://flowbanded.blogspot.com/2010/12/flow-banding-short-primer-also-my-first.html


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2.1.1.2.

Foliación secundaria.

La foliación secundaria es aquella que se forma durante la deformación de la roca, por lo tanto es una foliación tectónica que se desarrolla generalmente perpendicular al esfuerzo principal máximo (1; Fossen, 2010; Figura 40). La foliación de las rocas metamórficas, al ser rocas secundarias, también se considera secundaria.

(a) (b) Figura 40. Diferentes tipos de foliación y su relación con el esfuerzo principal máximo: (a) antes de la deformación; (b) después de la deformación Fuente: modificado de Passchier & Trouw (2005)

Para las filitas y pizarras, rocas formadas antes de alcanzar la condición de facies esquisto verde (temperaturas menores a 300°), se emplea el término clivaje para referirse a su foliación (Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 41 y Figura 42).


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Figura 41. Clivaje pizarroso ( slaty cleavage).

Fuente: http://www.hdwallsweb.com/wp-content/uploads/2013/06/sea-stone-slate-rock.jpg

Figura 42. Clivaje filítico ( phyllitic cleavage).

Fuente: http://maps.unomaha.edu/maher/GEOL3300/week8/fabrics.html

Para los esquistos, anfibolitas, gneises y milonitas el término foliación es correcto (Figura 43, Figura 44, Figura 45 y Figura 46).


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Figura 43. Foliación o esquistosidad en esquistos.

Fuente: http://www.sdnhm.org/archive/research/geology/jschist1.html

Figura 44. Foliación o esquistosidad en anfibolitas.

Fuente: http://www.geol.ucsb.edu/faculty/hacker/geo102C/lectures/shearBands.jpg


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Figura 45. Foliación o bandeamiento en gneises.

Fuente: http://geomaps.wr.usgs.gov/archive/socal/geology/transverse_ranges/index.html

Figura 46. Foliación en milonitas.

Fuente: http://users.monash.edu.au/~weinberg/Pages/Reru_valley/Reru_valley/50pct/DSC03555.JPG

2.1.2.

Clivaje en pliegues

El clivaje en los pliegues es un tipo particular de foliación secundaria que generalmente se forma paralelamente al plano axial del plegamiento (clivaje de plano axial; Fossen, 2010). Durante la etapa inicial de compresión del plegamiento por doblamiento ( buckling), etapa que involucra aumento en el espesor de los estratos sin plegamiento, algunas veces se desarrollan estructuras perpendiculares al esfuerzo principal máximo ( 1) que finalmente, durante la etapa de plegamiento, formarán el clivaje característico de los ANA MARÍA ABAD POSADA. ING. GEÓLOGA, M.Sc.

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pliegues (Fossen, 2010; Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 47 y Figura 48).

(a)

(b)

(c) (d) Figura 47. Formación del clivaje en los pliegues (la línea negra representa la estratificación, la roja punteada el clivaje y la flecha roja al esfuerzo principal máximo - 1): (a) antes de la deformación; (b) etapa 1 de deformación con aumento de espesor de los estratos; (c) etapa 2 de deformación con aumento de espesor de los estratos; (d) etapa 3 de deformación con desarrollo de plegamiento. Fuente: Propia


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(a)

(b) Figura 48. Clivaje de plano axial.

Fuente: http://www.geocaching.com/geocache/GC26CM1_axial-planar-cleavage-in-foldedslate?guid=d437155e-85ec-4a3d-bebb-4fc88428f764

Algunas veces, cuando hay contraste en la competencia de los estratos, el clivaje puede sufrir rotación debido a la deformación diferencial en los estratos. Lo anterior se conoce como refracción de clivaje (Fossen, 2010; Van der Plujim & Marshak, 2004). Como puede verse en la Figura 49, el clivaje sufre refracción en los estratos de arenisca (más competentes), en tanto en ANA MARÍA ABAD POSADA. ING. GEÓLOGA, M.Sc.

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los estratos de shale (menos competentes) el clivaje permanece perpendicular al esfuerzo principal máximo ( 1) responsable por la formación del pliegue; sin embargo, es importante observar que en la zona de la charnela el clivaje tiende a permanecer perpendicular a la estratificación.

(a)

(b) Figura 49. Refracción del clivaje (a) etapa 1 de deformación con aumento de espesor de los estratos; (b) etapa 2 de deformación con desarrollo de plegamiento. Fuente: Fossen (2010).

Figura 50. Refracción del clivaje.

Fuente: http://www.fault-analysis-group.ucd.ie/structurecontours/contours/outcrop_folds.html.


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Dado que el clivaje es casi siempre paralelo o subparalelo al plano axial del pliegue, éste puede emplearse para deducir la geometría completa del pleagamiento teniendo en cuenta que un plano de clivaje solo cortará una sola vez una superficie plegada en particular y que tiende a ser perpendicular a la estratificación en la zona de la charnela (Twiss & Moore, 1997; Figura 1; Figura 51).

(a)

(b)

(c) Figura 51. Clivaje como medio para interpretar la geometría del pliegue (a) datos de campo; (b) interpretación del pliegue acorde con el clivaje; (c) interpretación errada del pliegue dado que el clivaje corta más de una vez cada superficie plegada. Fuente: Fossen (2010).

Ejercicio . Para las fotografías mostradas en la Figura 52 interprete la estratificación, el clivaje y diseñe la posible geometría del pliegue completo.


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(a)

(b)


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(c) Figura 52. Clivaje de plano axial.

Fuente: (a) http://blogs.agu.org/mountainbeltway/2012/07/07/structures-seen-at-floe-lake/; (b) http://csmres.jmu.edu/geollab/vageol/vahist/Fracstru.html; (c) http://www.geosci.usyd.edu.au/users/prey/FieldTrips/BrokenHillOlary/Mapping.html

2.2. Estructuras lineales El término lineamiento se emplea para describir elementos lineales que ocurren en una roca (Fossen, 2010). Cuando una estructura lineal se desarrolla durante la deformación de la roca se dice que es un lineamiento construido (Twiss & Moore, 1997). Desde el punto de vista estructural, la mayor parte de las lineaciones son desarrolladas paralelamente al esfuerzo principal mínimo ( 3), por lo que su identificación resulta particularmente útil en términos de la definición del campo de esfuerzos. Las principales estructuras lineales tectónicas son: 2.2.1.

Lineación de intersección

La lineación de intersección es formada por el corte entre el clivaje y la estratificación en un pliegue (Fossen, 2010). Dado que el clivaje es aproximadamente paralelo al plano axial (plano perpendicular a 1), la lineación de intersección define la dirección del esfuerzo principal mínimo 3.


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Fuente:

2.2.2.

Figura 53. Lineación de intersección http://www.rci.rutgers.edu/~schlisch/structureslides/foldhingeclbed.html

Lineación mineral

La lineación mineral de interés para la geología estructural consiste en la orientación de minerales de geometría asimétrica (anfíboles, plagioclasas, etc.). Dicha orientación, cuando es producida por un fenómeno tectónico, suele ser paralela a la dirección de estiramiento (generalmente paralela al esfuerzo principal mínimo 3) y por esta razón se conoce como lineación de estiramiento (Fossen, 2010).

Figura 54. Lineación mineral.

Fuente: http://www.ugr.es/~jmmm/Fotos/big/DSC00844.JPG


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2.2.3.

Estrías de falla

Las estrías de falla son estructuras lineales que se forman por abrasión de las paredes puestas en contacto por la superficie de falla (Fossen, 2010). Estas estructuras no son paralelas a ninguno de los esfuerzos principales, pero sí lo son con respecto a la dirección del movimiento de la falla.

Figura 55. Estrías de falla. Fuente: Propia.

3. FRACTURAS Una fractura es una discontinuidad planar o subplanar que se desarrolla en la roca cuando su límite de elasticidad es superado como consecuencia de la aplicación de un esfuerzo (Fossen, 2010). Las fracturas pueden ser clasificadas en diaclasas (o fracturas de apertura), fallas y venas o diques. 3.1. Diaclasas Una diaclasa se define en términos generales como una fractura natural en la roca, a lo largo de la cual no hay un desplazamiento de cizalla medible (desplazamiento paralelo al plano de la fractura; Van der Plujim & Marshak, 2004). El origen más aceptado para la formación de las diaclasas establece que éstas se abren perpendicularmente al esfuerzo principal mínimo - 3sobre el plano que contiene a los esfuerzos principales máximo - 1- y medio -2 (Fossen, 2010; Figura 75). ANA MARÍA ABAD POSADA. ING. GEÓLOGA, M.Sc.

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Figura 56. Diaclasas y su relación con los esfuerzos. Fuente: propia

A la hora de estudiar las diaclasas de un afloramiento, es importante tener en cuenta la siguiente terminología (tomada de Van der Plujim & Marshak, 2004): (a) Familia de diaclasas. Se define una familia de diaclasas como un arreglo de diaclasas que son paralelas o subparalelas (Figura 57).

(a)


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(b) Figura 57. Familias de diaclasas: (a) Familia de diaclasas en amarillo; (b) familia de diaclasas en verde. Fuente: propia

(b) Sistema de diaclasas. Se define un sistema de diaclasas como dos o más familias de diaclasas que se intersectan a un ángulo aproximadamente constante. Si son ortogonales, se habla de sistema ortogonal de diaclasas, si hacen un ángulo de 30° o 60° se habla de sistema conjugado de diaclasas (Figura 58).

Figura 58. Sistema conjugado de diaclasas (ángulo de 60° entre diaclasas). Fuente: propia


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Es un tema controversial si los sistemas de diaclasas se forman simultáneamente o no. Por ahora se tiene como teoría más aceptada que sólo un sistema de diaclasas se forma bajo un sistema de esfuerzos particular, siendo los otros sistemas resultado de un cambio local en los esfuerzos, o sistemas formados en otra época (no contemporáneos), o fracturas de cizalla mal clasificadas (Fossen, 2010; Van der Plujim & Marshak, 2004). 3.1.1.

Edad relativa

Twiss & Moore (1997) establecen que cuando más de una familia de diaclasas se desarrolla, las diaclasas más jóvenes terminan contra las más antiguas dado que la energía no puede propagarse por causa del fracturamiento previo (Figura 59). Para estos autores, la edad relativa de las diaclasas puede ser enmascarada por los siguientes factores:

Figura 59. Edad relativa de las diaclasas.

Fuente: http://maps.unomaha.edu/maher/GEOL3300/week1/joints.html

(a) Si las diaclasas antiguas son cementadas por minerales hidrotermales, el límite entre estas diaclasas ya no actuará más como una barrera para la propagación de la energía y las nuevas diaclasas podrán atravesarlas. Esta situación puede ser particularmente confusa si, en el presente, el cementante de las diaclasas antiguas ya ha sido diluido por el agua (Figura 60).


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(a)

(b)

(c)

(d)

Figura 60. Entrada de cementante en diaclasas más antiguas: (a) formación de las diaclasas más antiguas; (b) entrada de cementante en las diaclasas; (c) formación de la diaclasas más nuevas; (d) disolución del cementante. Fuente: Propia

(b) Una diaclasa nueva puede desarrollarse a ambos lados de una más antigua, por lo que parecería que es continua y que la corta.

(a)

(b)

(c) Figura 61. Desarrollo de diaclasas más nuevas alrededor de diaclasas más antiguas: (a) formación de la diaclasa más antigua; (b) formación de una diaclasa más nueva; (c) formación de otra diaclasa frente a la anterior. Fuente: Propia


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(c) Si se confunde una fractura de cizalla con una diaclasa, la fractura de cizalla (fractura con movimiento milimétrico o centimétrico relativo) puede mostrar el falso fin de una diaclasa que realmente está cortando. Para esto es muy importante reconocer bien la fractura de cizalla y no confundirla con una diaclasa.

(a)

(b)

Figura 62. Confusión entre una diaclasa y una fractura de cizalla: (a) visualización de dos fracturas, una cortando a la otra; (b) aumento de escala de observación donde se observa que la fractura que corta a la diaclasa es realmente una fractura de cizalla. Fuente: Propia

Si en una misma roca se tiene una familia de diaclasas mineralizada o con diques, y otra familia sin mineralización o diques, es muy probable que ambas se hayan formado en etapas diferentes (Twiss & Moore, 1997). 3.1.2.

Origen de las diaclasas

Las diaclasas no solo se forman por orígenes tectónicos, pueden formarse como consecuencia en cambios en los sistemas de esfuerzos por factores diferentes. 3.1.2.1.

Diaclasas por liberación de presión

Las diaclasas por liberación de presión o diaclasas columnares son columnas hexagonales, separadas por fracturas, que se forman durante el enfriamiento y contracción de rocas hipoabisales y lavas (Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 63 y Figura 64).


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Figura 63. Formación de las diaclasas columnares.

Fuente: http://homepage.usask.ca/~mjr347/prog/geoe118/geoe118.054.html

Figura 64. Diaclasas columnares.

Fuente: http://www.cedd.gov.hk/eng/about/organisation/kkh_brief.html

3.1.2.2.

Diaclasas en hoja o de exfoliación (sheet joints)

Las diaclasas de exfoliación son fracturas que se desarrollan de forma paralela a la superficie topográfica (Figura 65 y Figura 66); se forman normalmente como consecuencia de un cambio en el sistema de esfuerzos local por desconfinamiento de las rocas (exhumación), donde los esfuerzos horizontales dominan sobre los verticales (Van der Plujim & Marshak, 2004).


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(a)

(c)

(b)

Figura 65. Formación de las diaclasas en hoja o de exfoliación ( sheet joints): (a) tiempo presente; (b) inicio de formación; (c) vista regional tiempo presente. Fuente: Modificado de Fossen (2010).

Figura 66. Diaclasas en hoja o de exfoliación ( sheet joints). Fuente: http://maps.unomaha.edu/maher/geo117/117igneous.html


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3.1.2.3.

Diaclasas por fracturamiento hidráulico

Las diaclasas por fracturamiento hidráulico son fracturas que se forman en múltiples direcciones (direcciones “aleatorias”) como consecuencia de un incremento en la presión de poro que, al superar la resistencia de la roca, hace que las grietas o espacios que están rellenos con fluido se propaguen como fracturas (Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 67 y Figura 68).

Figura 67. Formación de las diaclasas por fracturamiento hidráulico. Fuente: Modificado de Lillo y Oyarzun (2013).


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Figura 68. Diaclasas por fracturamiento hidráulico.

Fuente: https://www.flickr.com/photos/29750062@N06/6365848857/sizes/l/in/photostream/

3.1.2.4.

Diaclasas tectónicas

Las diaclasas tectónicas son aquellas que se forman como resultado de la aplicación de un esfuerzo de tipo tectónico sobre la roca. Estas estructuras se forman sobre el plano que contiene a los esfuerzos principales máximo - 1- y medio -2 y se abren perpendicularmente al esfuerzo principal mínimo - 3(Fossen, 2010; Figura 69 y Figura 70).

Figura 69. Diaclasas tectónicas. Fuente: propia


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Figura 70. Diaclasas tectónicas. Fuente: propia

3.1.3.

Relación de las diaclasas con otras estructuras

Las diaclasas, al igual que la mayoría de las estructuras geológicas, no ocurren aisladas dentro de la roca sino acompañadas con otras estructuras. A continuación se presentan algunas de las diaclasas que pueden formarse simultáneamente con otras estructuras. 3.1.3.1.

Diaclasas y fallas

Las diaclasas se encuentran comúnmente asociados con las fallas por ser ambas estructuras frágiles. Existen tres tipos comunes de asociación entre fallas y diaclasas (Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 71): (a) diaclasas tectónicas formadas por el mismo campo de esfuerzos que crea la falla; (b) diaclasas formadas por el desarrollo de extensión local en una zona de irregularidad geométrica, en uno de los bloques divididos por la falla; (c) diaclasas denominadas diaclasas pinadas ( pinnate joints), adyacentes a zona de ruptura de la falla, a 30° o 45° de la superficie de falla, que se forman por extensión local mientras la falla se mueve.


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(b) (a)

(c) Figura 71. Diaclasas asociadas al fallamiento: (a) diaclasas tectónicas; (b) diaclasas formadas sobre una irregularidad en la superficie de falla; (c) diaclasas pinadas. Fuente: Modificado de Van der Plujim & Marshak, 2004.

3.1.3.2.

Diaclasas y pliegues

Las diaclasas que se forman contemporáneamente con los pliegues, en un régimen de deformación frágil-dúctil pueden ser (Twiss & Moores, 2007; Figura 72): (a) diaclasas tectónicas que se forman bajo el mismo régimen de esfuerzos que crea el plegamiento; (b) fracturas de tensión asociadas al estiramiento en la zona de la cresta del pliegue, las cuales suelen ser conjugadas formando 30° con respecto al plano definido por 3 y 2; (c) fracturas compresivas asociadas a la constricción en el núcleo del pliegue, generalmente son conjugadas, formando 30° con respecto al plano definido por 3 y 2.

Figura 72. Diaclasas asociadas al plegamiento: (a) diaclasas tectónicas, en rojo; (b) diaclasas de tensión en la cresta, en azul; (c) diaclasas compresivas en el núcleo, en verde. Fuente: Modificado de Twiss & Moores (2007)


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3.1.3.3.

Diaclasas e intrusivos

Los frentes de intrusión, especialmente aquellos de grandes cuerpos plutónicos, generalmente modifican el campo de esfuerzos local, haciendo que el esfuerzo principal máximo sea paralelo al frente de intrusión. Esta modificación hace que se desarrollen diaclasas paralelas al frente de intrusión que, generalmente se rellenan con fluido magmático (Figura 73). Geomorfológicamente se crean plegamientos por flexión ( bending) y estructuras circulares (Figura 74).

Figura 73. Diaclasas asociadas a intrusiones ( 1 está representado por la flecha roja) Fuente: Modificado de Best (2003).

Figura 74. Geomorfología de diaclasas asociadas a intrusiones.

Fuente: http://www.expeditionportal.com/forum/threads/62664-Granite-Batholiths-Bedouin-Wells-andAbandoned-Villages-of-Arabia-Shield


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3.2. Fallas Las fallas son estructuras complejas y por esta razón hay diversas propuestas en su definición, siendo la más aceptada aquella que establece que una falla es una discontinuidad, con desplazamiento paralelo a las paredes, dominado por mecanismos de deformación frágil y que se forma, en teoría, mediante la unión de pequeñas fracturas de tensión que se expanden a lo largo de su propio plano de discontinuidad (Fossen, 2010; Van der Plujim & Marshak,

2004; Figura 75, Figura 76).

Figura 75. Esquema de una falla. Fuente: Propia.

Figura 76. Falla geológica.

Fuente: http://en.wikipedia.org/wiki/Fault_(geology)#mediaviewer/File:The_Blue_Anchor_Fault_ _geograph.org.uk_-_2455274.jpg.

3.2.1.

Terminología básica

Para poder estudiar las fallas es importante conocer las partes que las componen (Van der Plujim & Marshak, 2004; Fossen, 2010; Figura 77): (a) Plano de falla: plano en el que ocurrió el desplazamiento de cizalla.


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(b) Bloque techo (o bloque superior, o bloque colgante; hanging-wall block ): si la falla no es vertical (buzamiento menor que 90°), el bloque techo es aquel que queda sobre el plano de falla. (c) Bloque piso (o bloque inferior, o bloque yacente; footwall block ): si la falla no es vertical (buzamiento menor que 90°), el bloque piso es aquel que queda bajo el plano de falla. (d) Bloque levantado: cuando la falla es vertical (buzamiento igual a 90°), el bloque levantado se define como aquel que se levantó con respecto al otro bloque. (e) Bloque hundido: cuando la falla es vertical (buzamiento igual a 90°), el bloque hundido es aquel que se hundió con respecto al otro bloque. (f) Rumbo de la falla (fault strike): ángulo entre el norte y la línea de rumbo (línea de intersección entre el plano de falla y un plano horizontal). (g) Buzamiento de la falla (fault dip): ángulo entre un plano horizontal y la línea de buzamiento (intersección de la falla con un plano vertical).

(a)

(b) Figura 77. Partes de una falla: (a) falla con buzamiento menor que 90°; (b) falla vertical (con buzamiento igual a 90°). Fuente: propia


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(h) Movimiento neto (net slip): el movimiento neto describe la magnitud del movimiento relativo entre los bloques, conectados por una línea imaginaria llamada vector de deslizamiento (slip vector) que une dos puntos que originalmente eran adyacentes (Figura 78).

Figura 78. Movimiento neto (la flecha roja indica el vector desplazmiento) Fuente: propia

3.2.2.

Clasificación

Las fallas tienen dos tipos de clasificaciones: geométrica y según su movimiento relativo. A continuación se presentará un resumen de ambas. 3.2.2.1.

Según su morfología

Según su morfología las fallas pueden describirse de la siguiente manera: (a) Fallas planares. Se dice que una falla es planar cuando la superficie de falla es un plano. Estas fallas pueden clasificarse según el buzamiento de este plano, según muestra la Tabla 2 (Figura 79). Tabla 2. Clasificación de las fallas según su buzamiento (modificado de Van der Plujim & Marshak, 2004). Tipo de falla Buzamiento plano axial ( ) Vertical

 =

Subvertical

80° ≤  < 90°

De alto ángulo

60° ≤  < 80°

Inclinada

30° <  < 60°

De bajo ángulo

10° <  ≤ 30°

Subhorizontal

0° <  ≤ 10°

Horizontal

 =

90°

0°


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(a)

(b)

(c)

(d)

(e)

(f)

(g) Figura 79. Clasificación de las fallas según su buzamiento: (a) verticales; (b) subverticales ; (c) de alto ángulo; (d) inclinadas; (e) de bajo ángulo; (f) subhorizontales; (g) horizontales. Fuente: propia

(b) Fallas lístricas. Se dice que una falla es lístrica cuando tiene un alto buzamiento cerca de la superficie y un buzamiento bajo en profundidad (Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 80). Esta es una falla curva.


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Figura 80. Falla lístrica. Fuente: propia

(c) Falla en flor. Una falla en flor es una superficie curva que posee buzamiento vertical a subvertical en profundidad y, hacia la superficie, disminuye el ángulo de buzamiento (Figura 81).

(b)

(a) Figura 81. Fallas en flor: (a) flor negativa; (b) flor positiva. Fuente: Modificado de Woodcock & Fischer (1986).

3.2.2.2.

Según su movimiento relativo

Según el movimiento relativo entre los bloques que componen la falla, éstas pueden clasificarse en: (a) Fallas con movimiento paralelo a la línea de buzamiento. El bloque superior puede moverse paralelamente a la línea de buzamiento en dos direcciones: hacia arriba o hacia abajo (Figura 82). Si el bloque superior se mueve hacia arriba (sube) con respecto al inferior, se dice que la falla es inversa; si el bloque superior se mueve hacia abajo (baja) con respecto al ANA MARÍA ABAD POSADA. ING. GEÓLOGA, M.Sc.

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inferior, se dice que la falla es normal (Fossen, 2010; Van der Plujim & Marshak, 2004).

(a)

(b)

Figura 82. Fallas con movimiento paralelo a la línea de buzamiento: (a) falla normal; (b) falla inversa. Fuente: propia.

(b) Fallas con movimiento paralelo a la línea de rumbo. Un bloque puede moverse con respecto a otro, paralelamente a la línea de rumbo, en dos direcciones: hacia la derecha o hacia la izquierda (Figura 83). Si el bloque se mueve hacia la derecha con respecto al otro bloque, se dice que la falla es dextral; si el bloque se mueve hacia la izquierda con respecto al otro bloque, se dice que la falla es sinistral (Fossen, 2010; Van der Plujim & Marshak, 2004).

(a)

(b)

Figura 83. Fallas con movimiento paralelo a la línea de rumbo: (a) falla dextral; (b) falla sinistral. Fuente: propia.

(c) Fallas oblicuas. En las fallas oblicuas el bloque del techo se mueve con respecto al bloque del piso en una dirección que involucra movimiento tanto a lo largo de la línea de rumbo, como a lo largo de la línea buzamiento, definiendo un movimiento diagonal a ambas líneas. Dependiendo de la característica del movimiento, las fallas oblicuas se clasifican en:  Normal-dextral. Se dice que una falla es normal-dextral cuando el movimiento dominante es a lo largo de la línea de buzamiento. En este tipo de falla el bloque superior baja y se mueve hacia la derecha con respecto al bloque inferior (Figura 84). ANA MARÍA ABAD POSADA. ING. GEÓLOGA, M.Sc.

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Figura 84. Falla normal-dextral (las flechas indican el movimiento del bloque superior) Fuente: propia.



Normal-sinistral. Se dice que una falla es normal-sinistral cuando el

movimiento dominante es a lo largo de la línea de buzamiento. En este tipo de falla el bloque superior baja y se mueve hacia la izquierda con respecto al bloque inferior (Figura 85).

Figura 85. Falla normal-sinistral (las flechas indican el movimiento del bloque superior) Fuente: propia.



Inversa-dextral. Se dice que una falla es inversa-dextral cuando el

movimiento dominante es a lo largo de la línea de buzamiento. En este tipo de falla el bloque superior sube y se mueve hacia la derecha con respecto al bloque inferior (Figura 86).


Página 62


Figura 86. Falla inversa-dextral (las flechas indican el movimiento del bloque superior) Fuente: propia.



Inversa-sinistral. Se dice que una falla es inversa-sinistral cuando el

movimiento dominante es a lo largo de la línea de buzamiento. En este tipo de falla el bloque superior sube y se mueve hacia la izquierda con respecto al bloque inferior (Figura 87).

Figura 87. Falla inversa-sinistral (las flechas indican el movimiento del bloque superior) Fuente: propia.



Dextral-normal. Se dice que una falla es dextral-normal cuando el

movimiento dominante es a lo largo de la línea de rumbo. En este tipo de falla el bloque superior baja y se mueve hacia la derecha con respecto al bloque inferior (Figura 88).


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Figura 88. Falla dextral-normal (las flechas indican el movimiento del bloque superior) Fuente: propia.



Dextral-inversa. Se dice que una falla es dextral-inversa cuando el

movimiento dominante es a lo largo de la línea de rumbo. En este tipo de falla el bloque superior sube y se mueve hacia la derecha con respecto al bloque inferior (Figura 89).

Figura 89. Falla dextral-inversa (las flechas indican el movimiento del bloque superior) Fuente: propia.



Sinistral-normal. Se dice que una falla es sinistral-normal cuando el

movimiento dominante es a lo largo de la línea de rumbo. En este tipo de falla el bloque superior baja y se mueve hacia la izquierda con respecto al bloque inferior (Figura 90).


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Figura 90. Falla sinistral-normal (las flechas indican el movimiento del bloque superior) Fuente: propia.



Sinistral-inversa. Se dice que una falla es sinistral-inversa cuando el

movimiento dominante es a lo largo de la línea de rumbo. En este tipo de falla el bloque superior sube y se mueve hacia la izquierda con respecto al bloque inferior (Figura 91).

Figura 91. Falla sinistral-inversa (las flechas indican el movimiento del bloque superior) Fuente: propia.

3.2.3.

Relación entre las fallas y los esfuerzos principales

Con base en la teoría de fallamiento, propuesta por Anderson en 1951, se ha establecido que, en condiciones ideales, las fallas pueden formarse en pares conjugados (a 60°) cuya bisectriz es el plano que contiene a los esfuerzos principales máximo y medio (1 y 2, respectivamente; Van der Plujim & Marshak, 2004). Dependiendo de la orientación de los esfuerzos principales se tiene el desarrollo de las siguientes fallas:


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3.2.3.1.

Fallas normales

Las fallas normales se desarrollan cuando el esfuerzo principal máximo ( 1) es vertical, el esfuerzo principal medio es horizontal (2) y el esfuerzo principal mínimo (3) es horizontal (Figura 92).

Figura 92. Fallas normales y su relación con los esfuerzos principales. Fuente: Modificado de Van der Plujim & Marshak (2004).

3.2.3.2.

Fallas inversas

Las fallas inversas se desarrollan cuando el esfuerzo principal máximo ( 1) es horizontal, el esfuerzo principal medio es horizontal ( 2) y el esfuerzo principal mínimo (3) es vertical (Figura 93).

Figura 93. Fallas inversas y su relación con los esfuerzos principales. Fuente: Modificado de Van der Plujim & Marshak (2004).


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3.2.3.3.

Fallas de rumbo

Las fallas de rumbo se desarrollan cuando el esfuerzo principal máximo ( 1) es horizontal, el esfuerzo principal medio es vertical (2) y el esfuerzo principal mínimo (3) es horizontal (Figura 94). Notar que bajo un mismo sistema de esfuerzos pueden crearse fallas tanto dextrales como sinistrales.

Figura 94. Fallas de rumbo y su relación con los esfuerzos principales: (a) dextrales; (b) sinistrales Fuente: Modificado de Van der Plujim & Marshak (2004).

3.2.3.4.

Fallas oblicuas

La dirección de los esfuerzos principales será inclinada con respecto a la horizontal o a la vertical para formar los diferentes tipos de fallas oblicuas. 3.2.4.

Características de los principales tipos de falla

Los principales tipos de falla generalmente presentan unas características específicas que ayudan en su correcta identificación en el campo. 3.2.4.1.

Fallas normales

Las fallas normales son aquellas en las que el bloque del techo se mueve hacia abajo, con respecto al bloque del piso. Este movimiento hace que ocurra pérdida de secuencias estratigráficas y que rocas más jóvenes se posicionen junto a rocas más antiguas (Twiss & Moores, 2007; Figura 95). Según la teoría de fallamiento de Anderson, bajo condiciones ideales, las fallas normales tienden a poseer un ángulo de buzamiento cercano a los 60° (Twiss & Moores, 2007). ANA MARÍA ABAD POSADA. ING. GEÓLOGA, M.Sc.

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Figura 95. Características de las fallas normales. Fuente: propia

Aunque las fallas normales pueden desarrollarse en cualquier tipo de ambiente, los principales sistemas de fallas normales regionales se desarrollan principalmente principalmente en (Van der Plujim & Marshak, 2004): rifts (áreas de la litósfera sometidas a extensión), dorsales oceánicas ( mid-ocean ridges) y márgenes pasivas (márgenes ( márgenes continentales que no son, actualmente, límites de placa). Estos sistemas de fallas suelen estar caracterizados por arreglos paralelos de fallas planares o lístricas (Figura 96) definiendo las estructuras conocidas como graben, horst y hemigraben (Van der Plujim & Marshak, 2004). Es común encontrar múltiples fallas asociadas a las fallas lístricas, aquellas que buzan en la misma dirección de la falla lístrica lí strica se conocen como fallas sintéticas y, aquellas que buzan en dirección opuesta, son llamadas fallas antitéticas.

(a)

(b) Figura 96. Sistemas de fallas normales: (a) planares; (b) lístricas Fuente: Modificado de Van der Plujim & Marshak (2004).


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3.2.4.2.

Fallas inversas

Las fallas inversas son aquellas en las que el bloque del techo sube con respecto al bloque del piso. Este movimiento hace que ocurra repetición de las secuencias estratigráficas y que rocas más antiguas se posicionen sobre rocas más nuevas (Twiss & Moores, 2007; Figura 97). Según la teoría de fallamiento de Anderson, bajo condiciones ideales, las fallas inversas tienen a poseer un ángulo de buzamiento cercano a los 30° (Twiss & Moores, 2007).

Figura 97. Características de las fallas inversas. Fuente: propia

Los sistemas de fallas inversas son arreglos de fallas que acomodan el acortamiento regional generado en márgenes convergentes de límites de placa y en orógenos colisionales, formando cinturones de plegamiento y cabalgamiento (fold-thrusts belts; Van der Plujim & Marshak, 2004). Estos cinturones suelen desarrollar abanicos imbricados de fallas de cabalgamiento o estructuras dúplex (Figura 98).

(a)


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(b) Figura 98. Sistemas de fallas inversas: (a) abanicos imbricados; (b) dúplex. Fuente: Modificado de Van der Plujim & Marshak (2004).

3.2.4.3.

Fallas de rumbo

Las fallas de rumbo son aquellas en las que un bloque de falla se mueve horizontalmente horizontalmente con respeto al otro. Si el movimiento movimiento del bloque de referencia es hacia la derecha, se dice que la falla es dextral; si este movimiento es hacia la izquierda, se dice que la falla es sinistral (Figura 99). Según la teoría de fallamiento de Anderson, bajo condiciones ideales, las fallas de rumbo tienen a poseer un ángulo de buzamiento cercano a los 90° (Twiss & Moores, 2007).

(a)

(b)

Figura 99. Fallas de rumbo: (a) falla dextral; (b) falla sinistral. Fuente: propia.

Los sistemas de fallas de rumbo son arreglos de fallas que ocurren generalmente como límite de placas o dentro de placas en orógenos convergentes, convergentes, usualmente caracterizados por la presencia de múltiples fallas de rumbo conectadas a través de fallas de segundo y tercer orden (Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 100).


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Figura 100. Modelamiento físico de la formación de las fallas de rumbo: (a) antes de la deformación; (b) después de la deformación; (c) vista en planta (fallas de segundo orden en azul y verde, fallas de tercer orden en rojo). Fuente: Modificado de Van der Plujim & Marshak (2004).

3.2.4.4.

Fallas oblicuas

Las fallas oblicuas son aquellas que tienen movimiento combinado paralelo a las líneas de rumbo y buzamiento. Geométricamente, y como consecuencia del movimiento combinado, estas fallas tienden a ser curvas. Si la falla posee movimiento de rumbo combinado con movimiento inverso se tendrá una falla vertical en profundidad que suaviza su buzamiento hasta llegar a superficie, formando una flor negativa (Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 101a). Si el movimiento de rumbo se combina con un movimiento normal se tendrá una falla vertical en profundidad que tiende a llegar a la superficie con altos buzamientos (aproximadamente 60°; Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 101b).


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(a)

(b)

Figura 101. Fallamiento oblicuo: (a) estructura en flor positiva; (b) estructura en flor negativa. Fuente: Modificado de Woodcock & Fischer (1986).

3.2.5.

Inflexiones en zonas de falla

El hecho de que las fallas se curven es natural (Suppe, 1985; Gamond, 1987; Ramsay, 2006; Dieterich & Smith, 2009). La orientación de las fracturas está condicionada por los esfuerzos principales y el comportamiento mecánico de los materiales. La heterogeneidad en la geología de casi cualquier sector y a cualquier escala puede resultar en la formación de fallas no planares (Lillo & Oyarzun, 2013). A continuación se presentarán los dos tipos principales de inflexión en zonas de falla. 3.2.5.1.

Dúplex

Las estructuras dúplex son aquellas en las cuales ocurre una inflexión (o varias inflexiones) en el plano de falla (Woodcock & Fischer, 1985). Estas inflexiones generalmente producen áreas en las que se forman zonas de apertura o cerramiento de espacios debido a esfuerzos diferenciales en el área de la inflexión (transpresión o transtensión, respectivamente). La geometría de los dúplex depende del tipo de falla principal en la que se forman (normal, inversa, de rumbo u oblicua; Figura 102).


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(a)

(b )

(c)

(d )

Figura 102. Estructuras dúplex: (a) falla sinistral; (b) falla dextral; (c) falla normal; (d) falla inversa. Fuente. Esquemas: modificado de Woodcock & Fischer (1986); Fotografías: (a) y (b) http://platetectonic.narod.ru/faultsphotoalbum.html; (c) http://www.geol.lsu.edu/jlorenzo/Oman/Oman.html; (d) http://www.webpages.uidaho.edu/~simkat/geol345_files/duplex_horses.jpg.


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3.2.5.2.

Fallas en echelon

Las fallas en echelon son aquellas en las que ocurre un “salto” en el plano de falla. Estos dos planos generalmente son unidos por arreglos de fracturas o fallas de segundo orden (llamados puentes o “ bridges”) que se combinan y entrelazan entre sí (Figura 103; Gamond, 1987). Es común que estos saltos ocurran en fallas de rumbo (movimiento dextral o sinistral), pero también pueden verse en fallas de cinemática normal, inversa u oblicua.

(a)

(b)

Figura 103. Puentes compresivos en fallas en echelon: (a) esquema; (b) afloramiento. Fuente: (a) Modificado de Gamond (1987); (b) http://geoscience.wisc.edu/~chuck/Classes/Mtn_and_Plates/rock_deformation.html

En fallas de rumbo, el escalonamiento puede darse hacia la derecha (escalonamiento dextral, Figura 104a) o hacia la izquierda (escalonamiento sinistral, Figura 104b). Según el movimiento de la falla, pueden generarse áreas de compresión (Figura 105) o de tensión (Figura 106).

(a)

(b)

Figura 104. Escalonamiento en fallas de rumbo: (a) dextral; (b) sinistral. Fuente: propia.


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(a)

(b)

(c)

(d)

Figura 105. Zonas de compresión generadas por los puentes ( bridges) en los tipos principales de falla: (a) sinistral; (b) dextral; (c) normal; (d) inversa. Fuente: propia.

(a)

(c)

(b)

(d)

Figura 106. Zonas de extensión generadas por los puentes ( bridges) en los tipos principales de falla: (a) sinistral; (b) dextral; (c) normal; (d) inversa. Fuente: propia.

3.2.5.3.

Terminación de fallas

Las fallas terminan en un punto en el que el movimiento neto a lo largo del plano de falla es nulo (Van der Plujim & Marshak, 2004). Estas terminaciones suelen estar representadas geométricamente por un abanico de fracturas menores llamadas cola de caballo ( horsetail ) o, en zonas de deformación ANA MARÍA ABAD POSADA. ING. GEÓLOGA, M.Sc.

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dúctil, por plegamientos cuyo plano axial es perpendicular al movimiento de la falla (Van der Plujim & Marshak, 2004; ).

Figura 107. Terminaciones de una falla (colas de caballo en rojo, ejes de plegamiento en azul). Fuente: Van der Plujim & Marshak (2004).

3.2.6.

Estructuras relacionadas al fallamiento

Como se vio anteriormente, las estructuras geológicas generalmente no ocurren de forma aislada sino asociadas a otras estructuras. A continuación se presentan las principales relaciones entre fallamiento, plegamiento y fracturamiento. 3.2.6.1.

Pliegues

Existen múltiples tipos de plegamientos asociados a las fallas, dentro de los más comunes se tienen: (a) Pliegues de arrastre (drag folds). Los pliegues de arrastre se forman en estados previos a la formación de la falla, como resultado del movimiento incipiente de los bloques que, finalmente, la definirán (Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 108). Estos pliegues normalmente se comportan como indicadores cinemáticos del movimiento de la falla.


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(a) (b)

(c)

(d)

Figura 108. Pliegues de arrastre: (a) antes de la deformación; (b) formación del pliegue; (c) formación de la falla; (d) pliegue de arrastre en afloramiento Fuentes. (a), (b) y (c) Van der Plujim & Marshak (2004); (d) http://web.mst.edu/~rogersda/cp_megalandslides/1162fault_with_drag_folds_preserved_in_boulder_near_granite_park_fault_in_205_mile_canyon.jpg

(b) Rollover . Durante el desarrollo de una falla lístrica, el plegamiento desarrollado en el bloque del techo es conocido como rollover (Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 109).


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(a)

Figura 109. Rollover : (a) formación; (b) imagen sísmica de un rollover.

Fuentes:(a) http://www.geosci.usyd.edu.au/users/prey/ACSGT/EReports/eR.2003/GroupD/Report2/web %20pages/Listric_Faults.html; (b) http://specialpapers.gsapubs.org/content/409/353/F16.large.jpg.

(c) Fault-propagation fold (pliegue por propagación de falla). Cuando una falla se doble y termina en profundidad, sin alcanzar superficie ( fault tip), el desplazamiento del bloque superior sobre el inferior hace que, en inmediaciones del final de la falla, los estratos se plieguen formando la estructura conocida como “pliegue por propagación de falla” (Fossen, 2010; Figura 110). Estas estructuras son comunes en las cuencas sedimentarias formadas bajo un régimen compresivo.


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(a)

(b) Figura 110. Pliegue por propagación de falla: (a) formación; (b) afloramiento. Fuentes:(a) modificado de Fossen (2010); (b) http://www.structuralgeology.org/2011_04_01_archive.html.

(d) Fault-bend fold (pliegue por doblamiento de falla). Cuando una falla se dobla, se desarrollan pliegues paralelos a la geometría de la falla llamados “pliegues por doblamiento de falla” (Fossen, 2010; Figura 111).


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Estas estructuras son comunes en las cuencas sedimentarias formadas bajo un régimen compresivo.

(a)

(b) Figura 111. Pliegue por doblamiento de falla: (a) formación; (b) afloramiento. Fuentes:(a) modificado de Fossen (2010); (b) http://www.structuralgeology.org/2011_04_01_archive.html.


Página 80


3.2.6.2.

Fracturas de segundo orden

Es común que durante las diferentes etapas de movimiento en una falla se desarrollen fracturas de segundo orden de magnitud que ayuden a acomodar los esfuerzos bajo los que se encuentra sometida la roca. Dentro de las fracturas de segundo y tercer orden que comúnmente se asocian a una zona de falla, se tienen: (a) Fracturas tipo Riedel (R). Son fracturas de cizalla secundarias (fracturas de menor magnitud que la falla principal, con pequeños movimientos paralelos al plano de la fractura) que se forman a un bajo ángulo con respecto a la zona de falla principal (10°-20°) y tienen su misma cinemática (Twiss & Moores, 2007; Fossen, 2010; Van der Plujim & Marshak, 2004; ). (b) Fracturas tipo Antiriedel (R’). Son fracturas de cizalla secundarias (fracturas de menor magnitud que la falla principal, con pequeños movimientos paralelos al plano de la fractura), conjugadas de las fracturas tipo Riedel, que se forman a un alto ángulo con respecto a la zona de falla principal (70°-80°) y tienen cinemática opuesta (Twiss & Moores, 2007; Fossen, 2010; Van der Plujim & Marshak, 2004; ).

(a)


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(b)

(c)

Figura 112. Fracturas Riedel y Antiriedel: (a) geometría general; (b) falla regional; (c) falla local. Fuentes:(a) modificado de Van der Plujim & Marshak (2004); (b) http://geology.gsapubs.org/content/40/1.cover-expansion; (c) http://www.scielo.org.ar/scielo.php?script=sci_arttext&pid=S000448222013000100002&lng=pt&nrm=iso&tlng=es

3.2.7.

Indicadores cinemáticos

Los indicadores cinemáticos son estructuras o rasgos geológicos que permiten identificar el movimiento de una falla. Dentro de los principales indicadores cinemáticos de las zonas de falla, se tienen: 3.2.7.1.

Pliegues de arrastre

Los pliegues de arrastre, como se mencionó anteriormente, son plegamientos que acomodan el deslizamiento entre los bloques antes de la fractura. Son indicadores cinemáticos porque la curvatura del pliegue de un bloque indica el sentido de movimiento del bloque opuesto (Figura 113). 3.2.7.2.

Fracturas Riedel y Antiriedel

El hecho de que las fracturas Riedel y Antiriedel posean, respectivamente, cinemáticas sintéticas y antitéticas a la de la zona de falla, permite interpretar la cinemática de la falla. Adicionalmente, si se sabe que las fracturas riedel y antiriedel hacen ángulos conocidos con respecto a la zona de falla, puede determinarse la orientación de la zona de falla cuando ésta no es clara; ANA MARÍA ABAD POSADA. ING. GEÓLOGA, M.Sc.

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adicionalmente, el ángulo agudo que forman las fracturas Riedel y Antiriedel siempre se abre en dirección al movimiento de la zona de falla (Figura 114).

Figura 113. Pliegue de arrastre.

Fuente: http://www.rci.rutgers.edu/~schlisch/structureslides/dragfold2.html

(a)

(b)

Figura 114. Fracturas Riedel y Antiriedel: (a) sin interpretación; (b) con interpretación cinemática (Riedel en azul, Antiriedel en rojo, zona de falla en amarillo) Fuente: (a) y (b http://geology.gsapubs.org/content/40/1.cover-expansion


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3.2.7.3.

Estrías y escalones de falla

Las estrías y escalones de falla son estructuras que generalmente se forman en zonas de crecimiento de nuevos minerales dentro de los planos de falla (Van der Plujim & Marshak, 2004). Las estrías son líneas que se forman en dirección paralela al movimiento de la falla (Figura 115) y, según el ángulo que forman con la horizontal (medido directamente sobre el plano; pitch), permiten identificar la componente principal de movimiento en una falla oblicua (Figura 116; Tabla 3).

(a)

(b) (c) Figura 115. Estrías de falla como indicadores cinemáticos (la línea punteada sobre el plano de falla representa a las estrías, y la flecha indica el movimiento del bloque superior): (a) plano de falla estriado; (b) interpretación de posible movimiento de la falla; (c) interpretación de posible movimiento de la falla. Fuente: propia

(a) ANA MARÍA ABAD POSADA. ING. GEÓLOGA, M.Sc.

(b) Página 84


(c)

(d)

(e)

(f)

Figura 116. Pitch de las estrías como indicadores de la componente dominante de movimiento en una falla (la línea punteada sobre el plano de falla representa a las estrías, y la flecha indica el movimiento del bloque superior): (a) falla normal o inversa; (b) falla dextral o sinistral; (c) falla normal-dextral o inversa-sinistral; (d) falla normal-sinistral o inversadextral; (e) falla dextral-normal o sinistral-inversa; (f) falla sinistralnormal o dextral-inversa. Fuente: propia

Tabla 3. Posibles movimientos de una falla según el pitch de sus estrías. Pitch ( ) Movimiento 1 Movimiento 2 

= 0°

0°<  < 45° 45°<  < 90°  =

90°

Dextral

Sinistral

Dextral-inversa

Sinistral-normal

Sinistral-inversa

Dextral-normal

Normal-dextral

Inversa-sinistral

Inversa-dextral

Normal-sinistral

Normal

Inversa

Los escalones de falla son planos a modo de escalones que se forman perpendicularmente a las estrías de falla y definen el sentido del movimiento de la falla (Figura 117). Hacia donde se deslice la mano sin chocar con los escalones, es el movimiento del bloque que la mano representa (bloque opuesto al bloque que poseen los escalones).


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(a) Falla normal

(b) Falla inversa

(c) Falla dextral

(d) Falla sinistral

(e) Falla normal-dextral

(f) Falla inversa-sinistral


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(g) Falla normal-sinistral

(h) Falla inversa-dextral

(i) Falla dextral-normal

(j) Falla sinistral-inversa

(k) Falla sinistral-normal

(l) Falla

Figura 117. Escalones de falla como indicadores del movimiento de una falla (la flecha roja representa el movimiento del bloque superior, asumiendo que geométricamente el bloque de la foto es el inferior). Fuente: modificado de http://www.turnstone.ca/rom82.htm

3.2.8.

Rocas de falla

Las rocas de falla han sido clasificadas en dos categorías principales (Van der Plujim & Marshak, 2004; Fossen, 2010): no cohesivas y cohesivas (Tabla 4).


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Tabla 4. Tipos de rocas de falla (Fossen, 2010). Rocas no cohesivas

Brecha de falla Harina de falla Pseudotaquilita

Rocas cohesivas

Brecha de aplastamiento Cataclasita

3.2.8.1.

Brecha de falla

Las brechas de falla son rocas no consolidadas que poseen clastos angulares, de la roca fallada, en una matriz en un porcentaje menor al 30% (Fossen, 2010; Figura 118). El tamaño de los clastos puede variar entre 1 mm a varios metros (Van der Plujim & Marshak, 2004).

Figura 118. Brecha de falla

Fuente: modificado de http://www.turnstone.ca/rom82.htm

3.2.8.2.

Harina de falla (fault gouge)

Roca “molida” compuesta por fragmentos de roca de menos de 1 mm de diámetro en más de un 70% (Van der Plujim & Marshak, 2004; Fossen, 2010). Ocasionalmente pueden encontrarse foliadas, en cuyo caso su nombre cambia a harina de falla foliada (foliated gouge; Van der Plujim & Marshak, 2004; Fossen, 2010, Figura 119). ANA MARÍA ABAD POSADA. ING. GEÓLOGA, M.Sc.

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(a)

(b) Figura 119. Harina de falla: (a) no foliada; (b) foliada.

Fuentes: (a) modificado de http://www.ged.rwth-aachen.de/Ww/projects/faults/Miri/Miri.html; (b) Modificado de http://geofaculty.uwyo.edu/cheadle/CRECWebpage/General_Geology/C%20Chem%20 and%20Devils%20Elbow/Devil's%20Ebow%20gouge.JPG


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3.2.8.3.

Pseudotaquilita

Son rocas cohesivas de vidrio o material finamente cristalizado que rellena los espacios entre fragmentos, principalmente de brechas (Van der Plujim & Marshak, 2004; Fossen, 2010; Figura 120). Este material se forma cuando la fricción es suficiente para fundir parcialmente la roca, lo que ocurre algunas veces durante sismos de gran magnitud (Van der Plujim & Marshak, 2004).

Figura 120. Pseudotaquilita.

Fuente: http://www.uni-muenster.de/GeoPalaeontologie/Geologie/Endogen/P1.html

3.2.8.4.

Brecha de aplastamiento (crush breccia)

Las brechas de aplastamiento son rocas que se caracterizan por su gran cantidad de bloques embebidos en una matriz cohesiva (Fossen, 2010; Figura 121). El porcentaje de matriz en estas rocas debe ser menor al 10%. 3.2.8.5.

Cataclasita

Las cataclasitas son brechas cohesivas con un porcentaje de matriz mayor al 10% (Fossen, 2010; Figura 122). Según la cantidad de matriz que poseen, pueden clasificarse en protocataclasitas (10% < %matriz < 50%); cataclasitas (50% < %matriz < 90%) y ultracataclasitas (% matriz > 90%).


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Figura 121. Brecha de aplastamiento.

Fuente: http://www.elcamino.cc.ca.us/academics/naturalsciences/earth/images/geo_breccia.jpg

(a)

(b)

(c) Figura 122. Cataclasitas: (a) Protocataclasita; (b) cataclasita; (c) ultracataclasita.

Fuentes: (a) http://www.newark.osu.edu/facultystaff/personal/jstjohn/Documents/Commonrocks/Tectonic-breccia.htm; (b) http://rses.anu.edu.au/highlights/view.php?article=217; (c) http://users.monash.edu.au/~weinberg/Pages/Ok_tedi_breccias/ok_tedi/50pct/DSC00353.JPG


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4. ZONAS DE CIZALLA Una zona de cizalla puede definirse de manera simple como una falla que se forma bajo un ambiente de deformación dúctil (Fossen, 2010; Figura 123). Lo anterior implica que las zonas de cizalla sufren movimientos iguales a los de las zonas de falla (normal, inverso, dextral, sinistral u oblicuo) provocados por la misma relación de esfuerzos (teoría de Anderson).

Figura 123. Zonas de cizalla Fuente: Fossen (2010)

Las zonas de cizalla se caracterizan por ser superficies tabulares en las que la deformación es notablemente mayor que en las rocas que la rodean y los contactos con dichas superficies suelen ser gradacionales (Van der Plujim & Marshak, 2004; Fossen; 2010; Figura 124). En la Tabla 5 pueden observarse algunas diferencias esenciales entre fallas y zonas de cizalla.


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Figura 124. Zona de cizalla dextral

Fuente: http://www.uvm.edu/~kklepeis/fieldforum/morephotos/morephotos-Pages/Image10.html

Tabla 5. Principales diferencias entre fallas y zonas de cizalla (Van der Plujim & Marshak, 2004; Fossen, 2010). Característica Fallas Zonas de cizalla Tipo de deformación Dimensiones*

Frágil

Dúctil y frágil

Estrecha

Amplia

Brechas de falla, harina de falla, Rocas

pseudotaquilitas, brechas de

Milonitas

aplastamiento, cataclasitas Profundidad de formación

0 – 10 km

15 – 40 km

* Las dimensiones se presentan de forma comparativa, es decir, la misma zona de daño en una falla frágil tendría un espesor significativamente mayor en una zona de cizalla.

4.1. Rocas de zonas de cizalla Las rocas características de las zonas de cizalla son llamadas milonitas. Las milonitas son rocas foliadas, intensamente deformadas, que han sufrido reducción de tamaño de grano por procesos de deformación plástica (Fossen, 2010). Las milonitas pueden ser clasificadas en tres tipos (Tabla 6, Figura 125), dependiendo del porcentaje de roca original no recristalizada (Fossen, ANA MARÍA ABAD POSADA. ING. GEÓLOGA, M.Sc.

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2010). Los fragmentos remanentes, no recristalizados, de las milonitas se conocen como porfiroblastos (Fossen, 2010). Tabla 6. Clasificación de las milonitas (Fossen, 2010). Tipo de roca % de matriz (minerales recristalizados) Protomilonita

% Matriz < 50%

Milonita

50% < % Matriz < 90%

Ultramilonita

% Matriz > 90%

(a)

(b)


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(c) Figura 125. Tipos de milonitas: (a) protomilonita; (b) milonita; (c) ultramilonita

Fuentes: (a) http://hypocentre.wordpress.com/2012/01/23/rock-366-day-23-protomylonite/; (b) http://users.monash.edu.au/~weinberg/Pages/Reru_valley/Reru_valley/50pct/DSC03555.JPG; (c) http://www.staff.uni-mainz.de/kroener/Namibia1.htm.

4.2. Indicadores cinemáticos Los indicadores cinemáticos en las milonitas permiten entender el sentido de movimiento de la zona de cizalla al observar ciertas características con relación al plano de foliación de las milonitas (Van der Plujim & Marshak, 2004). Dentro de los principales indicadores cinemáticos en las milonitas se tienen (Van der Plujim & Marshak, 2004; Fossen; 2010): 4.2.1.

Complejos porfiroblasto-cola (grain-tail complexes)

Los complejos porfiroblasto-cola consisten de un porfiroblasto que actúa como cuerpo rígido que, al ser sometido a deformación plástica, genera una zona de “sombra” paralela a la foliación de la milonita, compuesta por granos de menor tamaño (recristalizados o no), cuya geometría general permite definir el sentido de movimiento de la zona de cizalla (Figura 126). 4.2.2.

Porfiroblastos fracturados (disrupted grains)

Los porfiroclastos fracturados se forman por fracturamiento en cristales aún con deformación frágil. Estas fracturas pueden formarse a bajo ángulo con respecto a la zona de cizalla (fracturas sintéticas) o a alto ángulo con respecto a ésta (fracturas antitéticas; Van der Plujim & Marshak, 2004). Tal y como se vio en capítulos anteriores, las fracturas sintéticas tendrán la misma cinemática de la zona de cizalla, mientras que las fracturas antitéticas tendrán cinemática opuesta (Figura 127). ANA MARÍA ABAD POSADA. ING. GEÓLOGA, M.Sc.

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(b)

(a)

(c)

Figura 126. Complejos porfiroblasto-cola: (a) formación; (b) zona de cizalla sinistral; (c) zona de cizalla dextral Fuentes: (a) Van der Plujim & Marshak (2004); (b) Fossen (2010); (c) http://structuralgeo.wordpress.com/2011/08/08/46/#jp-carousel-52

(a)

(b) Figura 127. Porfiroclastos fracturados: (a) fracturas sintéticas; (b) fracturas antitéticas.

Fuentes. Esquemas: Fossen (2010); imágenes: http://users.monash.edu.au/~weinberg/Pages/Quebrada %20de%20Belen_Catamarca/Kfeldspar_megacryst.htm


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4.2.3.

Estructuras S-C

Las estructuras S-C se forman como consecuencia de la deformación de la foliación principal, por el desplazamiento de los planos que definen la zona de cizalla (Figura 128). La foliación, al deformarse (estructuras S), forma estructuras sigmoides que finalmente convergen hasta desarrollar planos paralelos a la zona de cizalla (estructuras C).

(a)

(b)

(c)

(d)

Figura 128. Estructura S-C: (a) esquema; (b) estructura S-C a escala de afloramiento; (c) estructura S-C en muestra de mano; (d) estructura S-C (mica fish) bajo el microscopio.

Fuentes: (a) Van der Plujim & Marshak (2004); (b) http://myweb.facstaff.wwu.edu/talbot/cdgeol/Structure/Mylonite/Mylonite.html; (c) http://users.monash.edu.au/~weinberg/Pages/Czech_2013/50pct/IMG_9960.JPG;(d) http://virtualex plorer.com.au/special/meansvolume/contribs/tullis/Slides/030.JPG

4.2.4.

Grietas de tracción (tension gashes).

Las grietas de tracción, también conocidas como venas en echelon (dado que siempre están rellenas de mineral) son familias de pequeñas venas que se orientan paralelamente a las diaclasas tectónicas (se forman paralelas a 1 y se abren en dirección de 3). Cuando estas venas son deformadas en una zona de cizalla, desarrollan estructuras sigmoidales que permiten identificar la cinemática (Figura 129).


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(a)

(b) Figura 129. Grietas de tracción (a) formación; (b) grietas de tracción en afloramiento.

Fuentes: (a) http://www.see.leeds.ac.uk/structure/minor/tensiongash/gash3.htm; (b) http://www.eos.ubc.ca/resources/slidesets/keck/slides/struc28.html?db=structure&filename=struc28&fil etype=jpg.

4.3. Estructuras relacionadas Dado que en las zonas de cizalla pueden desarrollarse estructuras tanto dúctiles como frágiles, es posible encontrar, para un mismo sistema de esfuerzos, una o varias de las siguientes estructuras geológicas (Figura 130): foliación, pliegues, fallas normales, fallas inversas, diaclasas, fracturas riedel y fracturas antiriedel, entre otras.


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(a)

(b) Figura 130. Estructuras posibles en una zona de cizalla: (a) zona de cizalla dextral; (b) zona de cizalla sinistral. Fuente: propia

5. PREGUNTAS DE REPASO 1. ¿Qué es un pliegue? 2. ¿Qué tipo de deformación sufre la roca cuando se pliega? 3. Dibuje un pliegue y ubique cada una de sus partes 4. ¿Cuáles son los tipos de clasificación más general para los pliegues? 5. Según la morfología, ¿Cómo pueden clasificarse los pliegues? 6. Según su estilo, ¿Cómo pueden clasificarse los pliegues? 7. Según el sentido de curvatura, ¿Cómo pueden clasificarse los pliegues? 8. Según su posición espacial, ¿Cómo pueden clasificarse los pliegues? 9. Según su ángulo interlimbo, ¿Cómo pueden clasificarse los pliegues? 10.Según su simetría, ¿Cómo pueden clasificarse los pliegues? ANA MARÍA ABAD POSADA. ING. GEÓLOGA, M.Sc.

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11.Según la naturaleza de la forma de la charnela, ¿Cómo pueden clasificarse los pliegues? 12.Según las isógonas de buzamiento, ¿Cómo pueden clasificarse los pliegues? 13.Dibuje un pliegue tipo kink 14.Dibuje un pliegue tipo chevron 15.Dibuje un pliegue intrafoliado 16.Dibuje un pliegue pligmático 17.Dibuje un homoclinal 18.Dibuje un monoclinal 19.Dibuje un pliegue asociado a una falla 20.Explique la diferencia entre anticlinal y antiforme 21.Explique la diferencia entre sinclinal y sinforme 22.Dibuje un sinclinal antiforme y un anticlinal sinforme 23.Dibuje un antiforme, normal, abierto, simétrico, clase 1a 24.Dibuje un sinforme, normal, suave, simétrico, clase 1c 25.Dibuje un antiforme clase 3 26.Dibuje un sinclinal clase 2 27.Dibuje la notación para un pliegue anticlinal, con plano axial N45E/90, y eje axial N45E/60. 28.Dibuje un anticlinal tumbado, sabiendo que el plano axial tiene una inclinación de 60º hacia el W, con relación a la horizontal. Dentro de este anticlinal, dibuje los pliegues parasíticos tipo S y tipo Z. 29.Dibuje un sinclinal en el que se indiquen los pliegues de primer, segundo y tercer orden. 30.Dibuje los siguientes tipos de plegamiento: poliarmónico, disarmónico 31.¿Cuáles son los principales mecanismos de plegamiento? 32.Explique la diferencia entre doblamiento (buckling) y flexión (bending) 33.Mencione, tres características del buckling 34.De un ejemplo de formación de pliegues bajo el mecanismo bending (flexión) ANA MARÍA ABAD POSADA. ING. GEÓLOGA, M.Sc.

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35.¿Cuál es el mecanismo que origina el plegamiento pasivo? 36.Dibuje un ejemplo de plegamiento pasivo 37.Mencione los tres modelos cinemáticos de plegamiento. Explique cada uno de ellos 38.¿Cuáles es la principal causa de superposición de pliegues? 39.Enumere cinco datos que deben ser tomados en campo al observar un pliegue. 40.¿Cuál es la diferencia entre fracturas y pliegues? 41.Cuando una roca es sometida a un esfuerzo particular que la deforma, ¿Cuándo forma fracturas? ¿Cuándo forma pliegues? 42.¿En cuántos grupos pueden clasificarse las fracturas? ¿Cuáles? 43.¿Cuál es la diferencia entre diaclasas y fallas? 44.¿Qué es foliación? 45.Enumere y describa cuatro tipos de foliación primaria 46.Enumere y describa tres tipos de foliación secundaria 47.¿Cómo se relaciona la foliación con los esfuerzos principales? 48.¿En qué consiste el clivaje de crenulación? 49.¿Qué es un microlito? 50.¿Cuáles son los cinco criterios para describir foliaciones espaciadas? 51.Según la forma de dominios del clivaje, éste puede clasificarse en: 52.Explique tres relaciones entre el clivaje y los pliegues 53.Se tiene un afloramiento en el cuál: - la estratificación tiene un buzamiento aparente de 60º al W; - El clivaje es vertical. Dibuje un esquema del afloramiento indicando los posibles plegamientos (anticlinal y sinclinal) de esta sección. 54.¿Qué es vergencia? 55.Si el buzamiento del clivaje de un pliegue dado es hacia el E. ¿Hacia dónde es el transporte tectónico? Realice un esquema. 56.¿Cómo se relaciona el clivaje con la estratificación en la zona de la charnela de un pliegue? ANA MARÍA ABAD POSADA. ING. GEÓLOGA, M.Sc.

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57.Sabiendo que en campo, en la zona E, el clivaje observado tiene buzamiento de 60ºE y, en la zona W, el clivaje observado tiene buzamiento de 40ºE, grafique el pliegue asociado a estos clivajes. 58.¿Qué indican las estrías de deslizamiento en una falla? 59.¿Cuál es la diferencia entre las estrías de deslizamiento y los escalones (o steps) en una falla? ¿Qué indican? 60.Sabiendo que las estrías en un plano de falla son N45E, ¿cuál es la dirección de los steps? 61.Sabiendo que las estrías de un plano de falla, son horizontales, ¿cuáles son los movimientos probables de la falla? 62.Sabiendo que las estrías de un plano de falla son verticales, ¿cuáles son los movimientos probables de la falla? 63.Sabiendo que las estrías de un plano de falla N45W/50NE son oblicuas ¿cuáles son los movimientos probables de la falla? 64.¿Cuál es el intervalo de profundidad de la corteza, llamado zona de transición, donde generalmente las rocas cambian su forma de comportamiento? 65.¿Qué tipo de estructuras se producen en un régimen de deformación frágil? 66.¿Qué tipo de estructuras se producen en un régimen de deformación dúctil? 67.¿Qué tipo de estructuras se forman en un régimen transicional? 68.¿Qué es una diaclasa? 69.Enumere y grafique los cinco tipos de diaclasas que pueden formarse en un pliegue 70.Dibuje el campo de esfuerzos que generaría una falla inversa. 71.Dibuje el campo de esfuerzos que generaría una falla normal 72.Dibuje el campo de esfuerzos que generaría una falla de rumbo 73.En un sistema de fallamiento normal, ¿Cuál sería la característica principal de las vetas generadas durante este evento de fallamiento? 74.En un sistema de fallamiento inverso, ¿Cuál sería la característica principal de las vetas generadas durante este evento de fallamiento? ANA MARÍA ABAD POSADA. ING. GEÓLOGA, M.Sc.

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75.En un sistema de fallamiento de rumbo, ¿Cuál sería la característica principal de las vetas generadas durante este evento de fallamiento? 76.¿Por qué se considera que las fallas inversas son de bajo ángulo? 77.¿Por qué se considera que las fallas normales son de alto ángulo? 78.¿Cuál es la distribución esperada de las diaclasas alrededor de un intrusivo? 79.¿Cómo se forman las diaclasas columnares? 80.Enumere y explique en qué consiste cada uno de los seis parámetros básicos de descripción y caracterización de las diaclasas. 81.Dibuje una falla colocando en ella sus partes principales. 82.¿Qué es una falla lístrica? 83.¿Cómo se forma un rollover? 84.¿Cuál es la diferencia entre una falla sinistral-inversa y una falla inversasinistral? 85.Dibuje un esquema representando el stepping izquierdo 86.En un sistema dúplex observado en campo, se encontró que los dúplex localizados al W eran más nuevos que los localizados al E. ¿Cuál es la dirección de transporte tectónico en este sistema? 87.Enumere tres características de una falla inversa 88.Enumere tres características de una falla normal 89.Dibuje una falla normal. Dibuje adicionalmente las fallas sintéticas y antitéticas a la falla principal. 90.¿Qué es un graben? 91.¿Qué es un horst? 92.¿Qué tipo de roca de falla se forma en los diferentes niveles estructurales en la corteza? 93.¿Cuál es la característica principal de una brecha? 94.¿Cuál es la característica principal de una pseudotaquilita? 95.¿Cuál es la característica principal de una milonita? 96.¿Qué es una zona de cizalla? ANA MARÍA ABAD POSADA. ING. GEÓLOGA, M.Sc.

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97.Grafique los pliegues de arrastre propios de una falla normal y de una falla inversa. 98.¿Cuál es la diferencia fundamental entre una falla y una zona de cizalla? 99.¿En qué nivel de la corteza se encuentran fallas? ¿Intervalo de profundidad? 100. ¿En qué nivel de la corteza se encuentran zonas de cizalla? ¿Intervalo de profundidad? 101. ¿En qué nivel de la corteza pueden encontrarse fallas y zonas de cizalla? ¿Intervalo de profundidad? 102. Grafique las estructuras posibles que pueden encontrarse en una zona de falla inversa 103. Grafique las estructuras posibles que pueden encontrarse en una zona de falla normal 104. Grafique las estructuras posibles que pueden encontrarse en una zona de falla dextral 105. Grafique las estructuras posibles que pueden encontrarse en una zona de falla sinistral 106. Grafique una estructura en flor positiva 107. Grafique una estructura en flor positiva 108. ¿Qué significa encontrar una flor positiva en campo? 109. ¿Qué significa encontrar una flor positiva en campo? 110. Dibuje el proceso de formación de un resalto de alivio (releasing bend) 111. Dibuje el proceso de formación de un resalto constrictivo (restraining bend) 112. A nivel regional, cómo se denominan los resaltos de alivio? 113. ¿Qué características topográficas permitirían interpretar un resalto de alivio asociado a una falla? 114. ¿Qué características topográficas permitirían interpretar un resalto constrictivo asociado a una falla? 115. ¿Cómo se llama el fenómeno por el cual se forman los resaltos de alivio? ANA MARÍA ABAD POSADA. ING. GEÓLOGA, M.Sc.

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Guia de Clase - Capitulo III

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