Capitulo II Interior

7/25/2019 Capitulo II Interior

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UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA


FACULTAD DE INGENIERIA

ESCUELA ACADEMICO PROFESIONAL DE INGENIERIA GEOLOGICA

CURSO

GEOTECTÓNICA.

GRUPO

Grupo A1

DOCENTE

Ing. FERNÁNDEZ GALVEZ ,Hernán.

ALUMNO

BOÑON ALCANTARA, Walter Orlando.

BOÑON ALCANTARA, Cristhian Wilmer.

PORTAL BECERRA, Julio Cesar.

Cajamarca 12 de Octubre de 2015

CAPÍTULO II: FUENTES DE INFORMACION SOBRE EL INTERIOR DE LA TIERRA



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AGRADECIMIENTO

Agradecemos a nuestros padres por brindarnos día a día su apoyo incondicional. Dios por derramar su bendición

sobre nosotros, como también al docente de la asignatura

que gracias a su apoyo nos ayuda a tener más

conocimientos y por ende ser mejores profesionales.



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ÍNDICEI. RESUMEN .................................................................................................................................... 3

II. INTRODUCCIÓN ........................................................................................................................... 4

III. OBJETIVOS ............................................................................................................................... 5

1. OBJETIVO GENERAL ................................................................................................................. 5

2. OBJETIVOS ESPECÍFICOS .......................................................................................................... 5

IV. ESTUDIO DEL INTERIOR TERRESTRE ........................................................................................ 6

V. MÉTODOS DIRECTOS ................................................................................................................... 7

1. SONDEOS ................................................................................................................................. 7

2. MINAS ...................................................................................................................................... 8

3. VOLCANES ............................................................................................................................... 9

4. ROCAS EXPUESTAS DEBIDO A LA EROSIÓN ............................................................................. 9

VI. MÉTODOS INDIRECTOS ......................................................................................................... 10

1. LA GEOFÍSICA ............................................................................................................................. 10

2. PROPIEDADES FISICAS MEDIDAS POR LOS METODOS GEOFISICOS ...................................... 10

3. ANALISIS DE LA DENSIDAD TERRESTRE ..................................................................................... 11

4. ENSAYOS EN LABORATORIO .................................................................................................. 12

VII. MÉTODO SISMICO ................................................................................................................. 13

1. MÉTODO GRAVIMETRICO ..................................................................................................... 17

2. MÉTODO GRAVIMETRICO ..................................................................................................... 20

VIII. DEFORMACIÓN Y SU IMPORTANCIA ..................................................................................... 23

1. ESFUERZO Y DEFORMACIÓN ................................................................................................. 23

2. TIPOS DE DEFORMACIÓN ...................................................................................................... 23

3. FACTORES DE LA DEFORMACIÓN .......................................................................................... 24

4. ESTRUCTURAS TECTÓNICAS. ................................................................................................. 25

IX. CONCLUSIÓN ......................................................................................................................... 41

X. BIBLIOGRAFÍA ............................................................................................................................ 42



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I. RESUMEN

En el presente trabajo monográfico daremos a conocer e interpretar las diferentes evidenciasgeológicas, estructurales, densidades entre otros, para lograr tener una idea sobre cómo es laestructura y dinámica de la estructura interna de la tierra.

Estudiaremos la geofísica como una rama de la geología que de la mano de la sismología,obtendremos gráficos y veremos cómo utilizamos estos gráficos para la obtención de laestructura de la tierra.

Los métodos directos a diferencia de los indirectos son más costosos y riesgosos pero lacalidad de la información es única.



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II. INTRODUCCIÓN

El interior de la tierra ha sido siempre un ámbito inaccesible y misterioso. Durante la mayor parte del tiempo histórico se le conoció como un mundo subterráneo de grandes cavernas,calor y gases azufrosos, poblado por demonios. Para 1860, los científicos sabían cuál era ladensidad promedio de la tierra y que tanto la presión como la temperatura aumentan con la profundidad. Aun cuando el interior de la tierra está oculto a la observación directa, loscientíficos tienen una idea razonable de su estructura y composición internas. Al igual queun niño agita un regalo sin abrir en un intento por descubrir su contenido, así el hombre debeescuchar las vibraciones de nuestra Tierra en un intento por descubrir su contenido. Esto selleva a cabo a través de la sismología, que se ha convertido en el principal método empleadoen el estudio del interior de la Tierra. Sismos es una palabra de origen griego que significachoque; similar a terremoto, agitamiento o movimiento violento. En la Tierra la sismologíase encarga del estudio de las vibraciones que se producen durante los terremotos, los impactosde meteoritos, o por medios artificiales como una explosión. En estas ocasiones, se emplea

un sismógrafo para medir y registrar los movimientos y vibraciones que se producen dentrode la Tierra y la superficie.



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III. OBJETIVOS

1. OBJETIVO GENERAL

Conocer los métodos que hacen posible inferir la estructura interna de la tierra.

2.

OBJETIVOS ESPECÍFICOS

Estudiar los métodos directos e indirectos para el análisis de la tierra.

Interpretar las deformaciones como evidencias de la dinámica interna de la tierra



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IV. ESTUDIO DEL INTERIOR TERRESTRE

Para intentar comprender la naturaleza y estructura del interior terrestre se han utilizado desdetiempos remotos diversas técnicas y procedimientos que han propiciado la aparición ydesarrollo de diferentes métodos de estudio.

Unos están basados en experiencias directas mientras que otros se fundamentan en el estudioy aplicación de propiedades geofísicas del planeta.



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V. MÉTODOS DIRECTOS

1. SONDEOS

Son perforaciones en el terreno de los que se extrae una columna de materialllamada testigo que permite conocer la composición de las rocas. Tienen acceso a rocassituadas hasta 15 km de profundidad

testigos de la península de kola

El pozo de investigación más profundo se encuentra en la Península de Kola. Se trata de un

superagujero de 12 km de profundidad, aunque el proyecto finalizó por problemaseconómicos.

También se están estudiando los fondos marinos con la ayuda de un buque de perforaciónsubmarina, que pretende obtener datos sismológicos, volcánicos, geológicos,medioambientales y climatológicos en el Pacífico hasta una profundidad de 6 Km.



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2.

MINAS

Se basan en la observación directa de los materiales que componen se extraen de las minas.Sólo proporcionan información de los primeros cientos de metros (las minas más profundasapenas alcanzan el kilómetro de profundidad, aunque algunas, como la mina de oro de TauTona, Sudáfrica, llega a los 3.6 km) por lo que su utilidad es bastante limitada

mina subterránea



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3. VOLCANES

El análisis de las lavas expulsadas por los volcanes permite conocer la composición de lasrocas a varios kilómetros de profundidad, pues arrastran en su ascenso rocas de zonas profundas (de hasta 100km) que quedan incluidas en el magma sin fundir. Un ejemplo sonlos diamantes extraídos de la kimberlita.

4. ROCAS EXPUESTAS DEBIDO A LA EROSIÓN

Consiste en la recogida de rocas metamórficas y magmáticas que afloran en la superficiedebido a procesos erosivos para su análisis. Este método nos da acceso a rocas formadas entre15 y 20 km de profundidad.

El análisis de rocas sedimentarias, debido a su proceso de formación en superficie, nos dainformación de zonas más superficiales (hasta 8 km de profundidad)

El ejemplo más claro es el batolito que estando a grandes profundidades se lo puede encontrargracias a la meteorización y erosión de las masas rocosas que están cubriéndola.

Intrusiones magmáticas



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VI. MÉTODOS INDIRECTOS

1. LA GEOFÍSICA

Geofísica: palabra del griego geo = tierra, y fisikos = físico

La geofísica estudia la composición de la tierra y su dinámica, sobre la base de medidas decampos físicos que normalmente se realizan desde la superficie del planeta o desde el aire.

El objetivo es deducir las propiedades o el estado físico de las rocas y minerales quecomponen la tierra, junto a su composición interna, a partir de diversos fenómenos físicos.

Se pueden inferir informaciones sobre la composición del subsuelo mediante algún parámetro físico medido en superficie, que puede ser la velocidad de una onda mecánica, olas variaciones de un campo gravitacional producidas por diferencias de densidad, o la

intensidad de una corriente asociada a la mayor o menor facilidad de propagación de lascargas eléctricas, o los flujos de calor

2. PROPIEDADES FISICAS MEDIDAS POR LOS METODOS GEOFISICOS

• Densidad

• Susceptibilidad Magnética.

• Resistividad o Conductividad.

• Temperatura.

• Propiedades acústicas.

• Propiedades radioactivas.

Estos métodos solamente proporcionan gráficas, que interpretadas, permiten sugerirhipótesis sobre la composición y estructura del interior de la Tierra.



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3. ANALISIS DE LA DENSIDAD TERRESTRE

El estudio de la densidad es un método indirecto clásico que descubre que la Tierra no eshomogénea, pues el valor teórico (5'52g/cm3) está muy separado de los encontrados en las

rocas de la superficie (2'7 g/cm

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). Esta diferencia indica que los materiales superficiales sonmenos densos que los que se encuentran en el interior terrestre.

Wiechert relacionó este hecho con la información aportada del estudio de los meteoritos.

Sabiendo que entre los elementos más comunes del Universo, el de mayor densidad es elhierro, supuso que el núcleo debería estar formado por este metal. La existencia de un campomagnético terrestre apoyaría esta hipótesis.

Calculo de la densidad de la tierra:

Estudios sismológicos indican que la densidad aumenta desde la corteza al núcleo del planeta pero no de forma homogénea.



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La densidad se mantiene prácticamente constante en los primeros 100 km para iraumentando poco a poco hacia elinterior.

A 2900 Km. de profundidad se produce un aumento brusco de ladensidad que nos indica quehemos llegado al núcleo metálicodel planeta.

4.

ENSAYOS EN LABORATORIO

En los laboratorios se realizan desde estudios geoquímicos de minerales, rocas, meteoritos yfluidos, hasta análisis de tipo físico sobre muestras. También se reproducen, a escala, lascondiciones que se cree existen en diversos procesos geológicos, mediante bancos de pruebasy modelos simulados.

Un ejemplo es el de las células de yunque de diamantes, con las que se simula las condicionesde alta presión del interior terrestre.

Es un que permite comprimir una pequeña pieza (de tamaño sub-milimétrico) de materialhasta presiones extremas, más de 300 gigapascales (3 000 000 atmósferas).

El dispositivo ha sido utilizado para recrear la presión existente en lo profundo de los planetas, creando materiales y fases no observadas bajo condiciones normales.



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VII. MÉTODO SISMICO

Esencialmente el método consiste en provocar una explosión en un punto determinado delárea a explorar usando una pequeña carga de explosivo. Por la zona a explorar se sitúan

registradores de ondas (geófonos), separados entre sí de 15 a 30 m. la función de los geófonoses captar la vibración que se transmite amplificada a un oscilógrafo central que marca variaslíneas una para cada geófono.

Este procedimiento se funda en la diferente velocidad de propagación de las ondas vibratoriasde tipo sísmico a través de diferentes medios materiales. Las mediciones realizadas permitenestablecer que esa velocidad de propagación varía entre 150 y 2.500 m/seg en sueloscorrespondiendo los valores mayores a mantos de grava muy compactos y las menores aarenas sueltas; los suelos arcillosos tienen valores medios, mayores que las arcillas duras ymenores para las suaves. En roca sana los valores fluctúan entre 2.000 y 8.000 m/seg.

Basado en el estudio de los terremotos (vibraciones del terreno generadas por la liberación brusca de la energía acumulada en las rocas que se encuentran sometidas a esfuerzos)

Un terremoto se origina al fracturarse grandes masas de rocas o si, una vez fracturadas se producen nuevos desplazamientos.

Foco o Hipocentro (lugar en el que se origina el seismo)

Epicentro (lugar de la superficie terrestre más próximo al foco)

Ondas sísmicas (vibraciones generadas en el foco que se propagan en todasdirecciones)



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El conocimiento de la estructura interna de la Tierra deriva principalmente de losconocimientos obtenidos a través de los métodos sísmicos.

Del estudio de las ondas sísmicas se deducen una serie de capas y discontinuidadesen el interior terrestre

Tipos de ondas

Ondas Primarias

Las ondas P (PRIMARIAS) son ondas longitudinales, lo cual significa que el suelo es

alternadamente comprimido y dilatado en la dirección de la propagación. Estas ondasgeneralmente viajan a una velocidad 1.73 veces de las ondas S y pueden viajar a travésde cualquier tipo de material. Velocidades típicas son 330m/s en el aire, 1450m/s en elagua y cerca de 5000m/s en el granito.

Ondas Secundarias



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Las ondas S (SECUNDARIAS) son ondas transversales o de corte, lo cual significaque el suelo es desplazado perpendicularmente a la dirección de propagación,alternadamente hacia un lado y hacia el otro. Las ondas S pueden viajar únicamentea través de sólidos debido a que los líquidos no pueden soportar esfuerzos de corte.Su velocidad es alrededor de 58% la

de una onda P para cualquiermaterial sólido. Usualmente la ondaS tiene mayor amplitud que la P y sesiente más fuerte que ésta.

Ondas Superficiales

Sólo se generan al llegar las anteriores a la superficie del terreno, Por esta razón noaportan información del interior terrestre. Pueden ser:

Rayleigh: vibración de las partículas de forma rodante, como las olas del mar.

Love: se mueven de lado a lado.

La velocidad de las ondas depende de las características de los materiales por los que viajan. No viajarán igual por granito que por basalto y tampoco si estos se encuentran fríos ocalientes. Al mismo tiempo, se produce un cambio en la dirección de propagación de la onda por cada variación en la velocidad de propagación.



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Como consecuencia de estas desviaciones de las ondas por la diferencia de materiales queatraviesan, se provoca que en la superficie terrestre aparezcan zonas en las que no se detectanciertas ondas sísmicas por que las ondas van a llegar a puntos de la superficie más separadosde lo que era de esperar si hubiesen mantenido la tendencia de cambio en su trayectoria curva.Son las zonas de sombra.

Las ondas sísmicas van aumentando su velocidad según aumenta la profundidad hastallegar a los 2900 km, a partir de ahí las ondas P bajan su velocidad y las s dejan detransmitirse como indica la zona de sombra de la Figura C. mientras que las ondas Pdebido a su cambio de trayectoria, primero cóncava y luego convexa produce unazona de sombra sísmica (donde no llegan las ondas P) como indica la Figura A.

Por conclusión el dibujo B indica donde está en rojo que no llegan ni ondas P ni S yen la naranja solo llegan las ondas P.

Para imaginar donde estaría la zona de sombra sísmica en un mapa tenemos unejemplo con epicentro en estados unidos donde no lo notarían el seísmo es en la zonacoloreada de celeste Figura D.



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1. MÉTODO GRAVIMETRICO

Se basa en el estudio de la variación de la aceleración de la gravedad (g) en diferentes zonasdel planeta.

Los valores de g variarán según

- La latitud

- La altitud

- La masa de materiales existentes debajo del punto de observación

- El relieve próximo existente

Los parámetros de los que depende el valor de la aceleración de la gravedad en cada puntode la superficie terrestre son:

• Constante de gravitación (valor constante)

• Radio de la Tierra (valor conocido en el punto considerado)

• Masa de la Tierra, que a su vez depende:

- Volumen de la Tierra (valor constante)- Densidad valor que varia con:

+ distintas composiciones+ estructuras que constituyen el planeta

Por lo tanto el valor de g variará según el punto de la superficie terrestre en que nosencontremos.

Por este motivo observamos diferencias entre el valor real medido con gravímetro yel valor teórico calculado.

Estas diferencias se denominan anomalías gravimétricas.

Cuando greal – gteórico > 0 anomalía positiva (Se usan para buscar yacimientos

metálicos)

Cuando greal – gteórico < 0 anomalía negativa (Se usan para buscar rocas de menor

densidad)

La gravedad obedece a la ley de la gravitación universal, enunciada por Newton.

• Según Newton, la fuerza con que se atraen dos cuerpos es:

F = G M · m

d2



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Donde:

F: es la fuerza de gravitación G: es la constante de gravitación universal

M y m: son las masas de los dos cuerpos que se atraen

d: Es la distancia existente entre ellos• El valor de la aceleración de la gravedad es:

Donde M es la masa de la Tierra y R es el radio de la misma

Sabiendo que la densidad es d = M/V

Y el volumen de la Tierra es V = 4/3 Π R 3

Sustituimos M en la primera ecuación y nos queda: g = 4/3 Π ·G ·d ·R

Por lo tanto el método consiste en tomar datos con gravímetros y luego compararlos con elvalor teórico. Si el valor de la gravedad en la superficie terrestre fuera constante, la Tierrasería una esfera homogénea, pero noes así. De hecho, los análisis delcampo gravitatorio terrestre parecendemostrar que la forma de la tierra

corresponde a un geoide.El Geoide sería la superficie queuniría todos los puntos de la Tierraque poseen el mismo valor de campogravitatorio y esto afecta tanto a lasuperficie de la tierra, que no es portanto una esfera perfecta, como a lasuperficie del mar, que tampoco es plana

Esto supone que todos los excesos o defectos de masa por encima o debajo del nivel del niveldel geoide están compensados, de modo que, a una cierta profundidad, el material seencuentra en equilibrio hidrostático. Las masas por encima del nivel del mar son unaalteración de equilibrio hidrostático, lo mismo podríamos decir en los océanos, la deficienciade masa hasta el nivel del mar constituyen una perturbación del nivel hidrostático.



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Anomalías Gravimétricas

Son las variaciones que existen en los valores medidos con respecto al valor teórico. Están

relacionadas con la variación de la densidad de las rocas, las diferencias de altitud y de latitud,etc.

Positivas: Es aquella en la que el valor medido es mayor que el teórico.

Puede indicar la existencia de una capa densa de mineral que ejerce mayor atracciónal presentar más masa.

Negativas: Es aquella en la que el valor medido es menor que el esperado. Indicaría

la presencia de rocas poco densas.

Los geólogos Everest y Pratt demostraron, con medidas realizadas sobre el Himalaya, quelas montañas presentaban anomalías gravitatorias negativas, que indica que existe un defectode masa en las montañas.Tras este descubrimiento Dutton formuló el principio dela isostasia. El principio presupone que los excesos y defectos de masa se compensan haciael interior de tal forma que los materiales más ligeros como las montañas se comportan comolos icebergs. Es decir, en la superficie del planeta hay una capa fluida que ejerce un empuje



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sobre las montañas que flotan sobre ella. La teoría de la isostasia propone que la Tierra constade dos capas a nivel de la superficie diferenciadas por su densidad. Ambas capas constituyenlo que hoy en día llamamos litosfera.

2. MÉTODO GRAVIMETRICO

La magnetometría es como la gravimetría un método geofísico relativamente simple en suaplicación. El campo magnético de la tierra afecta también yacimientos que contienenmagnetita (Fe). Estos yacimientos producen un campo magnético inducido, es decir su propiocampo magnético. Un magnetómetro mide simplemente los anomalías magnéticas en lasuperficie terrestre, cuáles podrían ser producto de un yacimiento.

• Se basa en la medida de las variaciones del campo magnético terrestre.

• Está relacionado con el movimiento de rotación de la Tierra alrededor de su eje N-S.

• Está producido por el núcleo que se comporta como una geodinamo.

• Los polos magnéticos de la Tierra no coinciden con los geográficos.

• La distancia a la cual se encuentran dichos polos se denomina declinación magnética.

• Para su estudio se usa el magnetómetro

La Tierra posee un campo magnético que sólo se puede explicar si existe un núcleo metálicoexterno fundido en movimiento alrededor de un núcleo interno metálico sólido, quefuncionarían como una enorme dinamo (geodinamo).



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El campo magnético funciona gracias almovimiento de la masa fluida metálica provocada por la rotación terrestre y lascorrientes convectivas generadas por elcalor interno.

Existen dos polos magnéticos que nocoinciden con los polos geográficos.

El magnetismo se puede medir mediantemagnetógrafos, es el método geofísico de prospección más antiguo y además ha sidoun método fundamental para explicar latectónica de placas.

Mediante los mangetómetros se mide el campo magnético en un punto determinadoy se establece la declinación magnética (ángulo entre el norte geográfico y el nortemagnético, que puede cambiar de un lugar a otro y de un momento a otro).

A partir de estos datos se realiza un mapa de declinaciones (con isógonas o líneas

de igual declinación).

En determinados puntos, se pueden observar anomalías magnéticas (variaciones dela declinación de la zona) que nos aportan información de la composición de las rocas

La existencia del campo magnético terrestre nos protege de las radiaciones del espacio, yaque las partículas cargadas quedan atrapadas en las líneas campo magnético (cinturones deVan Allen).

Además, este hecho provoca las auroras boreales y australes, ya que debido a colisionesde estas partículas con los iones de gases que hay en la atmósfera, se producen emisiones deenergía en el espectro visible generando imágenes de colores

Aplicaciones del método magnético

El método magnético es el método geofísico de prospección más antiguo aplicable en la prospección petrolífera, en las exploraciones mineras y de artefactos arqueológicos. En la prospección petrolífera el método magnético entrega informaciones acerca de la profundidadde las rocas pertenecientes al basamento. A partir de estos conocimientos se puede localizar



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y definir la extensión de las cuencas sedimentarias ubicadas encima del basamento, que posiblemente contienen reservas de petróleo.

En las exploraciones mineras se aplica el método magnético en la búsqueda directa deminerales magnéticos y en la búsqueda de minerales no magnéticos asociados con los

minerales, que ejercen un efecto magnético mensurable en la superficie terrestre. Además elmétodo magnético se puede emplear en la búsqueda de agua subterránea.

Exploración magnética para menas de Fe

Exploración magnética para otros minerales

Exploración magnética para hidrocarburos

Exploración magnética para fuentes termales

Limitación del método

Una limitación de este método es por ejemplo en una prospección de minerales de hierro que presenta el problema de que el magnetómetro solamente responde a la magnetita, pero no alas hematites puras, dado a que estos últimos no presentan magnetismo



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VIII. DEFORMACIÓN Y SU IMPORTANCIA

La tectónica estudia las deformaciones de las rocas y las estructuras resultantes de dichas

deformaciones, producidas por las fuerzas internas que actúan en la Tierra y, en ocasiones,

por la acción de la fuerza de la gravedad.

1. ESFUERZO Y DEFORMACIÓN

Se denomina esfuerzo al conjunto de fuerzas que afectan a un cuerpo material y tienden a

deformarlo. Los esfuerzos tectónicos pueden ser básicamente de tres tipos:

Compresión: producido por fuerzas que actúan convergentemente en una misma

dirección. Como consecuencia se produce un acortamiento de la corteza.

Distensión (tensión, estiramiento o tracción): producida por fuerzas divergentes que

actúan en una misma dirección. Como consecuencia se produce un estiramiento de la

corteza.

Cizallamiento: originado por fuerzas paralelas que actúan en sentidos opuestos.

2. TIPOS DE DEFORMACIÓN

Se dice que un cuerpo es perfectamente elástico cuando la relación entre esfuerzo y

deformación es constante, y el cuerpo puede recuperar su forma original al cesar el esfuerzo

deformante. Cuando dicha relación no es constante se produce una deformación plástica y,

aunque se retire el esfuerzo, el cuerpo quedará con una deformación permanente.

En la práctica las rocas presentan un comportamiento intermedio, deformándose inicialmente

de una manera elástica, hasta alcanzar el límite elástico; a partir de este punto se produce la

deformación plástica. El comportamiento plástico también tiene un límite, alcanzado el cual

se produce la rotura. Las deformaciones elásticas, al no producir deformaciones permanentes,

no generan estructuras tectónicas. Éstas son producidas por la componente de deformación

plástica o bien por la rotura. Por ello en Geología las estructuras tectónicas se consideran

producto de una deformación dúctil o continua o de una deformación frágil o discontinua.



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Tipos de deformación de las rocas cuando son sometidas a esfuerzos.

3.

FACTORES DE LA DEFORMACIÓN

Duración del esfuerzo. Los materiales que se comportan elásticamente frente a un esfuerzo

de una determinada intensidad, pueden deformarse plásticamente, o incluso fracturarse, si

dicho esfuerzo actúa durante un periodo largo de tiempo. Experimentalmente se ha podido

comprobar que las rocas se comportan más plásticamente bajo una presión de confinamiento

elevada.

La temperatura también hace variar el comportamiento de las rocas frente a los esfuerzos,

aunque el efecto es diferente en cada tipo de roca. La presencia de agua aumenta la plasticidad

de las rocas. Si la presión de fluidos es muy elevada, la roca se vuelve más frágil. La

existencia de planos de estratificación o esquistosidad hace variar el comportamiento de las

rocas dependiendo de la dirección del esfuerzo en relación con estos planos.

En las mismas condiciones, los distintos tipos de rocas se comportan de manera diferente.

Los materiales que ante esfuerzos crecientes se rompen, sin sufrir apenas deformación

plástica, se dice que son frágiles o competentes; si sufren una deformación amplia antes de

romperse, se dice que son dúctiles, plásticos o incompetentes.



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4. ESTRUCTURAS TECTÓNICAS.

Las rocas, al igual que cualquier otro material, se deforman ante la acción de esfuerzos

externos. Nosotros no captamos esa deformación, pero sí podemos saber cuándo una roca

está deformada. Estudiando la deformación podemos saber cómo han sido los esfuerzos que

la produjeron y, por tanto, reconstruir la actividad tectónica

pasada en una región.

Estructuras plegadas en rocas debido a esfuerzos compresionales.

Cuando estas deformaciones se producen en los materiales terrestres dan lugar a estructuras

geológicas reconocibles, como son:

Pliegues, cuando la deformación sufrida por las rocas es de tipo plástica. Los materiales

se doblan dándonos idea de qué fuerzas los plegaron.

Fallas y diaclasas son deformaciones frágiles. Las rocas aparecen rotas y, generalmente,

hay separación entre las partes fracturadas.

La deformación elástica, por sus características, no va a dejar estructuras geológicas

perdurables. Esto no quiere decir que no se dé este tipo de deformación. Es bastantefrecuente en los movimientos sísmicos.



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A. Pliegues:

Los pliegues son deformaciones dúctiles (continuas) de las rocas producidas por fuerzas de

compresión. Su magnitud varía desde unos pocos milímetros (micropliegues) hasta decenas

de kilómetros. Cuando un estrato (en general cualquier cuerpo o estructura planar) no apareceen posición horizontal, para indicar su disposición es necesario determinar su dirección

(orientación de la intersección del estrato con una superficie horizontal) y su inclinación o

buzamiento (ángulo diedro que forma el plano del estrato con el horizontal).

1. Elementos geométricos de los pliegues:

La charnela de un pliegue es la línea que une los puntos de máxima curvatura de un

estrato, donde los estratos cambian el sentido de buzamiento.

Los flancos son las zonas del pliegue situadas entre las charnelas, por lo tanto un flanco

es compartido entre dos pliegues.

La superficie axial es aquella que une las líneas de charnela de varias superficies

afectadas por un mismo plegamiento.

La línea de intersección de la superficie axial con el terreno es lo que se conoce como

eje del pliegue.

Se denomina vergencia de un pliegue no recto al sentido en el que se inclinan los planos

axiales. La inmersión es el ángulo que forman el eje y la horizontal, medido en el plano vertical.

2. Tipos de pliegues

Según su forma los pliegues se dividen en anticlinal y sinclinal, si presentan su

concavidad hacia abajo o hacia arriba respectivamente. Un anticlinal presenta los

materiales más antiguos en la zona más interna; en el sinclinal ocurre lo contrario.

Los pliegues monoclinales son pliegues inclinados en los que uno de los flancos es

horizontal.

En los pliegues isoclinales los flancos son paralelos; la asociación de pliegues de este

tipo se denomina serie isoclinal o isoclinorio.



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Según la inclinación de la superficie axial (vergencia), se distinguen pliegues rectos o

verticales, inclinados y tumbados o recumbentes, tanto para el caso de anticlinales y

sinclinales.

Los pliegues isopacos son los que presentan un espesor constante medido

perpendicularmente a su superficie, mientras que en los pliegues anisopacos los flancos

han experimentado un adelgazamiento y el espesor original sólo se conserva en las

superficies de charnela.

Los pliegues armónicos son aquellos en los que todas las capas se pliegan de igual

manera, mientras que en los disarmónicos aparecen pequeños pliegues de arrastre en

las capas más plásticas.

Los pliegues-falla se forman cuando, durante el plegamiento, el flanco invertido de un

pliegue inclinado ha sido laminado, produciéndose un desplazamiento sobre este plano. Los anticlinorios y sinclinorios son pliegues a gran escala que incluyen a su vez otros

pliegues menores.



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B. Fracturas:

El término fracturas tiene un carácter general e incluye a las roturas de rocas con

desplazamiento relativo de los bloques rocosos (fallas) y aquellas que no presentan

desplazamientos apreciables (diaclasas).

1. Diaclasas

Son planos o superficies de rotura en los cuales no existen desplazamientos importantes entre

los dos bloques. Representan la deformación discontinua o frágil a una escala de observación

detallada.

Según su origen se pueden distinguir:

Diaclasas de retracción, originadas por pérdida de volumen durante el enfriamientode un magma en el interior de una colada de lava.

Diaclasas originadas por la descompresión que experimentan las rocas a medida que

se aproximan a la superficie terrestre debido a la erosión de las rocas suprayacentes.

2. Fallas

Una falla es una superficie plana en la que los dos bloques contiguos se han deslizado

paralelamente a la misma. Las fallas se producen en todas las situaciones tectónicas:

extensión, compresión o en zonas de cizalla.



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ELEMENTOS GEOMÉTRICOS

El plano de falla es la superficie o banda de deformación frágil o frágil-dúctil que

separa los dos bloques contiguos.

Los bloques separados por el plano de falla se denominan labios de falla. Cuando uno

de los bloques queda hundido respecto al otro, se habla de labio elevado y labio

hundido. Si el plano de falla presenta cierta inclinación, se pueden distinguir un

bloque o labio de techo y un bloque o labio de muro, que se disponen sobre y bajo el

plano de falla respectivamente.

El desplazamiento relativo producido entre ambos labios de falla es el salto de falla.

Cuando, como consecuencia de la falla, queda en el terreno un resalte, éste es

conocido como escarpe de falla.

Frecuentemente se encuentran sobre el plano de falla estrías debidas al roce producidoentre los dos bloques durante el movimiento. Estas estrías de falla nos marcan la

dirección del movimiento producido.

Cuando, como consecuencia del rozamiento, llegan a producirse recristalizaciones y

precipitaciones de minerales como calcita o cuarzo, se forma una superficie lisa que

se denomina espejo de falla.

TIPOS DE FALLAS

La clasificación de las fallas se basa principalmente en los movimientos relativos

producidos entre los bloques de falla:

En las fallas normales el movimiento es de separación (fallas distensivas) y presentan

movimiento vertical, con hundimiento del bloque de techo.

En las fallas inversa s el movimiento es de acercamiento (fallas compresivas) y el

bloque hundido es el de muro. El bloque de techo cabalga sobre el labio hundido.

Las fallas en dirección o de desgarre, presentan un movimiento lateral opuesto,

pudiendo ser izquierdo o derecho, según el desplazamiento de cualquier línea de

referencia común a ambos bloques.



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De la combinación de estos cuatro tipos puros de movimiento surgen otros cuatro

tipos de fallas mixtas en las que intervienen dos de los movimientos anteriores:

normal izquierda, inversa izquierda, normal derecha e inversa derecha.

Cabalgamiento es un término utilizado para designar fallas inversas muy tendidas o

con poco buzamiento.

Algunos autores consideran los 30° como límite para diferenciar ambos accidentes.

Frecuentemente el bloque cabalgante aparece plegado.

Los mantos de corrimiento son estructuras semejantes a los cabalgamientos, ladiferencia es sólo de magnitud del desplazamiento (en éstos últimos el

desplazamiento es de decenas de kilómetros). El manto en sí constituye un terreno

alóctono (procedente de otro lugar), mientras que los materiales situados debajo se

denominan autóctonos.

En las fallas rotacionales o “en tijera” los bloques rotan respecto a un eje, por lo que

el mismo bloque estará levantado en una zona y hundido en la otra.

Frecuentemente aparecen series de fallas normales escalonadas configurando zonas

elevadas (horsts o macizos tectónicos) y zonas hundidas (grabens o fosas tectónicas).

Los rift que aparecen en las dorsales oceánicas son fosas tectónicas de grandes

dimensiones



CAPÍTULLO II 31


Clasificación de las fallas en función del sentido de deslizamiento. Tomada de davis yreynolds (1996).

Arreglo Geométrico De Las Zonas De Falla: Fenómenos De Curvatura

Uno de los aspectos no previstos por la teoría andersoniana (fig. 9) es que las fallas se

curvan. Las fallas se curvan, entre otras cosas, porque los materiales geológicos no son

isotrópicos. Las inhomogeneidades causadas por el paso de un ambiente geológico a otro

(litología, estructuras previas) a escala local o regional induce variaciones direccionales

en el vector de propagación de una falla, en otras palabras, una falla o zona de falla no

puede mantener una continuidad en el rumbo (a veces ni siquiera una continuidad)

debido a los cambios físicos que encuentra en el camino.

Esto tiene la mayor importancia en lo que se refiere a la interpretación de la estructura

regional local bajo estudio. Como veremos a continuación, el que nos encontremos con

dos sets de fallas transcurrentes, por ejemplo N30°E (sinestrales) y N30°W (dextrales),

no implica necesariamente que estas constituyan un par conjugado en el sentido



CAPÍTULLO II 32


andersoniano del término, con σ1 orientado según N-S. Perfectamente podríamos

encontrarnos ante el caso de un duplex que analizaremos más adelante (woodcock y

fischer, 1986), ocasionado por el curvamiento de una falla, cuyas características e

implicaciones difieren substancialmente del concepto simple de par conjugado.

Inflexiones, saltos, abanicos imbricados y duplexes en sistemas transcurrentes. Woodcock yfischer (1986).

SALTOS E INFLEXIONES EN FALLAS

Los sectores transcurrentes en zonas de falla pueden disponerse espacialmente de

diversas maneras: en échelon (o escalonadas), en relevo, anastomosadas, en

terminaciones en "cola de caballo". Estas disposiciones reflejan las diferentes formas en

que se puede distribuir el deslizamiento en función de las condiciones reológicas y el

esfuerzo total que tiene que ser acomodado. Cabe destacar que algunas de las

consecuencias estructurales más interesantes desde el punto de vista de los yacimientos

ocurren justamente donde las fallas se curvan o se escalonan.



CAPÍTULLO II 33


Arreglos diversos de fallas. Tomada de davis y reynolds (1996).

El movimiento de las fallas a lo largo de superficies planares perfectas (cosa poco común

en la naturaleza) se desarrolla sin complicaciones, deslizándose una pared sobre la otra

sin interferencias. Bajo estas condiciones la aparición de ramales a partir de la falla

principal es mínima a inexistente. Sin embargo, si una falla presenta una inflexión

abrupta o gradual se producen situaciones complejas, que dan lugar a procesos de

estiramiento o acortamiento. La curvatura de las fallas puede ser descrita en términos de

inflexiones (bends) (davis y Reynolds, 1996) (fig. 19). Inflexiones en apertura (releasing

bends; zona en extensión) tienden a crear espacios, en tanto que las inflexiones en cierre

(restraining bends; zona en compresión) son sitios donde el acortamiento genera

apilamiento. Las inflexiones en cierre ocurren cuando el movimiento de uno de los

bloques a lo largo de la falla se realiza"contra" la curva. Por el contrario, si el movimiento

"aleja" el bloque de la curva, diremos que se trata de una inflexión en apertura. Bajo el

punto de vista de la exploración de yacimientos minerales, las inflexiones en apertura

son las más interesantes, ya que es en esos lugares geométricos donde se generan

espacios, y por ende, donde las soluciones hidrotermales pueden circular con mayorfacilidad. Además, a escala regional, una inflexión en apertura es el lugar perfecto para

el desarrollo de intrusiones menores bajo condiciones extensionales.



CAPÍTULLO II 34


Situaciones de extensión y compresión (ver sentido de las flechas) en sistemas de fallasdextrales y sinestrales con inflexiones y saltos. Tomada de davis y reynolds (1996).

Aparte de las inflexiones otro rasgo típico en fallas son los saltos (stepovers, offsets)

(fig. 19), que a diferencia de las inflexiones, no se conectan entre si, aunque mantienen

parecida dirección y el mismo sentido de movimiento. Al igual que las inflexiones,

decimos que los saltos pueden generar zonas en apertura o en cierre.

Las zonas en apertura y en cierre (en inflexiones y saltos) pueden dar lugar

respectivamente a depresiones (pull-aparts) susceptibles de ser rellenadas por materiales

sedimentarios, o a alzamientos compresionales (pop-ups, push-ups).



CAPÍTULLO II 35


A: Depresión (pull-apart) susceptible de ser rellenada por materiales sedimentario yalzamiento compresional (pop-up, push-up) asociados a una falla transcurrente dextral; B:esquema sinóptico (en planta) de la situación observada en el bloque superior.

DUPLEXES Y ESTRUCTURAS EN FLOR

La presencia de inflexiones y saltos a lo largo de una falla promueve la formación deestructuras denominadas duplexes (woodcox y fischer, 1986). Las rocas que se

encuentran dentro de la zona de influencia de una inflexión o salto se pueden fallar

progresivamente (fallas menores paralelas a la dirección de la inflexión) generando

sistemas imbricados en relación a la falla principal. Por otra parte en el caso de fallas de

traza recta, la formación de un duplex puede originarse a través del desarrollo de

fracturas de riedel.

El análisis del proceso de formación de duplexes puede realizarse a través de dosmecanismos: procesos de deformación planar (plane-strain) y de deformación no planar

(non-plane strain) (e.g., davis y reynolds, 1996). En el caso teórico de la deformación

planar si una esfera es deformada triaxialmente y ocurre un estiramiento en la dirección

s1 (máximo estiramiento) éste será compensado de manera perfecta por un acortamiento



CAPÍTULLO II 36


en la dirección s3 (mínimo estiramiento), sin que se produzcan cambios en la dirección

S2, así una esfera perfecta se transformará en un elipsoide perfecto (de revolución). Si

llevamos ésto al caso que nos interesa (sistemas de fallas transcurrentes), la situación

será la siguiente (woodcock y fischer, 1996): dado que σ1 (esfuerzo máximo) y σ3

(esfuerzo mínimo) están en la horizontal, todos los cambios ocurrirán ahí. En otras

palabras, bajo esta perspectiva teórica, no habrían levantamientos (pop-ups, push-ups) o

hundimientos (pull-aparts), ya que estos tendrían que ocurrir en la dirección de σ2 (en

este caso, equivalente a S2), que es perpendicular a la superficie horizontal. La

deformación planar es difícil de mantener en sistemas reales, pero sirve en todo caso

como referente para introducir el modelo cinemático.

La diferencia principal que presentará la formación de duplexes por deformación no

planar (caso más cercano a la realidad) se encuentra en la compensación volumétrica por

hundimientos y levantamientos. Así en duplexes extensionales se formaran

hundimientos, y en los compresionales, levantamientos. Unas de las estructuras más

notables derivadas de la deformación no planar son las denominadas flores positivas

(positive flowers) y flores negativas (negative flowers) (woodcock y fischer, 1986), que

a su vez se corresponden con los casos de duplex compresional y extensional,

respectivamente. La geometría interior de las fallas secundarias en un duplex muestra

que estas convergen en profundidad hacia una zona de falla única. En el caso de unaestructura en flor negativa, las fallas secundarias dentro del duplex tendrán un

comportamiento mixto, transcurrente-normal, por lo cual podemos decir que la zona

interior está en extensión y sometida a hundimiento. Por el contrario, en una estructura

tipo flor positiva, las fallas interiores se comportarán como transcurrentes-inversas, por

lo cual podemos decir que la zona está en compresión y por lo tanto sometida a

levantamiento.



CAPÍTULLO II 37


. Estructuras tipo flor negativa (a) y flor positiva (b). Note la subsidencia y alzamientorespectivo en a y b, así mismo como el caracter mixto (transcurrente-normal ytranscurrente-inverso) del fallamiento asociado. Woodcock y fischer (1986).

2.3.5. Importancia de las deformaciones.

La exploración de yacimientos es una de las labores más arduas y poco reconfortantes en

términos de la relación éxito/fracaso. No obstante, es una actividad que se ha desarrollado,

se desarrolla y se desarrollará en el futuro, por dos razones fundamentales: 1) porque los

metales tienen un valor económico y son necesarios para el desarrollo de los países, y 2)

porque a pesar de que los fracasos superan a los éxitos, estos últimos compensan con creces

a los primeros.



CAPÍTULLO II 38


. Diversos arreglos de filones en zonas de cizalla. Hodgson (1989).

Distrito De Rodalquilar (Au), Zona De Falla Extensional En Unidad Ignibrítica.

La exploración de yacimientos requiere de planteamientos geológicos. Cualquiera puede

determinar una anomalía de color (gossan, zona de alteración) en el campo o en una imagen



CAPÍTULLO II 39


satelital. Por el contrario, sólo un geólogo puede entender la geología de una zona y aplicar

ese conocimiento a la prospección de yacimientos minerales. La era de los grandes

descubrimientos de yacimientos aflorantes está finalizando, hoy más que nunca

("afortunadamente") se requiere de la visión geológica de los problemas para la búsqueda de

masas ocultas de mineral. De alguna manera el factor "suerte" siempre será importante en

exploración, sin embargo, una compañía no puede basar su estrategia en ello.

Nos gustaría terminar este manual resumiendo a manera de un decálogo lo que creemos son

los los puntos esenciales a considerar en una campaña de exploración:

1) Las zonas extensionales son las más favorables para el desarrollo de mineralizaciones. La

extensión genera espacios, la compresión los sella. Esto tiene dos consecuencias, ahí donde

se generan espacios los fluidos podrán circular con mayor facilidad y las masas mineralesserán mayores.

2) Las fallas y estructuras asociadas cumplen dos roles principales en la formación de

yacimientos: actúan como canales de migración de los fluidos hidrotermales y albergan a las

mineralizaciones.

3) La determinación del sentido de movimiento de una falla individual o zona de cizalla es

vital para predecir la presencia de zonas en extensión. Por ejemplo, el determinar la presencia

de un duplex no es un hecho significativo si no entendemos las condiciones mecánicas

interiores de éste, y para entender ésto, necesitamos saber cuál es el movimiento de la falla

principal y del sistema imbricado.

4) Las fallas rara vez presentan "un" solo sentido de movimiento. Por ejemplo, una falla

puede haber jugado primero como inversa y luego como falla normal. Un duplex puede

haberse originado como una estructura compresiva y luego haber pasado a condiciones

extensionales. Para ello hay que "leer" en la falla su historia cinemática. La utilización de

software "especializado" puede llevar a grandes errores si no se conoce previamente, y con

precisión, cual es la historia cinemática de una falla o zona de falla. Al respecto dos

corolarios: a) el software es tan bueno o tan malo como su usuario; b) el software no

substituye a un geólogo de campo.



CAPÍTULLO II 40


5) Independientemente de la escala (desde la microscópica a la regional), las fallas pueden

presentar localmente zonas extensionales y compresionales. Esas zonas están relacionadas

directamente con las curvaturas (inflexiones) o saltos de las fallas. Las estructuras que nos

interesaran serán aquellas tipo abanicos imbricados (cola de caballo), inflexiones, saltos,

duplexes (lazo sigmoide; flor negativa), de carácter extensional.

6) El segmento más interesante de una zona de cizalla bajo el punto de vista económico, se

encuentra desde la transición dúctil-frágil hacia superficie. Es ahí donde se generan los

espacios y estructuras discretas donde mejor puede ser precipitada la carga mineral.

7) Las zonas de cizalla pueden tener una larga y compleja historia. La superposición de una

fábrica frágil a una fábrica dúctil es un fenómeno relativamente normal por alzamiento

tectónico del bloque en cuestión durante la evolución del proceso. El encontrar estructurasfrágiles (e.g., fallas, brechas) superpuestas a una fábrica dúctil (e.g., milonitas) es el mejor

indicativo de que ha ocurrido este proceso.

8) La exploración de yacimientos tiene que estar basada, antes que nada, en el conocimiento

de la geología local o regional de una zona. La determinación de la estructura es a su vez un

requisito esencial para entender la geología. Dado que las fallas juegan un rol principal en la

formación de un gran número de mineralizaciones hidrotermales, el entender cómo funcionan

éstas resulta vital.

9) No existen fallas "buenas" o fallas "malas", en general todas presentan sectores más

favorables y menos favorables para el desarrollo importante de masas minerales.

10) Si la evidencia de campo contradice los planteamientos teóricos iniciales, substituya la

teoría, lo opuesto cuasi garantiza el desastre.



CAPÍTULLO II 41


IX. CONCLUSIÓN

Los métodos directos dan una eficiente información ya que la mineralogía, litología

se pueden llevar laboratorio y así tener una información única e indiscutible.

Los métodos indirectos son interpretaciones de gráficos obtenidos por los diferentes

métodos geofísicos.

Las deformaciones de las rocas cumplen un desarrollo importante en el depósito de

yacimientos minerales.

Las fallas presentan diferentes tipos de movimientos dependiendo de la orientacion

de los esfuerzos y de la zona estructural donde se encuentre.




X. BIBLIOGRAFÍA

Oyarzun Roberto & Doblas Miguel. 2009. Fallas y zonas de cizalla. Departamento de

Cristalografía y Mineralogía, Facultad de Ciencias Geológicas, Universidad

Complutense, Madrid, España.

Baruch, Elizabeth., 2006. "Adquisición Sísmica Proyecto Roblóte 05G 3D". Final Curso

en Cooperación, Dep. de Ciencias de la Tierra. Universidad Simón Bolívar. Caracas.

Cantos, F., 1974. 'Tratado de Geofísica Aplicada". Litotrip. España.

www.geofisicaaplicada.com

Capitulo II Interior

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