Geología Estructural-un De Cajamarca 84v

UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA FACULTAD DE INGENIERÍA ESCUELA ACADÉMICO PROFESIONAL DE INGENIERÍA GEOLÓGICA

GEOLOGIA ESTRUCTURAL DEFORMACION DE LAS ROCAS

Docente Ing. REINALDO RODRIGUEZ CRUZADO Cajamarca, Marzo 2011 1

DEFORMACION DE LAS ROCAS Propiedades Físicas de las Rocas Introducción a la Teoría de la Elasticidad Esfuerzos y Deformaciones Estado Tensional Monoaxial Estado Tensional Biaxial Estado Tensional Triaxial Resistencia Ruptura Cizallamiento Fluencia Plástica y Elástica Los Sedimentos No Consolidados (SNC) Propiedades Mecánicas de SNC 2

√

Propiedades Físicas de las Rocas

Objetivo. Determinar la relación que existe entre contenido de aire, agua y sólidos de una roca. Entre las propiedades físicas, se tienen las siguientes:

Densidad

Densidad 

Peso natural Volumen

3

(Gr / cm ) 3

√

Propiedades Físicas de las Rocas

Gravedad especifica (G) La gravedad especifica de un material se define como la relación entre el peso de un material y el peso de un volumen igual de agua. Así, G es una cantidad que expresa cuantas veces un material es mas pesado que la misma cantidad de agua. La gravedad especifica absoluta (G) de una roca es la gravedad especifica de los granos sólidos.

4

√

Propiedades Físicas de las Rocas

WS S G  VS  W W Donde: WS = Peso de las partículas de roca VS = Volumen de las partículas de roca

W = Peso especifico del agua La gravedad especifica es usada en el calculo de las propiedades de suelos y rocas, como por ejemplo: La porosidad y la relación de vacíos. 5

√

Propiedades Físicas de las Rocas

Peso especifico () El peso especifico total o aparente () de un macizo rocoso arriba del nivel freático es expresado como el peso total de la roca y el volumen total de la misma.

W   V 6

√

Propiedades Físicas de las Rocas

Las rocas que contienen minerales con valores elevados de gravedad especifica G, tienen pesos específicos mas elevados.

Usualmente, las rocas ígneas y metamórficas tienen mayor peso especifico que las rocas sedimentarias.

7

√

Propiedades Físicas de las Rocas

El peso especifico seco d Es el peso seco de las partículas minerales dividido por el volumen total del elemento.

Wd G  d   W  V 1 e 1 w Donde: Wd = Peso seco de la muestra de roca. V = Volumen total de la muestra

G = Gravedad especifica promedio de la roca. e = Relación de vacíos  = Peso especifico total W = Peso especifico del agua (9,8 KN/m3) 8

√

Propiedades Físicas de las Rocas

El peso especifico saturado de la roca es:

 sat  1  nG W  n W Donde:

n = Porosidad de la roca G = Gravedad especifica W = Peso especifico del agua 9

√

Propiedades Físicas de las Rocas

Valores de pesos específicos y porosidades típicos para algunas rocas. Peso especifico seco Tipo de roca

(tf/m3)

(KN/m3)

Porosidad (n) (%)

Ígneas Basalto

2,21 – 2,77

21,66 – 27,15

0,22 – 22,06

Diabasa

2,82 – 2,95

27,64 – 28,91

0,17 – 1,00

Gabro

2,72 – 3,0

26,66 – 29,40

0,00 – 3,57

Granito

2,53 – 2,62

24,79 – 25,68

1,02 – 2,87

Cuarcita

2,61 – 2,67

25,58 – 26,17

0,40 – 0,65

Esquisto

2,6 – 2,85

25,48 – 27,93

10,00 – 30,00

Gneis

2,61 – 3,12

25,58 – 30,58

0,32 – 1,16

Marmol

2,51 – 2,86

24,60 – 28,03

0,65 – 0,81

Pizarra

2,71 – 2,78

26,56 – 27,24

1,84 – 3,61

Arenisca

1,91 – 2,58

18,72 – 25,28

1,62 – 26,40

Caliza

2,67 – 2,72

26,17 – 26,66

0,27 – 4,10

Dolomita

2,67 – 2,72

26,17 – 26,66

0,27 – 4,10

Lutita

2,0 – 2,40

19,60 – 23,52

20,00 – 50,00

Metamórficas

Sedimentarias

10

√

Propiedades Físicas de las Rocas

Porosidad (n) La presencia de poros o espacios vacíos afecta negativamente las propiedades de resistencia, ya que la cantidad de porosidad también puede estar representada en la forma de una fractura. Todos los materiales policristalinos, entre ellos, las rocas, son relativamente porosas dependiendo del tipo, composición mineral y modo de deformación. La porosidad es el resultado de los cambios en el estado tensional y de temperatura de la roca.

La cantidad de vacíos en un suelo o una roca puede ser expresada en términos de porosidad (n) y la relación de 11 vacíos (e)

√

Propiedades Físicas de las Rocas

WS V VV G W e n n   , con e  V 1 e V 1 n Donde:

VV = Volumen de vacíos. WS = Peso seco de los sólidos de roca G = Gravedad especifica de la roca

W = Peso especifico del agua V = Volumen total (VS + VV) 12

√

Propiedades Físicas de las Rocas

La porosidad suele ser multiplicada por 100 y expresada entonces en términos de porcentaje. La relación de vacíos (e) es el cociente del volumen de vacios (VV) y el volumen de sólidos (VS); la cual se expresa en forma decimal.

VV n Vv n , e e V 1 n Vs 13

√

Propiedades Físicas de las Rocas

Contenido de Humedad (w) El contenido de humedad expresa el peso del agua WW presente en la roca por el peso de las partículas sólidas.

Donde:

WW w WS

W  WS x 100  x 100 WS

W = Peso total del espécimen de roca, incluyendo la humedad. La mayoría de las rocas contienen porcentajes de humedad que oscilan entre valores inferiores al 1% y 14 mayores al 35%.

√

Propiedades Físicas de las Rocas

Grado de Saturación (S) El grado de saturación S indica el porcentaje de volumen de vacíos que están lleno de agua. Un valor S = 0%, quiere decir que la roca esta no saturada; en tanto que S = 100% corresponde a una roca saturada.

VW W S  VV n(1  W ) W 15

√

Propiedades Físicas de las Rocas

Permeabilidad La permeabilidad se define como la propiedad de un material poroso, que permite el paso o filtración de fluidos como el agua a través de los vacíos presentes en el material. La resistencia a fluir depende del tipo de roca, de la geometría de los poros y de la tensión superficial del agua. En teoría, todas las rocas son permeables es decir que los materiales son lo suficientemente porosos. Con excepción de algunas rocas que son impermeables por su naturaleza. 16

√

Propiedades Físicas de las Rocas

En caso de materiales tipo suelo, el agua fluye a velocidades por debajo del nivel critico. La descarga o caudal de agua a través de una sección transversal (A), durante un tiempo (t); esta dada por la Ley de Darcy.

Q  V . A  (k )(i)( A) Donde: Q = Caudal o descarga de agua k = Coeficiente de permeabilidad i = Gradiente hidráulico A = Área de la sección transversal

17

√

Propiedades Físicas de las Rocas

18

√

Propiedades Físicas de las Rocas

19

Tipo de Roca

Coeficiente de permeabilidad (cm/s)

Porosidad (n) (%)

Basalto

10-4 a 10-5

1-3

Diabasa

10-5 a 10-7

0,1 – 0,5

Gabro

10-5 a 10-7

0,1 – 0,5

Granito

10-3 a 10-5

1-4

Cuarcita

10-5 a 10-7

0,2 – 0,6

Esquisto

10-4

-

Gneis

10-3 a 10-4

-

Marmol

10-4 a 10-5

2–4

Pizarra

10-4 a 10-7

0,1 - 1

Arenisca

10-2 a 10-4

4 – 20

Caliza

10-2 a 10-4

5 – 15

4,6 * 10-9 - 1,2 * 10-8

-

10-3 a 10-4

5 - 20

Ígneas

Metamórficas

Sedimentarias

Dolomita Lutita

20

√

Propiedades Físicas de las Rocas

Resultados típicos de algunos ensayos de propiedades físicas de las rocas.

Código muestra

Diametro Cm.

Longit. Cm.

Volumen Cm3

Peso natural Gr.

Peso seco Gr.

Peso saturado Gr.

Densidad Gr/cm3

P.E a KN/m3

P.A %

Absorción %

Grupo

Caliza

4075-E(6)

3.47

1.80

17.02

45.45

45.39

45.47

2.67

26.16

0.47

0.18

Monzo nita

3985-n(3)

3.47

1.73

16.36

42.32

42.08

42.35

2.58

25.23

1.65

0.64

Skarn

3965-NE

3.47

1.58

14.94

50.54

50.41

50.56

3.38

33.10

1.00

0.30

21

INTRODUCCION A LA TEORIA ELASTICA

22

√ Introducción a la Teoría de la Elasticidad

ELASTICIDAD

Si las fuerzas externas que producen deformación no excedieran un cierto límite, la deformación desaparece cuando las fuerzas cesan de actuar, es decir el material vuelve a su estado original.

23

√ Introducción a la Teoría de la Elasticidad

PROPIEDADES ELASTICAS

La deformación elástica es aquella que desaparece cuando desparece la carga que ha producido la deformación

La elasticidad ideal es aquella en que la carga y la descarga ocurren instantáneamente Como ésta relación nunca ocurre, ya que siempre existe un retraso en la descarga, éste lapso se denomina HISTERESIS 24

√ Introducción a la Teoría de la Elasticidad

DEFORMACION PURAMENTE ELASTICA

El alargamiento es función lineal de la fuerza (Ley de Hooke o de Proporcionalidad) La expresión matemática se encuentra en la relación de una barra de longitud l , Φ 1 cm2, cargada con una fuerza actuando en la dirección de la barra

 E    (1)  25

√ Introducción a la Teoría de la Elasticidad

Donde: E = Constante conocida ”modulo de elasticidad o modulo de Young”, y representa desde un punto de vista de la mecánica la deformabilidad del macizo rocoso. σ = Esfuerzo  = Deformación.

 E    (1)  26

√ Introducción a la Teoría de la Elasticidad

27

√ Introducción a la Teoría de la Elasticidad

DEFORMACION DE CORTE

28

La ecuación 1 representa la deformación en una sola dirección (Elasticidad lineal). La ley de Hooke, también se puede adaptar para cálculos hidrostáticos y deformaciones de corte en la siguiente forma:

P  K, V

  G    ( 2) 

Donde: δP = El cambio unitario de la presión hidrostática, causando un cambio unitario en el volumen (δV). K = Modulo de bulk o compresibilidad  = Esfuerzo de corte  = Deformación de corte o angular G = modulo de rigidez

29

√ Introducción a la Teoría de la Elasticidad

Otro parámetro importante en la teoría de la elasticidad es la relación de Poisson , la cual representa la relación inversa entre la deformación en la dirección del esfuerzo aplicado y la deformación inducida en una dirección perpendicular.

x    (3) z

Si analizamos en el eje z

Entonces: Donde:

x  

 E 

z E

  (4)

El signo negativo representa una elongación (x y z deben ser de diferente signo). 30

RELACION ENTRE LA DEFORMACION – M. ELASTICIDAD - COEFICIENTE POISSON

1  x  ( x   z ) E y  

 E

(7)

( y   z ) deve ser así :

1  z  ( z   x ) E

y  



E

( x   z ) 31

√ Introducción a la Teoría de la Elasticidad

También, por el principio de superposición, las deformaciones normales resultantes en el cubo, sujeto a esfuerzos σx , σy y σz uniformemente distribuidas en cada uno de los lados del cubo, serán:

32

√ Introducción a la Teoría de la Elasticidad



1  x   x   ( y   z ) E





1  y   y   ( z   x ) E





1  z   z   ( x   y ) E

(8)

 33

√ Introducción a la Teoría de la Elasticidad

Por orto lado, si el cubo estuviera sometido a los tres esfuerzos compresivos principales σ1, σ2 y σ3; las deformaciones principales 1, 2 y 3 aplicando la teoría de la elasticidad se escribiría con la siguiente expresión matemática:

1 1   1   ( 2   3 )    (9) E 34

√ Introducción a la Teoría de la Elasticidad

Constante de Lame

E 1   1  2 

Las ecuaciones (8) también, pueden ser escritas en términos de deformaciones utilizando la constante de Lame, y se tendrá lo siguiente:

E E x  e x (1   )(1  2 ) (1   )

E E y  e y (1   )(1  2 ) (1   ) E E z  e z (1   )(1  2 ) (1   )

(20) e

: DILATACIÓN O EXPANSION VOLUMETRICA 35

√ Introducción a la Teoría de la Elasticidad

Usando λ y G, las ecuaciones (20) se convierten en las siguientes expresiones matemáticas:

 x  e  2G x ,  xy  G xy  y  e  2G y ,  yx  G yx

xy = Deformación de corte

(21)

 z  e  2G z ,  zx  G zx 36

√ Introducción a la Teoría de la Elasticidad

DILATACIÓN O EXPANSION VOLUMETRICA Con las invariantes de los esfuerzos y de las deformaciones, y la suma de las tensiones normales, se obtiene una nueva relación matemática



  X  Y   Z

e  x y z

   (18)

   (18.1)

1  2 e    (18.2)  E

 X  Y   Z   p 3(1  2 ) e p    (19) -p presion hidrostática E e

: DILATACIÓN O EXPANSION 37 VOLUMETRICA

√ Introducción a la Teoría de la Elasticidad

Constantes Elásticas Las deformaciones lineales elásticas de rocas isotrópicas, pueden ser calculadas por los incrementos conocidos de los esfuerzos, si solamente dos constantes del material rocoso son conocidos. Anteriormente se ha mencionado que estas constantes son el Modulo de Elasticidad de Young (E) y la Relación Poisson ().

38

√ Introducción a la Teoría de la Elasticidad

Por lo tanto, se puede afirmar que, para un material isotrópico, hay solo 2 constantes elásticas independientes. Si cualquiera de las dos son conocidas, las otras pueden ser calculadas. El coeficiente de Poisson  (relación entre la deformación directa e inducida), puede también ser expresada en términos de la constante de Lame (λ) y el modulo de rigidez (G) de la siguiente forma:

x      z 2(  G)

   (23)

39

√ Introducción a la Teoría de la Elasticidad

La relación entre las dos constantes se pueden expresar de la siguiente manera:

E G 2(1   )

y

E  (1   )(1  2 ) 40

√ Introducción a la Teoría de la Elasticidad

Otra constante que es muy útil es el modulo de Bulk o Compresibilidad (K), el cual expresa la relación entre la presión hidrostática P y la deformación volumétrica ∆V/V. Por lo tanto, se puede escribir lo siguiente:

V P  K  V K 

E 3(1  2 ) 41

√ Introducción a la Teoría de la Elasticidad

42

ESFUERZOS Y DEFORMACIONES

43

√ Esfuerzos y Deformaciones

FUERZA

Es una magnitud vectorial que tiende a producir un cambio en el movimiento de un cuerpo o en su estructura interna, es decir tiende a producir una deformación

44

√ Esfuerzos y Deformaciones

FUERZAS DE CUERPO O MASICAS (FC o FM) Están en relación directa con la masa del cuerpo al cual se aplican. Ejm. La gravedad, Fuerza Centrífuga, campos magnéticos

FUERZAS DE SUPERFICIE (FS) Dependen siempre de causas externas al cuerpo y no guardan ninguna relación con la masa del cuerpo. Son aplicadas a una superficie del cuerpo Se subdividen en :45

√ Esfuerzos y Deformaciones

FUERZAS DE SUPERFICIE Simple Producen movimiento

FUERZAS DE SUPERFICIE Compuesta Producen distorsión

* Si son divergentes se consideran tensionales * Si son convergentes se consideran compresionales * Dos fuerzas actuando en sentidos contrarios según dos rectas paralelas constituyen un par de fuerzas o cupla * Las fuerzas compuestas pueden ser aun mas complicadas, cuando dos pares de fuerzas tienden a producir torsión 46

√ Esfuerzos y Deformaciones

47

√ Esfuerzos y Deformaciones

ESFUERZO

Es la Fuerza por unidad de superficie que soporta un plano cualquiera de un cuerpo Es la relación entre la Fuerza aplicada y la superficie soportante

48

√ Esfuerzos y Deformaciones

PRESION LITOSTATICA ( PL ) * Producido por la gravedad y es un esfuerzo en

cualquier punto de la corteza debido al peso de la columna de rocas * La PL se calcula como :

49

√ Esfuerzos y Deformaciones

FUERZAS DE SUPERFICIE SOBRE PLANOS

50

√ Esfuerzos y Deformaciones

COMPONENTES DEL ESFUERZO

51

√ Esfuerzos y Deformaciones

COMPONENTES DEL ESFUERZO

52

√ Esfuerzos y Deformaciones

ESTADO DE ESFUERZO

53

√ Esfuerzos y Deformaciones

TENSORES DE ESFUERZO

54

√ Esfuerzos y Deformaciones

55

√ Esfuerzos y Deformaciones

El TENSOR DE ESFUERZOS SE EXPRESA COMO

56

√ Esfuerzos y Deformaciones

ELIPSOIDE DE ESFUERZO Un estado de esfuerzos puede ser representado por una figura geométrica, que es la superficie tridimensional que se obtendría uniendo todos los extremos de los vectores esfuerzo que actúan sobre un punto en un instante dado.

57

√ Esfuerzos y Deformaciones

58

√ Esfuerzos y Deformaciones

59

√ Esfuerzos y Deformaciones

CIRCULO DE MOHR

60

√ Introducción a la Teoría de la Elasticidad

61

√ Esfuerzos y Deformaciones

62

√ Esfuerzos y Deformaciones

63

√ Esfuerzos y Deformaciones

CONSTRUCCION DEL CIRCULO DE MOHR

64

√ Esfuerzos y Deformaciones

65

√ Esfuerzos y Deformaciones

ESFUERZO MEDIO

66

√ Esfuerzos y Deformaciones

ESFUERZO DESVIATORIO

67

√ Esfuerzos y Deformaciones

EL ESFUERZO MEDIO = PRESION CONFINANTE

A cualquier profundidad de la tierra es siempre positivo y tiende a reducir el volumen de la roca. El esfuerzo medio es igual en cualquier dirección, dado que es hidrostático.

68

√ Esfuerzos y Deformaciones

EL ESFUERZO DESVIATORIO Es NO hidrostático y siempre varía Lo que determina si en una direccion dada tenderá a producirse acortamiento o alargamiento es el esfuerzo desviatorio en esa direccion. Si el esfuerzo desviatorio es negativo en una direccion, las rocas tenderán a estirarse en esa direccion, aun cuando el esfuerzo total es esa direccion sea compresivo 69

√ Esfuerzos y Deformaciones

DEFORMACION Es cualquier cambio en la posición o en las relaciones geométricas internas sufridas por un cuerpo como consecuencia de la aplicación de un campo de esfuerzos. La deformación consta de cuatro componentes : * Translación * Rotación * Dilatación * Distorsión 70

√ Esfuerzos y Deformaciones

Las deformaciones son causadas por esfuerzos, de forma que ambos conceptos están ligados por una relación de causa-efecto. Los esfuerzos se definen y se analizan para un instante dado, mientras que las deformaciones miden cambios producidos en un intervalo de tiempo y se analizan comparando un estado final con uno inicial 71

√ Esfuerzos y Deformaciones

La translación y rotación, producen cambios de posición del cuerpo, y se denominan DEFORMACIONES DE CUERPO RIGIDO o MOVIMIENTOS RIGIDOS. La Dilatación no cambia la FORMA, pero aproxima o aleja unas partículas de otras.

La Distorsión cambia la forma general del cuerpo y sus relaciones internas. 72

√ Esfuerzos y Deformaciones

CLASIFICACION DE LAS DEFORMACIONES POR CONTINUIDAD * CONTINUA O AFIN Cuando la deformación interna NO SEPARA NINGUN PAR DE PUNTOS * DISCONTINUA O NO AFIN Implica la intervención de discontinuidades, que pueden haber sido creadas por la deformación o porque ya existían y fueron utilizadas por el proceso de deformación

73

√ Esfuerzos y Deformaciones

74

√ Esfuerzos y Deformaciones

CLASIFICACION DE LAS DEFORMACIONES POR RESULTADOS FISICOS * DEFORMACION FRAGIL (Brittle) Produce rotura Es discontinua * DEFORMACION DUCTIL (Ductile) El cuerpo no se fractura Es continua

75

√ Esfuerzos y Deformaciones

DEFORMACION DUCTIL La Deformación Dúctil se divide en dos tipos de deformaciones * DEFORMACION ELASTICA Produce deformación por aplicación de un campo de esfuerzos pero si se retiran los esfuerzos la deformación se pierde, recuperando el cuerpo su forma original * DEFORMACION PERMANENTE Son deformaciones continuas, plásticas o viscosas y las deformaciones permanecen aun cuando son retirados los esfuerzos

76

√ Esfuerzos y Deformaciones

CLASIFICACION DE LAS DEFORMACIONES POR EL RESULTADO GEOMETRICO * DEFORMACION HOMOGENEA Las líneas que eran rectas antes de la deformación siguen siendo rectas y las paralelas siguen siendo paralelas * DEFORMACION INHOMOGENEA Presenta cambios profundos

77

√ Esfuerzos y Deformaciones

78

√

Modos de Deformación

DEFORMACION DISCONTINUA

79

√ Esfuerzos y Deformaciones

80

81

√

Estado tensional Monoaxial o Lineal

ESTADO TENSIONAL MONOAXIAL

Este estado tensional no se produce en los cuerpos reales. Se puede considerar con cierta aproximación en placas muy finas, muy estrechas y sometida a tracción.

82

√

Estado Tensional Monoaxial o Lineal

83

√ Estado Tensional Monoaxial o Lineal

84

√

Estado Tensional Biaxial o Plano

ESTADO TENSIONAL BIAXIAL

85

√

Estado Tensional Triaxial o Volumétrico

ESTADO TENSIONAL TRIAXIAL

86

√

Deformación Plástica

87

√

Deformación Plástica

88

√

Fluencia Plástica

89

La FLUENCIA PLASTICA, significa dependencia entre el LIMITE ELASTICO y el TIEMPO

√

Fluencia Plástica y Elástica

90

√

Fluencia Plástica y Elástica

91

√

Resistencia

92

√

Resistencia

93

√

Resistencia

94

√

Resistencia

95

√

Ruptura y Cizallamiento

96

√

Ruptura y Cizallamiento

97

√

Ruptura y Cizallamiento

98

√

Ruptura y Cizallamiento

99

√

Ruptura y Cizallamiento

100

√

Ruptura y Cizallamiento

101

√

Ruptura y Cizallamiento

102

√

Ruptura y Cizallamiento

103

√

Los Sedimentos No Consolidados (SNC)

104

√

Los Sedimentos No Consolidados (SNC)

105

√

Los Sedimentos No Consolidados (SNC)

106

√

Los Sedimentos No Consolidados (SNC)

107

√

Porosidad de Arenas y Arcillas

108

√

Porosidad de Arenas y Arcillas

109

√

Porosidad de Arenas y Arcillas

110

√

Porosidad de Arenas y Arcillas

111

√

Porosidad de Arenas y Arcillas

112

√ Porosidad de Arenas y Arcillas

113

√ Porosidad de Arenas y Arcillas

114

√ Porosidad de Arenas y Arcillas

115

√ Porosidad de Arenas y Arcillas

116

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GEOLOGIA ESTRUCTURAL

COMPORTAMIENTO DE LAS ROCAS EN LOS PROCESOS TECTONICOS

Docente Ing. REINALDO RODRIGUEZ CRUZADO Cajamarca, Marzo 2011

COMPORTAMIENTO DE LAS ROCAS EN LOS PROCESOS TECTONICOS Rocas Compactas y No Compactas Influencia de la Presión Exterior Resistencia de las Rocas Distorsión de las Rocas Fractura de las Rocas Formas Peculiares

Estructuras Especiales Dislocaciones Coherentes y Disyuntivas Fracturas Ligadas a Movimientos Verticales Fracturas de Tensión Fracturas Ligadas a Compresión Horizontal Fracturas y Dislocaciones por Plegamiento Crucero Esquistosidad

√

Rocas Compactas y No compactas

ROCAS COMPACTAS, son aquellas que presentan mayor rigidez y fragilidad Las rocas compactas o rígidas , se convierten en plásticas si están sometidas a presiones exteriores y a esfuerzos relativamente bajos

√

Rocas Compactas y No compactas

Las rocas compactas y No compactas presentan diferentes comportamientos en los procesos tectónicos Al distorsionarse presentan nuevas formas, comprimiéndose en una dirección y se dilatan en una o dos direcciones La distorsión da lugar a grandes pliegues, anticlinales y sinclinales, micropliegues secundarios, cruceros o esquistosidad y otras estructuras

√

Rocas Compactas y No compactas

La distorsión de la roca sometida a un esfuerzo de deformación está regida por dos factores : *

La Anisotropía

*

Su estado elástico o plástico

√

Rocas Compactas y No compactas

Experimentalmente las distorsiones de las rocas se presentan en cinco modos de deformación

1. Compresión hacia un volumen menor, proceso finito 2.

Fluidez o Fluencia Elástica, deformación con una curva logarítmica tiempo-alargamiento, que se hace infinitamente pequeña para largos periodos

√

Rocas Compactas y No compactas

3. Fluencia Elástico-viscosa, cuyo alargamiento elástico es absorbido gradualmente por una deformación permanente, y son lentas y continuas. 4. Fluencia plástica, con velocidad de deformación mas o menos constante, pero lenta, para un esfuerzo mínimo 5. Rotura, con velocidad de deformación al principio constante, pero que crece y termina por romper la roca

√

Rocas Compactas y No compactas

Los esfuerzos elásticos en una capa plegada elásticamente son paralelos a su superficie: tensión en el arco convexo y compresión en el arco cóncavo

√

Rocas Compactas y No compactas

Dentro de las capas éstos esfuerzos se convierten en esfuerzos cortantes, paralelos a la superficie, produciendo planos de cizalla

√

Rocas Compactas y No compactas

LOS FACTORES MAS IMPORTANTES EN EL PROCESO DE PLEGAMIENTO SON : PRIMERO AUMENTO DE LA VELOCIDAD DE LA FUERZA DEFORMATIVA Si la velocidad es pequeña, la relajación de la deformación elástica absorbe pronto su aceleración y el esfuerzo permanece constante en cuanto alcanza un valor algo superior al límite elástico

√

Rocas Compactas y No compactas

SEGUNDO LA INFLUENCIA DE LA PROFUNDIDAD DE LAS ROCAS O PRESION A LAS QUE ESTAN SOMETIDAS Cuando las rocas están en profundidad alcanzan rapidamente el límite elástico, y las rocas rígidas se convierten en dúctiles, influyendo directamente en la compacidad de los diversos tipos de roca

√

Rocas Compactas y No compactas

TERCERO LA TEMPERATURA Y EN PARTICULAR LA ACCION TERMICA DE LAS ROCAS INTRUSIVAS

Las rocas intrusivas por procesos de metamorfismo térmico o dinámico alteran la forma de reaccionar de las rocas ante los esfuerzos, produciendo un debilitamiento de la resistencia

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Rocas Compactas y No compactas

EN RESUMEN, LOS FACTORES QUE DETERMINAN LA REACCION DE LAS ROCAS ANTE UN ESFUERZO SON 1. Su Anisotropía 2. La Compacidad Relativa 3. El Límite Elástico 4. Velocidad de Crecimiento del Esfuerzo Deformativo 5. Presión Exterior 6. Acción Intrusiva en profundidad, bien por su influencia térmica o por su carácter intrusivo

7. Contenido de Fluido, inicial o intrusivo

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Influencia de la Presión Exterior

ANTE LA INFLUENCIA DE LA PRESION EXTERIOR, GOGUEL, distingue tres tipos de comportamiento de las rocas : 1. YESO y SAL, aptos para experimentar una considerable solución-recristalización 2. CALIZA, donde el movimiento estructural parece deberse principalmente a cizallamiento intergranular con recristalización-solución, pero tiene mayor límite de elasticidad Con alta presión exterior se consigue deslizamiento intergranular 3. ARENISCA, caracterizada por su alto ángulo de rozamiento y deslizamiento intergranular

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Distorsión de la Rocas

DISTORSION DE LAS ROCAS GUIJARROS Y CANTOS RODADOS Los conglomerados por efectos orogénicos muestran su deformación Presentan pequeños planos de cizalla a lo largo de débiles grietas Principalmente el aplastamiento es paralelo al plano de las capas, pero existen posiciones oblicuas e incluso perpendiculares

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Distorsión de la Rocas

Si suponemos que la forma original de los cantos es esférico, se establece un promedio de aplastamiento y su orientación Los cantos por ser mas resistentes, reaccionan de diferente modo con respecto a su matriz La orientación del plano de máximo acortamiento es muy importante

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Distorsión de la Rocas

OOLITOS Los oolitos siempre son esféricos y tienen la composición de la matriz Es ideal para el estudio de la deformación interna Los oolitos se orientan paralelos al plano axial de los pliegues inclinados y al crucero

√ Distorsión de la Rocas

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Distorsión de la Rocas

DISTORSION DE FOSILES Distorsión similar a los oolitos, pero su medición es mas difícil, por tener formas mas irregulares En secuencias sedimentarias fuertemente plegadas hasta la posición vertical se pueden encontrar conservados los fósiles

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Distorsión de la Rocas

FRACTURAS Las fracturas de las rocas son cizallamientos producidos por procesos tectónicos Fractura, ruptura de los minerales sin seguir direcciones definidas

La fractura con desplazamiento se denomina falla y presenta tectonicamente brechamiento, milonitización y en oportunidades espejos de falla (slickenside)

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Distorsión de la Rocas

Las milonitas son rocas con procesos de laminación y pulverización de sus partículas originales Si las milonitas tienen procesos de recristalización o fusión se convierten en Ultramilonitas Cuando las ultramilonitas se inyectan en las fracturas de tensión y tienen dimensiones considerables se denominan Diques de Milonita o Seudomilonitas

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Distorsión de la Rocas

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Distorsión de la Rocas

Milonitas (Dávila, Jorge-1995): Roca finamente triturada, que se presenta como relleno de fracturas y fallas, dura, estriada o en bandas, resistente a la erosión, que ayuda al geólogo a descubrir fallamientos

Milonitización (Dávila, Jorge-1995) : Proceso de metamorfismo mediante el cual se microfracturan las rocas dando lugar a las milonitas

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Formas Peculiares

VESICULADO Es el fenómeno por el cual se crean estructuras en forma de vesículas Son estructuras típicas de rocas compactas intercaladas en rocas no compactas y representan segmentos redondeados En estos segmentos se encuentran recristalización del material rocoso; cuarzo cuando la capa compacta es arenisca, calcita cuando es caliza o también sílex

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Formas Peculiares

El vesiculado se presenta solamente en áreas fuertemente comprimidas de pliegues isoclinales El vesiculado también se presenta en venas de cuarzo y en diques

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Formas Peculiares

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Formas Peculiares

El estado inicial del vesiculado es probablemente el desarrollo de diaclasas perpendiculares al lecho, aunque también puede empezar por una diaclasa de cizalla oblicua al lecho

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Formas Peculiares

ESTRUCTURAS EN ALMOHADILLADO Están relacionadas con el Vesiculado, aunque tienen diferente origen

Se distinguen tres tipos de almohadillado

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Formas Peculiares

ESTRUCTURAS PTIGMATICAS Son venas retorcidas que tienen aspecto de laberinto Se encuentran como venas pegmatíticas en migmatitas y gneis PEGMATITA

Roca ígnea plutónica, ácida, carente de ferromagnesianos o escasos. Se presenta en filones MIGMATITA

Rocas mixtas compuestas por una roca alterada por metamorfismo y metasomatismo

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Estructuras Especiales

ESTRUCTURAS PTIGMATICAS

Los Ptigmas también se presentan plegados debido al proceso de deformación a lo largo de planos de cizalla lisos. Estos ptigmas tienen los flancos adelgazados y las charnellas gruesas y su plano axial es paralelo a la esquistosidad dominante

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Dislocaciones Coherentes y Disyuntivas

Las dislocaciones o perturbaciones se clasifican en dos grandes grupos •

DISLOCACIONES COHERENTES

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DISLOCACIONES DISYUNTIVAS

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Dislocaciones Coherentes y Disyuntivas

DISLOCACIONES COHERENTES En las rocas sedimentarias se manifiestan en forma de alabeos de las capas Sus dimensiones pueden ser desde amplias depresiones y alabeos de centenares de metros hasta miles de kilómetros de diámetro, con formas de pliegues

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Dislocaciones Coherentes y Disyuntivas

DISLOCACIONES COHERENTES Deformaciones Continuas

Estructuralmente se clasifican en : Megaestructuras : decenas hasta centenares de kilómetros

Macroestructuras : desde metros hasta varios kilómetros Microestructuras : muy reducidas

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Dislocaciones Coherentes y Disyuntivas

GEOFORMAS DE DISLOCACIONES COHERENTES

Monoclinal Es un plegamiento, a la manera de escalón, de capas horizontales o con suave buzamiento. Consiste en un cambio en el buzamiento desde un comienzo con suave inclinación a otra parte mas inclinada y de nuevo a otra suave

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Dislocaciones Coherentes y Disyuntivas

GEOFORMAS DE DISLOCACIONES COHERENTES

Flexura Es una estructura abrupta que eslabona dos tramos de yacimiento horizontal

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Dislocaciones Coherentes y Disyuntivas

GEOFORMAS DE DISLOCACIONES COHERENTES

Flexiones Grandes - 1 Son estructuras en amplias depresiones hacia abajo como elevaciones de iguales o similares dimensiones Se miden en dimensiones de varios kilómetros, pudiendo alcanzar 10 a 12 kilómetros y varían según la profundidad

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Dislocaciones Coherentes y Disyuntivas

GEOFORMAS DE DISLOCACIONES COHERENTES

Flexiones Grandes - 2 Los depósitos en el centro de la depresión es mayor , disminuyendo hacia sus declives y las partes marginales

Generalmente los buzamientos de las capas en los flancos del grupo de flexiones grandes son muy pequeños medidos como dos o tres metros por Km.

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Dislocaciones Coherentes y Disyuntivas

TIPOS DE DISLOCACIONES COHERENTES Los esfuerzos corticales producen estructuras plegadas cuya geometría está referenciada por los anticlinales y sinclinales CORTES VERTICALES DE DIVERSOS TIPOS DE PLIEGUIES

A. SINCLINAL SIMETRICO B. ANTICLINAL SIMETRICO C. HOMOCLINAL D. SINCLINAL ASIMETRICO E. ANTICLINAL ASIMETRICO F. MONOCLINAL G. TERRAZA ESTRUCTURAL H. ANTICLINAL Y SINCLINAL ISOCLINALES I. PLIEGUES ABALCONADOS J. PLIEGUES RECUMBENTES K. PLIEGUES EN ABANICO En A, B, D, E, st indica la posición de la Superficie Axial

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Dislocaciones Coherentes y Disyuntivas

DISLOCACIONES DISYUNTIVAS

Deformaciones Discontinuas Corresponden a estructuras que presentan desplazamientos reales o desplazamientos relativamente pequeños Se presentan desde aberturas micromilimétricas hasta desplazamientos de cientos o mas metros

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Dislocaciones Coherentes y Disyuntivas

DISLOCACIONES DISYUNTIVAS Estructuralmente se dividen en dos grandes grupos : Fracturas sin Desplazamientos Diaclasas

Fracturas con Desplazamientos Fallas

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Dislocaciones Coherentes y Disyuntivas

DISLOCACIONES DISYUNTIVAS - 1

Fracturas sin Desplazamientos

Grietas o Diaclasas

La definición de grieta sin desplazamiento es convencional, ya que no existen fracturas sin desplazamiento. Siempre existe un pequeño desplazamiento aun en forma de abertura de los bordes de la grieta o resbalamiento relativo entre ambos En razón de la escala de mapeo, las grietas se consideran con desplazamientos despreciables

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Dislocaciones Coherentes y Disyuntivas

DISLOCACIONES DISYUNTIVAS - 2

Fracturas sin Desplazamientos

Grietas o Diaclasas

Las grietas son de gran difusión en la corteza en casi todas las rocas, salvo en las que tienen altos contenidos de humedad Por la dimensión de la abertura se denominan : Ocultas Cerradas Abiertas

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Dislocaciones Coherentes y Disyuntivas

DISLOCACIONES DISYUNTIVAS - 3

Fracturas sin Desplazamientos

Grietas o Diaclasas

Ocultas : En las rocas recientes o frescas no se notan, pero se manifiestan cuando se rompen siguiendo ciertos planos preponderantes

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Dislocaciones Coherentes y Disyuntivas

DISLOCACIONES DISYUNTIVAS - 4

Fracturas sin Desplazamientos

Grietas o Diaclasas

Cerradas : Se ven a simple vista, pero no tienen abertura

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Dislocaciones Coherentes y Disyuntivas

DISLOCACIONES DISYUNTIVAS - 5

Fracturas sin Desplazamientos Grietas o Diaclasas

Abiertas : Presentan hendiduras o aberturas muy visibles

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Dislocaciones Coherentes y Disyuntivas

DISLOCACIONES DISYUNTIVAS - 6

Fracturas sin Desplazamientos Grietas o Diaclasas

Al estudiar las grietas se fija su frecuencia, es decir, la cantidad de grietas en una extensión elegida. Con ello se establece la frecuencia para cada sistema de grietas

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Dislocaciones Coherentes y Disyuntivas

DISLOCACIONES DISYUNTIVAS - 7

Fracturas sin Desplazamientos Grietas o Diaclasas

Se debe tener en cuenta que la frecuencia de las grietas de un mismo sistema varía regularmente al pasar de una capa de cierta composición y espesor a otra de diferente espesor y composición

Como regla general se tiene que las grietas resultan ser de mayor frecuencia a medida que disminuyen el espesor de la capa y su resistencia

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Dislocaciones Coherentes y Disyuntivas

DISLOCACIONES DISYUNTIVAS - 8

Fracturas sin Desplazamientos Grietas o Diaclasas

Los sistemas de grietas que se cruzan en la roca forman bloques de diferentes dimensiones los cuales se denominan Disyunciones de la Roca (blocosidad) La figura siguiente presenta algunos modelos de grietas en una falla tangencial

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Dislocaciones Coherentes y Disyuntivas

DISLOCACIONES DISYUNTIVAS - 9

Fracturas sin Desplazamientos Grietas o Diaclasas

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Dislocaciones Coherentes y Disyuntivas

DISLOCACIONES DISYUNTIVAS - 1

Fracturas con Desplazamientos

Fallas o Paraclasas

Las perturbaciones disyuntivas de gran extensión generalmente presentan desplazamientos diversos hasta metros o decenas de metros y se denominan fallas La clasificación genérica es : Aberturas Fracturas con Resbalamiento

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Dislocaciones Coherentes y Disyuntivas

DISLOCACIONES DISYUNTIVAS - 2

Fracturas con Desplazamientos

Fallas o Paraclasas

Aberturas Se entiende como el desplazamiento de los bordes hacia los lados, aumentando la cavidad de la fractura Las cavidades grandes no pueden existir mucho tiempo en la corteza terrestre, a causa de la fluencia plástica, característica por la cual se cierran o se rellenan con sustancias minerales

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Dislocaciones Coherentes y Disyuntivas

DISLOCACIONES DISYUNTIVAS - 3

Fracturas con Desplazamientos

Fallas o Paraclasas

Aberturas Muchas veces la cavidad se rellena con sustancias minerales de origen magmático, constituyendo lo filones minerales

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Dislocaciones Coherentes y Disyuntivas

DISLOCACIONES DISYUNTIVAS - 4

Fracturas con Desplazamientos Fallas o Paraclasas

Fracturas con Resbalamiento Este grupo de fracturas se caracterizan por el resbalamiento de los bordes de la fractura en direcciones paralelas a sí mismo Todas las fracturas con resbalamiento tienen rasgos morfológicos comunes, salvo en ocasiones que se requiere mucho análisis para definir sus condiciones complejas

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DISLOCACIONES DISYUNTIVAS - 5

Fracturas con Desplazamientos Fallas o Paraclasas

Dislocaciones Coherentes y Disyuntivas

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Fracturas Ligadas a Movimientos Verticales

FRACTURAS LIGADAS A MOVIMIENTOS VERTICALES

Las fracturas de origen tectónico pueden ser el resultado primario de las tensiones tectónicas Los pares verticales de fuerzas tectónicas que actúan durante la formación del plegamiento en bloques fracturados, conducirían a acortar la corteza terrestre y los resultados serán fallas verticales, con un labio levantado y el otro hundido

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Fracturas Ligadas a Movimientos Verticales

Muchas cadenas de montañas y depresiones tienen su origen en los movimientos verticales y alcanzan decenas de kilómetros de anchura y centenares de kilómetros de longitud Las fracturas o fallamientos se deben considerar como el resultado de la cortadura bajo el influjo de los pares de fuerzas de dirección vertical

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Fracturas Ligadas a Movimientos Verticales

El corrimiento del bloque elevado es el resultado del escurrimiento de las rocas, es decir, de su capacidad de deformarse lentamente bajo la acción prolongada de la fuerza de gravedad; entonces las fallas en superficie se encorvan con tendencia hacia profundidad a volverse vertical

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Fracturas Ligadas a Movimientos Verticales

Investigación en laboratorio para reproducir el fenómeno de fallas verticales

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Fracturas Ligadas a Movimientos Verticales

Los bloques elevados por los movimientos verticales y abruptos son pilares tectónicos o horst y las depresiones que se encuentran entre ellos son las fosas tectónicas o grabens

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Fracturas de Tensión

FRACTURAS DE TENSION Las fracturas de tensión o tracción, surgen como fenómeno secundario en el ambiente de flexiones de la corteza terrestre y están provocadas por las fuerzas tectónicas verticales Semejantes flexiones, según las condiciones en que se forman, pertenecen a la clase de fuerzas transversales, es decir , provocadas por fuerzas aplicadas perpendicularmente a las capas

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Fracturas de Tensión

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Fracturas Ligadas a Compresión Horizontal

FRACTURAS LIGADAS A COMPRESION HORIZONTAL

La compresión horizontal de las secuencias estratificadas conduce a la formación de flexiones longitudinales y plegamientos de distorsión general, finalizando con la formación de fracturas Es bastante común la combinación del plegamiento por compresión horizontal con las fallas de corrimiento

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Fracturas Ligadas a Compresión Horizontal

Existe una relación estrecha entre las condiciones mecánicas de la formación de las fallas de corrimiento, como resultado de la cortadura por la misma compresión

Teóricamente los planos de falla de corrimiento deben tener 45° de inclinación Las fallas de corrimiento están ligadas a su origen viscoso, es decir se forman durante el proceso de concentración del flujo plástico en zonas estrechas

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Fracturas Ligadas a Compresión Horizontal

El primer paso en la formación de fallas de corrimiento es la inclinación de los pliegues Segundo, los pliegues inclinados se convierten en pliegues invertidos o volcados

Al desarrollarse las dislocaciones, en los flancos de los pliegues las capas se estiran y adelgazan En éste momento aparecen las primeras fracturas pequeñas y casi paralelas a las capas

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Fracturas Ligadas a Compresión Horizontal

Las fracturas se van uniendo gradualmente y alli comienzan los fallamientos de corrimientos y aumenta la amplitud de los desplazamientos

Finalmente se forman las estructuras imbricadas, en las cuales series enteras de pliegues anticlinales invertidos están empujadas unas sobre otras, mientras que los sinclinales se encuentran cortados en alto grado

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Fracturas Ligadas a Compresión Horizontal

La amplitud de las fallas de corrimiento imbricadas es máxima en las inmediaciones de la elevación mayor de la charnella del anticlinal adyacente a dicha falla En la dirección de los hundimientos de la charnella la amplitud de la falla de corrimiento generalmente disminuye y puede extinguirse totalmente, desintegrándose previamente en una serie de fracturas mas pequeñas

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Fracturas Ligadas a Compresión Horizontal

Los desplazamientos por las fallas de corrimiento imbricadas conducen a un sucesivo desarrollo de acortamiento horizontal y a la conformación de pliegues Una propiedad para todas las fallas de corrimiento, es que su rumbo, aunque es ondulado, en general es paralelo al rumbo del plegamiento donde actúa

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Fracturas Ligadas a Compresión Horizontal

Durante la compresión horizontal de la corteza, pueden originarse no sólo fallas de corrimiento, sino también fallas laterales o tangenciales Estas fallas producen alargamiento en dirección horizontal con ángulo recto a la compresión; aún cuando sucede acortamiento longitudinal y aumento vertical

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Fracturas Ligadas a Compresión Horizontal

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Fracturas y Dislocaciones por Plegamiento

Ciertas bóvedas diapíricas se formaron sobre terrazas estructurales en el basamento que yace bajo la masa plástica, dichas terrazas tienen su génesis en disyunciones abruptas

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Crucero

CRUCERO

Es una estructura de desplazamiento, definida por los esfuerzos que intervienen en la formación de pliegues y que se muestran en los planos convexos y cóncavos de las estructuras plegadas

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Crucero

Los buzamientos de las capas son de 60°-80° norte y rumbo este oeste Se muestra un estrujamiento de los estratos del lecho de la charnela y las capas de pizarra son mas delgadas en los flancos y algo mas gruesas las areniscas La figura demuestra que el estrechamiento en la pizarra se debe a multitud de diminutos planos de cizalla paralelos y oblicuos a la estratificación en los flancos y perpendiculares a los planos en las charnelas

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Crucero

Las capas de areniscas están deformados por cizallamientos concéntricos paralelos a las capas El límite arenisca pizarra está claro y la arenisca se ha movido sobre el plano de o cortando los planos de cizalla en las pizarras

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Crucero

Cuando hay transición gradual entre la arenisca y la pizarra, los planos de cizalla continúan dentro de la arenisca y poco a poco se van reemplazando por un cizallamiento concéntrico

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Crucero

No se ha encontrado rastros de intersección de planos de cizalla. Si el pliegue es agudo o romo, los planos de cizalla son paralelos

Doble charnela anticlinal en la base y un sinclinal en la parte superior compuestos por areniscas, dentro capas de pizarra arenosa cizallada El crucero es aprox. paralelo a los planos axiales de los pliegues, excepto en las charnelas donde se desvía ligeramente

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Crucero

Fig. 67 Proceso de plegamiento de una capa de pizarra entre dos capas de areniscas plegadas concentricamente

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Crucero

CRUCERO DE FRACTURA Los cruceros de fractura en pizarras son muy pronunciados, pero sólo corta areniscas y calizas en los vértices anticlinales o sinclinales CRUCERO PIZARROSO Cuando la recristalización en los planos de crucero es pequeña CRUCERO DE FLUENCIA Cuando además de la mica, otros minerales están afectados por el proceso de cristalización, resultando que la capa original desaparece o se reconoce como una débil textura residual

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Crucero

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El crucero pizarroso y crucero de fractura son aprox. paralelos al plano axial,. El crucero de fractura converge hacia la cumbre del anticlinal . El crucero verdadero o pizarroso converge hacia el centro del anticlinal profundo o el sinclinal exterior

Crucero

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Esquistosidad

ESQUISTOSIDAD

Es simplemente un crucero con micas claramente recristalizadas en los planos de crucero Las rocas se parten fácilmente a lo largo de estos planos, debido a que las láminas de micas se encuentran doblándose desde los planos de crucero hasta el plano de estratificación En campo a veces se observa que la esquistosidad coincide con la estratificación

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Esquistosidad

En una verdadera esquistosidad, los planos de crucero se extienden a través de todas las capas que forman la roca. La estratificación se hace mas difusa o desaparece por completo, aunque es posible descubrir marcas en la superficie alterada En un estado avanzado de esquistosidad, cuando las capas mas finas se han borrado totalmente por recristalización tanto de cuarzo como de mica, la única indicación de las capas originales las dan unas bandas blancas irregulares, oblicuas a la esquistosidad

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Esquistosidad

Esta fuerte recristalización se debe en parte a la acción térmica de intrusiones sintectónicas o de otra actividad magmática, pero es la acción dinámica la que determina la textura Es difícil comprender porque en unos casos se forman cruceros pizarrosos, en otros cruceros de fractura y en otros esquistosidad subvertical o subhorizontal Sin duda los factores determinantes son las variaciones o combinaciones de presión exterior, esfuerzo de deformación y temperatura, pero es todavía difícil decir como es el sistema operacional

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Petrología Estructural

La ciencia de la Petrología Estructural se ha desarrollado para conseguir un encaje exacto entre la relación de texturas de rocas y campo de esfuerzos El concepto fundamental de esta ciencia es la hipótesis de que midiendo estadísticamente las orientaciones preferentes de los minerales en rocas deformadas, en relación con el crucero, ejes de plegamiento y otras líneas estructurales, se puede encontrar una buena relación entre esfuerzo y deformación

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Petrología Estructural

Las mediciones estadísticas demuestran que el sólo fundamento teórico de los fenómenos de deformación es insuficiente para explicar las orientaciones observadas; demuestran que la reacción del mineral ante los esfuerzos varían con gran intensidad También debe tenerse en cuenta que en muchos casos en los que el análisis microscópico da una imagen clara, la observación directa de la roca insitu nos puede ofrecer la información deseada, aunque no con el mismo detalle, pero a veces es impresionante los excelentes resultados de un estudio megascópico que de uno miscroscópico

UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA FACULTAD DE INGENIERÍA ESCUELA ACADÉMICO PROFESIONAL DE INGENIERÍA GEOLÓGICA

GEOLOGIA ESTRUCTURAL

pliegues

Docente Ing. REINALDO RODRIGUEZ CRUZADO Cajamarca, Abril 2011

PLIEGUES Deformación Continua Mecanismos de la Deformación y Plegamiento

Niveles Estructurales Los Pliegues y sus Tipos Morfológicos Pliegue Isopaco Pliegue por Aplanamiento Pliegue por Flujo Pliegue por Flexión y Cizallamiento Pliegue por Flexión y Aplanamiento Pliegue en Chevrón Pliegues Disarmónicos Micropliegues y Macropliegues

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Mecanismos de la Deformación y Plegamiento

Cuando las rocas son frágiles, la deformación se muestra por planos de rotura, es decir las Fallas; entonces tendremos un dominio sin pliegues pero con numerosas fracturas, entonces el mecanismo elemental es el Cizallamiento.

Reinaldo Rodríguez

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Mecanismos de la Deformación y Plegamiento

Cuando las rocas adquieren cierta ductilidad pueden deformarse sin romperse, es decir sin fallarse, formándose los Pliegues. Estos pliegues pueden originarse de dos maneras muy diferentes.

Reinaldo Rodríguez

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Mecanismos de la Deformación y Plegamiento

PRIMERA ETAPA Cuando la ductilidad no es todavía muy importante, los estratos se pliegan de manera simple, manteniendo su espesor constante, presentando deformación importante en las charnelas y se forman Pliegues Isopacos. En este caso el mecanismo elemental es la Flexión.

Reinaldo Rodríguez

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Mecanismos de la Deformación y Plegamiento

SEGUNDA ETAPA En un estado mas evolucionado, las rocas se vuelven muy dúctiles y se deforman fácilmente, con mucha intensidad, provocando la transformación de elementos esféricos en elipsoides aplanados, adquiriendo una anisotropía de origen mecánico como la esquistosidad, tornándose pliegues Anisopacos. En este caso el mecanismo elemental es el Aplanamiento. Reinaldo Rodríguez

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Mecanismos de la Deformación y Plegamiento

POR FUSION Es un estado de mayor profundidad, donde las rocas están a una temperatura próxima o superior a su punto de fusión, entonces se comportan como líquidos mas o menos viscosos y por consiguiente fluyen, resultando pliegues de los dos tipos anteriores. En este caso el mecanismo elemental es el Flujo.

Reinaldo Rodríguez

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Mecanismos de la Deformación y Plegamiento

1. 2. 3. 4.

Cizallamiento Flexión Aplanamiento Flujo

Esquema ilustrando los diferentes Mecanismos de la Deformación Obsérvese que el acortamiento varía según los mecanismos; es MAXIMO con el Aplanamiento y NULO con el Flujo Reinaldo Rodríguez

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Mecanismos de la Deformación y Plegamiento

Dos aspectos de la Deformación Arriba: Por Fallas de dirección

Abajo: Por plegamiento Isopaco Reinaldo Rodríguez

NIVELES ESTRUCTURALES

Reinaldo Rodríguez

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Niveles Estructurales

Las estructuras de compresión son muy variadas y se han formado en diversas condiciones, desde la superficie hasta algo mas de 40 Kms. de profundidad, con presiones de 10 Kilobares y mas de 1000° C. Para estudiar las deformaciones que aparecen en una cadena, es necesario subdividir este gran conjunto en una serie de dominios en los cuales las leyes de la deformación permanezcan análogas.

Reinaldo Rodríguez

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Niveles Estructurales

NIVELES ESTRUCTURALES : Definición Son diferentes dominios de la corteza donde los mecanismos dominantes de la Deformación permanecen iguales (similares). El término Nivel indica que los diferentes dominios están generalmente superpuestos unos sobre otros.

Reinaldo Rodríguez

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Niveles Estructurales

Las rocas tienen primeramente un comportamiento frágil, después, si las condiciones de presión y de temperatura aumentan pasan a un comportamiento dúctil y finalmente, alcanzan su punto de fusión y se comportan como líquidos viscosos. Los mecanismos de Deformación dependen directamente de los diferentes comportamientos de las rocas.

Reinaldo Rodríguez

√ MECANISMOS DE DEFORMACION

Reinaldo Rodríguez

Niveles Estructurales

Esquema de los Dominios de los diferentes comportamientos de los cuerpos en función de la T°, P° y mecanismos elementales de las deformaciones correspondientes

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Niveles Estructurales

Nivel Estructural Superior El Mecanismo dominante es el Cizallamiento. Dominio de Fallas. Nivel Estructural Medio El Mecanismo dominante es la Flexión. Dominio del Plegamiento Isopaco. Nivel Estructural Inferior El Primer Mecanismo dominante es el Aplanamiento y Segundo el Flujo. Dominio de los Pliegues Anisopacos.

Reinaldo Rodríguez

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Niveles Estructurales

Disposición de los límites de los diferentes niveles estructurales sobre un Diagrama Presión-Temperatura

Reinaldo Rodríguez

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Niveles Estructurales

NIVELES ESTRUCTURALES A ESCALA REGIONAL A escala de cadena los límites entre los diferentes niveles estructurales no son ni planos ni horizontales; por término medio presentan una forma anticlinal que en detalle puede ser muy irregular

Reinaldo Rodríguez

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Niveles Estructurales

FACTORES QUE INTERVIENEN EN LA FORMA DE LOS NIVELES ESTRUCTURALES * * * *

Profundidad Gradiente Térmico Gradiente Tectónico Litología

Reinaldo Rodríguez

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Niveles Estructurales

GRADIENTE TERMICO

A mayor gradiente térmico la roca se torna mas dúctil y alcanza su punto de fusión mas rápido que en gradiente térmico bajo. Los límites entre los diferentes niveles estructurales se encontrarán a una profundidad menor, y su espesor será mas débil.

Reinaldo Rodríguez

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Niveles Estructurales

GRADIENTE TECTONICO Indican campos de esfuerzos Triaxial, debidos a la superposición de un esfuerzo litostático y un esfuerzo tectónico que no pueden ser representados por un único eje de presión.

Al variar el esfuerzo tectónico varía la disposición de los niveles estructurales; al aumentar la P tectónica se produce una ascensión de los niveles. Ejemplo los Niveles de esquistosidad levantados

Reinaldo Rodríguez

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Niveles Estructurales

LA LITOLOGIA Las heterogeneidades litológicas no permiten definir claramente los niveles estructurales; sin embargo son muy valiosas para estudiar con detalle los mecanismos de la deformación.

Como ejemplo tenemos las variaciones de la esquistosidad.

Reinaldo Rodríguez

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Niveles Estructurales

SIMETRIA Y DISIMETRIA EN CADENAS MONTAÑOSAS

Las figuras siguientes muestran una disposición teórica de los niveles estructurales en cadenas recientes simétricas y disimétricas.

Reinaldo Rodríguez

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Reinaldo Rodríguez

Niveles Estructurales

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Reinaldo Rodríguez

Niveles Estructurales

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Niveles Estructurales

CADENAS SIN ESQUISTOSIDAD

Aparecen estructuras del nivel medio y superior y tienen acortamiento débil. Son pocas numerosas y se encuentran en los bordes de cadenas importantes. Ejemplo : Gran parte de la Cadena de Los Andes

Reinaldo Rodríguez

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Niveles Estructurales

CADENAS CON ESQUISTOSIDAD

No pasan de los dominios mas evolucionados de la esquistosidad de fractura o de flujo (no sobrepasa la epizona). El acortamiento todavía no es muy importante y la tectónica es relativamente simple.

Ejemplo: Parte de la Cadena de Los Andes

Reinaldo Rodríguez

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Niveles Estructurales

ZONAS EVOLUCIONADAS

Son zonas profundas con esquistosidad. El acortamiento es bastante importante y la tectónica es muy compleja. Ejemplo: Sin indicadores

Reinaldo Rodríguez

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Reinaldo Rodríguez

Niveles Estructurales

PLIEGUES

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Pliegues

Los pliegues son estructuras dúctiles, aun cuando a menudo llevan asociadas estructuras frágiles. El hecho de ser dúctiles no implica necesariamente se formen a cierta profundidad, sino que también pueden formarse en la superficie terrestre. Esto es debido a que algunas rocas, principalmente las sedimentarias, tienen un comportamiento dúctil, incluso a temperatura ambiente, al menos hasta adquirir una cierta cantidad de deformación. 30

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Pliegues

Si una roca antes del plegamiento es plana y es sometida a un esfuerzo dará como resultado una superficie curva que se denomina pliegue. Por tanto las rocas sedimentarias son dominio por excelencia del plegamiento. Las rocas cristalinas, como ejemplo el granito o rocas metamórficas comúnmente no presentan elementos planares, poniéndose solo en evidencia el plegamiento cuando se encuentran deformaciones de filones u otras estructuras especiales. 31

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Pliegues

La estructura tiene relación, a su vez, con la composición mineralógica que puede asociarse a la mayor o menor resistencia de las rocas ante el intemperismo; en consecuencia, en la naturaleza hay rocas de gran resistencia, como aquellas que poseen un alto contenido de cuarzo (cuarcitas, areniscas), lo que crea relieves elevados que resaltan sobre aquellos constituidos por rocas más débiles constituidas por una menor cantidad de cuarzo, pero con mayor proporción de feldespatos. 32

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Pliegues

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Pliegues

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Pliegues

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Pliegues

La principal manifestación de deformación dúctil corresponde al plegamiento. Para identificar y analizar un determinado tipo de plegamiento disponemos de los siguientes elementos: charnela, eje, plano axial y buzamiento.

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Pliegues

PARTES DE UN PLIEGUE 37

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Pliegues

Elementos de un Pliegue 38

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Pliegues

Pliegues.

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Pliegues

La estructura geológica plegada es determinante en el desarrollo del relieve. Las formas topográficas son una manifestación directa de las estructuras geológicas presentes. Por ejemplo, los ejes anticlinales y sinclinales determinan la existencia de relieves de crestas y valles paralelos; las fallas pueden controlar el desarrollo de bloques levantados o hundidos. 40

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Pliegues

Erosión Superficial de Pliegues

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Pliegues

En los pliegues anticlinales el afloramiento central corresponde a lo estratos mas antiguos Para pliegues sinclinales es lo contrario. 42

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Pliegues

ESTRUCTURAS PLEGADAS

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Pliegues

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Pliegues

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Elipsoides de Deformación

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Elipsoides de Deformación

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TIPOS MORFOLOGICOS DE PLIEGUES

Reinaldo Rodríguez

Deformación de un estrato Pliegue Isopaco El plegamiento considerando un estrato, se pliega manteniendo su potencia constante y se pueden considerar dos tipos : * Deformación de Flanco * Deformación de Charnela. * Tipo intermedio 50

PLIEGUES ISOPACOS Modos de Formación de un Pliegue Isopaco Son pliegues que deforman el estrato conservando constante la potencia, existiendo deslizamiento capa o estrato sobre estrato. 1. Deformación de Flanco : Máxima deformación en los flancos y mínima en la charnela. 2. Deformación de Charnela : Máxima Deformación en la Charnela y mínima en los flancos 3. Deformación Intermedia 51

PLIEGUES ISOPACOS Modos de Formación de un Pliegue Isopaco

Reinaldo Rodríguez

Deformación en una Sucesión de estratos Los estratos se deslizan unos con respecto a los otros. * Deformación de Flanco : El

deslizamiento es máximo en los flancos y Nulo en la charnela. * Deformación de Charnela : El deslizamiento es máximo en la charnela.

* Tipo intermedio

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PLIEGUES ISOPACOS Modos de Formación de un Pliegue Isopaco

Estos deslizamientos de capas homogéneas, producen estrías entre bancos por el rozamiento y son perpendiculares al eje del pliegue y oblicuos cuando las capas fueron inclinadas antes del plegamiento 55

PLIEGUES ISOPACOS Modos de Formación de un Pliegue Isopaco

La deformación en el núcleo del pliegue afecta una zona triangular por debajo del punto de inflexión, exigiendo el reacomodo de las 56 masas por procesos de formación de fallas, cruceros y esquistosidad.

PLIEGUES ISOPACOS Modos de Formación de un Pliegue Isopaco

Comportamiento de una sucesión de estratos heterogéneos con potencias y propiedades mecánicas diferentes, apareciendo desarmonías 57 en los estratos internos con respecto a los estratos externos.

PLIEGUES ISOPACOS Modos de Formación de un Pliegue Isopaco

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PLIEGUES ISOPACOS Modos de Formación de un Pliegue Isopaco

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PLIEGUES ISOPACOS Modos de Formación de un Pliegue Isopaco

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PLIEGUES POR APLANAMIENTO

e1=e2=e3 = estratificación horizontal-no se forma pliegue-aumenta la potencia de los estratos. Si existe fuerte aplanamiento el plano XY presentara esquistosidad perpendicular a la estratificación Reinaldo Rodríguez

Pliegue que se forma por aplanamiento generalizado de la materia, produciéndose sin intervención apreciable del cizallamiento o de la flexión y se manifiesta por un acortamiento perpendicular al plano de aplanamiento

Por la deformación serán siempre pliegues anisopacos

PLIEGUES POR APLANAMIENTO

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PLIEGUES POR APLANAMIENTO

Estructuras disimétricas en cada flanco

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PLIEGUES POR APLANAMIENTO Aplanamiento y acortamiento

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PLIEGUES POR FLUJO Mecanismo de la Deformación

Pliegue que se forma sin producir acortamiento perpendicular al plano axial; se origina por flujos continuos o discontinuos que permanecen paralelos a una dirección determinada Si la deformación es continua los flancos del pliegue están sometidos a deslizamiento continuo. Si la deformación es discontinua, existirán planos de deslizamiento paralelo entre ellos y sufrirá cizallamiento simple

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PLIEGUES POR FLUJO Geometría del Plegamiento

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PLIEGUES POR FLUJO Si las rocas son suficientemente dúctiles se pueden comportarse como cuerpos viscosos a la escala geológica. Las rocas pueden por tanto ser afectadas por pliegues de flujo mucho antes de alcanzar su punto de fusión. Cuando las rocas alcanzan casi su punto de fusión se producen pliegues de flujo turbulento 71

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PLIEGUES POR FLEXION Y CIZALLAMIENTO Condiciones •La Flexión y el Cizallamiento se producen al mismo tiempo • Cuando un pliegue isopaco sufre un acortamiento cada vez mayor, puede llegar hasta el punto de ruptura. •Partes del pliegue son afectadas por fallas. •El plegamiento no se interrumpe, continua al mismo tiempo que funcionan las fallas. •El plegamiento se encuentra en un nuevo campo de esfuerzos y la energía de deformación es absorbida por el juego de fallas.

Reinaldo Rodríguez

PLIEGUES POR FLEXION Y CIZALLAMIENTO Condiciones •Las fallas pueden preceder al plegamiento Isopaco y cuando se reactivan producen plegamiento, resultando que el pliegue se amolda a la falla, obteniéndose una falla-pliegue. • Cuando el cizallamiento es contemporáneo del plegamiento las fracturas sufren rotación y encontramos fallas sintéticas (las mejor desarrolladas) y las antitéticas.

Reinaldo Rodríguez

PLIEGUES POR FLEXION Y APLANAMIENTO •Raramente se produce únicamente aplanamiento cuando existen series sedimentarias heterogéneas es decir con litologías diferentes, entonces la FLEXION precede o acompaña siempre al APLANAMIENTO. •En los pliegues con esquistosidad intervienen siempre los dos mecanismos.

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PLIEGUES POR FLEXION Y APLANAMIENTO La Flexión Precede al Aplanamiento

•Cuando una serie estratigrafica se comprime, normalmente esta afectada por un plegamiento isopaco, antes que lo afecte el aplanamiento. •Los pliegues isopacos de la primera etapa son aplanados en una segunda etapa. •Los flancos de los pliegues tienen potencias delgadas si se mide perpendicularmente a la estratificacion y engrosadas si se mide paralelamente al plano axial. Reinaldo Rodríguez

PLIEGUES POR FLEXION Y APLANAMIENTO La Flexión Precede al Aplanamiento

•Si el aplanamiento que se superpone al plegamiento Isopaco es heterogéneo resultaran pliegues de geometría mas complicada. •Cuando exista una alternancia de materiales con propiedades mecánicas diferentes y que el aplanamiento sea mas importante en uno de los materiales, resulta una perturbación de los planos de aplanamiento alrededor del pliegue preexistente.

Reinaldo Rodríguez

PLIEGUES POR FLEXION Y APLANAMIENTO La Flexión es Contemporánea al Aplanamiento

•Si se comprime una serie formada por rocas de propiedades muy diferentes, por ejemplo margas y cuarcitas, puede suceder que las margas estén afectadas por un aplanamiento, mientras que simultáneamente las cuarcitas se pliegan por flexión.

Reinaldo Rodríguez

PLIEGUES POR FLEXION Y APLANAMIENTO La Flexión es Contemporánea al Aplanamiento

•La flexión de la cuarcita provoca la flexión de los bancos margosos. •El pliegue Isopaco en la cuarcita presenta radios de curvatura menores cuando se va aplanando, entonces aparecen zonas de mayor perturbación en las proximidades de la cuarcita. •En los núcleos de los anticlinales el valor del aplanamiento aumente, mientras que en el techo disminuye.

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Reinaldo Rodríguez

UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA FACULTAD DE INGENIERÍA ESCUELA ACADÉMICO PROFESIONAL DE INGENIERÍA GEOLÓGICA

GEOLOGIA ESTRUCTURAL

FALLAS

Docente Ing. REINALDO RODRIGUEZ CRUZADO Cajamarca, Abril 2009

FALLAS Definición de Fallas Origen de las Fallas Clasificación de las Fallas Fallas Normales Fallas Inversas Fallas de Desgarre Fallas Longitudinales Fallas Transversales Geometría y Nomenclatura de las Fallas Fallas Conjugadas y Campo de Fallas Elipsoide de Deformación Fracturas o Diaclasas Relación entre Fallas y Fracturas Sistemas de Grietas, Fallas y Esfuerzos

FALLAS

ONALES

Block diagrama de una falla que afecta a capas horizontales

Block diagrama de una falla que afecta a capas inclinadas

NOMENCLATURA DE FALLAS

FALLAS NORMALES a. La fuerza inicial es mas o menos homogénea a lo largo de una cierta distancia horizontal y el proceso de rotura comienza en el punto P y luego se produce una pequeña falla normal. b. El esfuerzo de rotura es variable a lo largo del plano de rotura, siendo máximo es sus extremos y mínimo en el punto de iniciación P. c. Para que se desarrolle la falla es preciso que se muevan los dos labios de la falla, uno hacia arriba y otro hacia abajo, o que uno sea estacionario y el otro se desplace.

El grafico C es el experimento que mejor demostraba el arqueamiento y las fallas normales. En los tres ejemplos se muestran muy bien la construcción de fosas

BASCULAMIENTO DE BLOQUES Y FALLAS NORMALES

PLIEGUES ASIMETRICOS Y CABALGAMIENTO DE BAJO ANGULO

Arn-arcosica con cobijadura al este

Cz cretácica con cobijadura hacia el lado oeste

FALLAS DE DESGARRE

FALLAS INVERSAS Y DESGARRE

FALLAS TRANSVERSALES Y DIAGONALES

RELACION ENTRE FALLAS, FRACTURAS Y PLEGAMIENTO

UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA FACULTAD DE INGENIERÍA ESCUELA ACADÉMICO PROFESIONAL DE INGENIERÍA GEOLÓGICA

GEOLOGIA ESTRUCTURAL

PROYECCIONES ETEREOGRAFICAS

Docente Ing. REINALDO RODRIGUEZ CRUZADO Cajamarca, Junio 2011

ESTRUCTURAS *

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Proyecciones Estereográficas Aplicaciones de Software

Fuente : F. C. PHILLIPS

CONCEPTOS

CONCEPTOS

CONCEPTOS

PRINCIPIOS BASICOS DE LA PROYECCION ESTEREOGRAFICA

PRINCIPIOS BASICOS DE LA PROYECCION ESTEREOGRAFICA

PRINCIPIOS BASICOS DE LA PROYECCION ESTEREOGRAFICA

PRINCIPIOS BASICOS DE LA PROYECCION ESTEREOGRAFICA

PRINCIPIOS BASICOS DE LA PROYECCION ESTEREOGRAFICA

PRINCIPIOS BASICOS DE LA PROYECCION ESTEREOGRAFICA

Con los centros norte y sur de la esfera original, se inscriben una serie de círculos menores de radio cada vez mayor (en la Fig. 7 se han señalado unos cuantos en el hemisferio inferior). Su proyección estereográfica produce un numero de pequeños arcos circulares en nuestra red (Fig. 8) que gradúan los círculos máximos meridionales al cruzarlos. Como resultado encontramos la red estereográfica meridional tomada como patrón . Los cristalògrafos la suelen llamar por haber sido G. V. Wulff quien publico una reproducción de ésta red en 1902 y actualmente es fundamental para construcciones gráficas.

PRINCIPIOS BASICOS DE LA PROYECCION ESTEREOGRAFICA

CADA ALUMNO DEBE TENER : * UNA RED DE WULFF (± 20 cm  CADA 2°) • UNA HOJA TRANSPARENTE • OTROS

BUZAMIENTO REAL Y APARENTE

BUZAMIENTO REAL Y APARENTE

BUZAMIENTO REAL Y APARENTE

VE EN SIG

BUZAMIENTO REAL Y APARENTE

LINEACIONES SOBRE PLANOS

LINEACIONES SOBRE PLANOS

LINEACIONES SOBRE PLANOS

LINEACIONES SOBRE PLANOS

LINEACIONES SOBRE PLANOS

INTERSECCION DE PLANOS

INTERSECCION DE PLANOS

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INTERSECCION DE PLANOS

INTERSECCION DE PLANOS

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INTERSECCION DE PLANOS

INTERSECCION DE PLANOS

INTERSECCION DE PLANOS

INTERSECCION DE PLANOS

INTERSECCION DE PLANOS

DESDE EL SUR = NS-58 E DESDE EL ESTE = EW-64 S

PLUNGE : 52° SE DD : N 128°

PROYECCION CICLOGRAFICA Y POLAR

PROYECCION CICLOGRAFICA Y POLAR

LINEACIONES SOBRE PLANOS INCLINADOS

LINEACIONES SOBRE PLANOS INCLINADOS

LINEACIONES SOBRE PLANOS INCLINADOS

PITCH DE LAS LINEACIONES