BLOQUE 4: MOVIMIENTOS Y DEFORMACIONES …

1 Sierra de San Qu lez - BIN FAR GEOLOG A 2 de Bachillerato BLOQUE 4: Tect nica 1 BLOQUE 4: MOVIMIENTOS Y DEFORMACIONES CORTICALES. TECT NICA DE PLACAS. 1- INTRODUCCI N. La Geolog a Estructural es una disciplina que tiene por objeto el estudio de las DEFORMACIONES sufridas por las rocas despu s de su consolidaci n, y m s concretamente las producidas por la din mica interna de la Tierra. Se habla de microtect nica, cuando las estructuras de deformaci n tienen dimensiones centim tricas. Geolog a Estructural cuando las dimensiones son m tricas o de pocos kil metros. Tect nica cuando las dimensiones son de cientos o miles de kil metros (una cordillera, un continente) y Geodin mica cuando manejamos escalas planetarias.

2 2- DEFORMACI N Y REOLOG A. Dos variables que condicionan la deformaci n de las rocas son la magnitud de la Fuerza (a mayor fuerza m s deformaci n) y la superficie que la soporta (a menor superficie, mayor deformaci n) De manera que la magnitud que realmente va a determinar la deformaci n de una roca es la presi n que soporta. (P= F/S) Las presiones que act an sobre las rocas pueden clasificarse en dos tipos, de acuerdo con sus efectos. -Presiones no dirigidas: Son presiones de confinamiento que poseen la misma magnitud en cualquier direcci n que se considere. Siguen el patr n del principio de Pascal. Son ejemplos las presiones hidrost ticas de los cuerpos que se encuentran en un fluido y las presiones litost ticas, debidas al enterramiento de las rocas en regiones muy profundas de la Litosfera.

3 -Presiones dirigidas o esfuerzos. Se deben a fuerzas de origen tect nico, en la que la magnitud de la presi n var a seg n la direcci n considerada. Sierra de San Qu lez - BIN FAR GEOLOG A 2 de Bachillerato BLOQUE 4: Tect nica 2 La Reolog a es la rama de la f sica de materiales que estudia las diferentes respuestas que puede presentar una roca o cualquier otro material (suelo, hormig n, hueso) ante los diferentes esfuerzos. El comportamiento de un material ante un esfuerzo que incrementa su magnitud pasa por tres etapas: -A) Comportamiento el stico. El incremento del esfuerzo produce peque as DEFORMACIONES . Cuando el esfuerzo cesa, la deformaci n desaparece y se recupera la forma original.

4 (Ej: un muelle) -B) Comportamiento pl stico o d ctil. Superado cierto umbral, el material se deforma r pidamente. La deformaci n es permanente. Cuando cesa el esfuerzo, no se recupera la forma original. (Ej: un BLOQUE de plastilina) -C) Comportamiento fr gil. Sucede en el momento en el que el material se rompe, produci ndose o no desplazamiento a ambos lados de la rotura. No todas las rocas presentan el mismo comportamiento con las mismas magnitudes de esfuerzo. Una arcilla o un yeso, tienen amplios rangos de comportamiento pl stico. Una caliza o un granito, presentan amplios comportamientos el sticos, y pasan inmediatamente al comportamiento fr gil. Del mismo modo, algunos factores externos modifican el comportamiento de la roca.

5 En general, las temperaturas altas y las grandes presiones confinantes favorecen e comportamiento pl stico. Una roca que se deforme de manera el stica, originar ondas s smicas, pero despu s del terremoto no dejar se ales. Una roca que se deforme de forma pl stica originar pliegues. Y una roca que se deforme de manera fr gil, originar estructuras discontinuas como fallas, juntas de extensi n o diaclasas. Sierra de San Qu lez - BIN FAR GEOLOG A 2 de Bachillerato BLOQUE 4: Tect nica 3 3- DEFORMACIONES CONT NUAS. PLIEGUES. Un pliegue es una distorsi n de una roca que se manifiesta en el curvamiento de sus elementos planares o lineales Tambi n pueden ser definidos como ondulaciones presentes en las rocas debido a DEFORMACIONES pl sticas de las mismas Los pliegues pueden ser contemplados con mayor facilidad en rocas sedimentarias, ya que stas poseen marcadores que en un principio eran horizontales (las superficies de estratificaci n) cosa que no existe en rocas magm ticas.

6 Para definir un pliegue son necesarios una serie de par metros y elementos de referencia, siendo los m s utilizados la direcci n del plegamiento que viene dada por la orientaci n del eje principal del pliegue, y el buzamiento o ngulo de inclinaci n de los flancos respecto a la direcci n del pliegue. A) Elementos geom tricos de un pliegue. -Charnela: es la l nea imaginaria de un estrato plegado donde se concentran los puntos con m xima curvatura. -Flanco: Es la zona del pliegue donde se producen los puntos de inflexi n en los estratos, es decir, las zonas donde la curvatura es m nima. -Superficie axial: Es la superficie imaginaria formada por la uni n de todas las l neas de charnela. -Cierre periclinal: Es la zona final del pliegue, donde la curvatura se amortigua hasta que desaparece.

7 Considerando solamente un estrato plegado, suelen adem s considerare los siguientes par metros: -Direcci n: ngulo con respecto al norte que forma la intersecci n del estrato con un plano horizontal. -Buzamiento: ngulo que forma la superficie del estrato con la horizontal. B) Tipos de pliegues. Los pliegues pueden ser clasificados de acuerdo con diferentes criterios. -Clasificaci n geom trica. -sinclinal: La convexidad est dirigida hacia abajo. El n cleo del pliegue est constituido por las rocas m s recientes. Sierra de San Qu lez - BIN FAR GEOLOG A 2 de Bachillerato BLOQUE 4: Tect nica 4 -anticlinal: La convexidad est dirigida hacia arriba. Una vez erosionado el pliegue, en el n cleo afloran las rocas m s antiguas.

8 En general, anticlinales y sinclinales van asociados, sucedi ndose unos a otros. Un flanco pertenece a un anticlinal y tambi n al anticlinal contiguo. -Seg n la vergencia de la superficie axial y de los flancos. -Pliegues rectos: el plano axial es vertical. -Pliegues inclinados: el plano axial est inclinado, pero cada flanco presenta vergencia en sentidos distintos. -Pliegues tumbados: El plano axial est inclinado y los dos flancos tambi n lo est n en el mismo sentido. -Pliegues recumbentes: El plano axial est horizontal. -Seg n el grado de conservaci n del espesor de los estratos a lo largo del pliegue. -Pliegues conc ntricos: Tambi n llamados isopacos o paralelos. Los estratos mantienen su espesor pr cticamente constante, formando capas paralelas.

9 Al plegarse han resbalado unas capas sobre otras. En profundidad, estos pliegues se van atenuando. -Pliegues similares: Los estratos no mantienen su espesor original. Se produce un adelgazamiento de los flancos y un engrosamiento de las charnelas. Al plegarse se produjo un aplastamiento y flujo de material pl stico hacia las zonas de mayor curvatura. Sierra de San Qu lez - BIN FAR GEOLOG A 2 de Bachillerato BLOQUE 4: Tect nica 5 -Pliegues hipertensos: Se produce un adelgazamiento de la charnela y un engrosamiento de los flancos. -Por la disposici n de flancos y charnelas. -Normales: Flancos abiertos desde la charnela. Pueden ser sim tricos o asim tricos, seg n divida el plano axial el pliegue.

10 -En herradura: Los flancos se cierran desde la charnela. -En V: charnelas angulares y flancos virtualmente rectos. -Pliegues monoclinales o en rodilla : Los estratos, de trazado horizontal, se flexionan y vuelven a adquirir la posici n horizontal. -Considerando la serie estratigr fica en conjunto. -Plegamiento arm nico: Todas las capas se pliegan de igual forma. -Plegamiento disarm nico: Cuando hay una marcada diferencia de plasticidad entre capas duras y blandas, se producen zons de despegue entre las distintas capas. Las m s pl sticas forman, dentro del pliegue, peque os pliegues de arrastre cuya charnela se inclina hacia la principal. Otro fen meno relacionado es el boudinage o amorcillamiento de las Sierra de San Qu lez - BIN FAR GEOLOG A 2 de Bachillerato BLOQUE 4: Tect nica 6 capas m s duras, que se rompen por estiramiento, siendo los fragmentos resultantes englobados por materiales pl sticos, que fluyen hacia ellos.