Geología

LOS FACTORES DE LA DEFORMACIÓN

El tipo e intensidad d la deformación están condicionados además por la presión confinante, la temperatura, la presencia d fluidos y el tiempo en q se realice. | La presión confinante: es la q soporta 1 roca situada a cierta profundidad x el peso d las rocas suprayacentes; este tipo d esfuerzo es constante cualkiera q sea la orientación d la roca y sólo depende d la masa d rocas q haya encima. Se comprueba en el laboratorio q las rocas, en general, se vuelven + dúctiles cuanto mayor sea la profundidad a q se encuentren. Tb se le llama presión litostática. | La temperatura en la deformación: las experiencias realizadas con rocas a Tª variables muestran generalmente q cuanto + Tª, + deformación q precede al punto d rotura. La Tª facilita la deformación y torna a la roca + dúctil. Pero esto no es aplicable a todas las rocas, pues algunas tienen 1 comportamiento inverso y a otras no le influye la Tª. | Los fluidos d impregnación en la deformación: Las rocas contienen frecuentemente fluidos q se encuentran a presiones iguales o algo superiores a la pres confinante y q pueden actuar como fuerzas dirigidas en las zonas de máxima debilidad d las rocas favoreciendo la deformación. | La anisotropía d las rocas en su deform: generalmente no se encuentran rocas isótropas; así en todas las rocas sedimentarias la estratificación introduce 1 anisotropía. El grado d anisotropía influye en la deform: + anisotropía, + plasticidad. | Cuando todos estos factores se conjugan y los valores de pres confinante y Tª son elevados, si las rocas se comportn d forma análoga a 1 fluido, se dice q se deforman mediante fluencia viscosa. Esto explica como algunas rocas rígidas ante 1 esfuerzo en la superficie terrestre pueden comportarse d 1 forma plástica e incluso viscosa.

DEFORMACIÓN DISCONTINUA

Entre fracturas con desplazamiento y sin él existen todos los estados intermedios, es decir, las diaclasas. Se habla d falla cuando los 2 blokes separados x la fractura se desplazan 1 con respecto del otro y paralelamente a la fractura. Se habla d fractura para pequeños desplazamientos. Se habla d diaclasa cuando el desplazamiento relativo es muy pequeño o nulo. | Geometría d las fallas: La superficie de fractura + o - curva según la cual se deplaza 1 bloke con respecto al otro recibe el nombre d plano d falla, q viene definido x su dirección y su buzamiento. Dirección: ángulo q forma con el N geográfico la línea d intersección del plano con el palno horizontal. Buzamiento: ángulo q forma el plano con el plano horizontal. | Los materiales q kedan separados x el plano d falla reciben el nombre d labios d falla y, según sea el movim relativo en la vertical d 1 con respecto del otro, se puede hablar d labio levantado y labio hundido. El desplazamiento entre 2 puntos q antes d la fractura estaban juntos recibe el nombre de salto d falla. Cuando se desplazan 2 blokes 1 con respecto al otro, existe 1 fuerte rozamiento q puede pulir el plano d falla, espejo d falla. Pero como en general las rocas son anisótropas, lo + frecuente es q este rozam realice 1 pulido irregular: se produce 1 estriación q nos indica la dirección del desplazamiento d los blokes. | Nomenclatura d las fallas: En la Naturaleza se dan todos los casos intermedios, pero solo estudiaremos 3 clases principales correspondientes a diferentes movim relativos d los labios d falla. Fallas normales: Cuando el plano d falla buza en la dirección del labio hundido, es decir, el labio hundido reposa sobre el plano d falla. Son producidas x tensión. Los buzam + frecuentes del plano d falla oscilan entre 45º y 60º; aunke en 1 caso particular, las fallas verticales, el plano buza 90º. En este tipo fallas el orden estratigráfico nunca se invierte. Ejemplo d falla normal: Sierra Morena en España, donde el labio levantado es la sierra y la zona NW, y el hundido el valle del Guadalquivir. | Fallas inversas: Cuando el plano d falla buza en la direcc del labio levantado, es decir, el labio levantado reposa sobre el plano d falla. Se originan x compresión. En fallas inversas el orden estratigráfico se ivierte (rocas + antiguas reposan sobre otras + modernas). | Fallas en dirección: El desplazamiento entre los labios es horizontal, es decir, el desplazam d los blokes se realiza paralelo al plano d falla; no existe labio hundido ni levantado. Se originan x 1 esfuerzo de cizalla, q somete a las rocas a la vez a 1 acortamiento y a 1 alargamiento.

DIACLASAS

Las diaclasas son fracturas sin desplazam y, x tanto, sin estrías. Si son abiertas se habla de grietas o de fisuras; cuando éstas han sido rellenadas x mineralizaciones pueden dar lugar a 1 filón, un filoncillo o 1 vena, en función del volumen. Hay ocasiones en q este relleno es material volcánico, se tiene entonces diques q marcan perfectamente el sistema d diaclasas. Nomenclatura d las diaclasas: Se clasifican según su origen en: Sinclasas o diaclasas primarias, formadas durante la formación d las rocas, como las q se encuantran en las rocas volcánicas, principalmente en las lavas basálticas, como consecuencias d la pérdida d volumen q experimentan al enfriarse. De esta manera se originan las estructuras prismáticas o columnares en hexágonos, características d los basaltos. | Tectoclasas o diaclasas secundarias, q son posteriores a la formación d rocas y se originan siempre x esfuerzos, como las q se forman en los granitos debidas a la disminución d la presión confinante causada x la erosión, lo q origina q cuando el granito aflora aparece cuarteado en blokes paralelipédicos, q aprovechan los canteros para su explotación.

DEFORMACIONES CONTINUAS. PLIEGUES.

Los pliegues son ondulaciones d las rocas originadas x deformaciones plásticas, q se definen con respecto a superficies d referencia q eran planas en el momento d formación d las rocas y q ahora aparecen como superficies curvas. Pueden aparecer en cualkier tipo d rocas, pero se estudian principalmente en rocas sedimentarias, ya q éstas nos proporcionan 1 gran cantidad d superficies d referencia, los planos d estratificación q, debido a si origen en cuencas genralmente marinas, dan lugar a estratos practicamente horizontales. Cuando se tiene + d 1 superficie d referencia, generalmente estratos, se pueden ordenar por sus edades relativas; en este caso recibe el nombre de anticlinal el pliegue q hace aparecer las capas + antiguas en su núcleo, y sinclinal el q muestra las capas + recientes. Geometría d los pliegues: Si los estratos se pliegan, los planos d estratificación pasan a superficies curvas, y en ellos se pueden definir: charnelas: son las líneas d máxima deformación q coinciden con la máxima curvatura; flancos: son las partes d pliegue, a ambos lados d la charnela: núcleo: es la zona + interna del pliegue; plano axial: es la superficie q definen las líneas d charnela d los distintos estratos. Eje del pliegue: es la línea d intersección del plano axial con la superficie topográfica (del terreno) o 1 estrato cualkiera del pliegue. Nomenclatura d los pliegues: En general los pliegues se presentan asociados y se clasifican según varios criterios: | desde 1 PUNTO D VISTA GENÉTICO, d mayor a menor plasticidad d las rocas, diferenciamos: -Plegamiento disarmónico, característico d las rocas salinas; se caracteriza pq la deformación d los planos d referencia se produce con pérdida total del paralelismo. Entre ellos, los diapiros dan estrucutura en forma d cúpula ascendente a través d sus rocas encajantes, a las q perforan debido a su + plasticidad y - densidad. Las estructuras d este tipo situadas en la plataforma continental son buenas trampas para el petróleo. -Plegamiento similar, es típico d las rocas metamórficas; se caracteriza pq el espesor d las capas plegadas no se conserva, lo q nos indica q la roca ha fluido dentro d cada capa. -Plegam concéntrico o paralelo, típico d areniscas y calizas; se caracteriza pq el espesor d las capas se consrva, lo q nos indica q las capas, al plegarse, han resbalado unas sobre otras. || teniendo en cuenta la DISPOSICIÓN DEL PLANO AXIAL d los pliegues, se pueden distinguir: -Pliegues rectos: d plano axial vertical. -Pliegues inclinados: d plano axial formando 1 cierto ángulo con la horizontal. -Pliegues tumbados: d plano axial horizontal. || teniendo en cuenta la DISPOSICIÓN D LOS FLANCOS con respecto a las charnelas, se pueden diferenciar: -Pliegues normales en los flancos; se abren desde la charnela, inclinándose cada 1 en 1 sentido. Pueden ser simétricos o asimétricos, según divida el plano axial al pliegue. -Pliegues en abanico en los flancos; se cierran desde la charnela. -Pliegues isoclinales, cuando los flancos se mantienen paralelos. -Pliegue monoclinal o en rodilla, cuando los estratos q están horizontales se flexionan en 1 tramo, para volver a adquirir la posición horizontal.

ESTILOS TECTÓNICOS

Los distintos tipos d deformaciones no aparecen en la Naturaleza como unidades independientes, sino q, en general, constituyen 1 asociación q suele definir el tipo d deformación o tectónica q muestra 1 región. A esta estructura d conjunto, propia d 1 región, se la llama estilo tectónico. Los + conocidos son: Estilo germánico: se genera como consecuencia d 1 esfuerzo d distensión en la litosfera, y keda definido x la presencia d asociaciones d fallas subparalelas q dan lugar a la formación d horst y graben q constituyen cadenas montañosas. En las depresiones la erosión d las zonas elevadas acumula gran cantidad d sedimentos. Ejemplo: en España la cordillera Central, con la Sierra d Guadarrama, bordeada x las depresiones del Duero y Tajo. Estilo jurásico: Se genera x composición suave, y está constituído x pliegues amplios, generalmente simétricos y concéntricos, q al asociarse dan 1 sucesión d anticlinales y sinclinales localmente asociados a fallas normales o verticales. Recibe su nombre d la región donde 1º se estudió, en las montañas del Jura francés, y en España, la cordillera Ibérica puede considerarse un buen ej del mismo. Estilo sajónico: Representa 1 mayor compresión, dando lugar a pliegues asimétricos y volcados asociados, en general, a fallas inversas y pliegues cabalgantes. En España tenemos ejemplos d este estilo en las regiones marginales d la cordillera Ibérica y, en la región prebética, en Cazorla y Segura. Estilo alpino: Se forma como consecuencia d 1 máxima compresión, dando lugar a estructuras d pliegues-falla, pliegues cabalgantes, fallas inversas y mantos d corrimiento. Además d los Alpes, podemos citar como ejemplos españoles los Pirineos y las Béticas.