Geología

introducción a la geología física :

Cartografía de las estructuras Geológicas

Los procesos de deformación generan estructuras a muchas escalas diferentes. En un extremo se encuentran los principales sistemas montañosos de la Tierra. En el otro, los esfuerzos muy localizados crean fiactures menores en las rocas. Todos estos fenómenos, desde los pliegues más grandes de los Alpes hasta las fracturas más pequeñas de una lámina de roca, se conocen como estructuras tectónicas. Antes de empezar nuestra discusión de las estructuras tectónicas examinemos el método que utilizan los geólogos para describirlas y cartografiarlas.

Cuando estudia una región, el geólogo identifica y describe las estructuras principales. A menudo, una estructura es tan grande que desde una zona concreta sólo puede verse una pequeña porción. En muchas situaciones, la mayor parte de las capas está cubierta por vegetación o por sedimentos recientes. Por consiguiente, debe hacerse utilizando los datos recogidos de un número limitado de afloramientos, que son lugares donde el sustrato de roca aflora en la superficie

(véase Recuadro 10.1). Pese a esas dificultades, una serie de técnicas cartográficas permiten a los geólogos reconstruir la orientación y la forma de las estructuras existentes. En los últimos años, los avances acaecidos en la fotografía aérea, en la obtención de imágenes a través de los satélites y en el desarrollo del sistema de posicionamiento global (GPS) han ayudado en este trabajo. Además, los perfiles de reflexión sísmica y las perforaciones proporcionan datos sobre la composición y la estructura de las rocas que se encuentran en profundidad.

Figura GEOEST-A Denominación de algunas unidades (formaciones) del Gran Cañón de colorado (U.s.A.).

La cartografía geológica se realiza con mucha más facilidad cuando los estratos afloran en la superficie. Estose debe a que los sedimentos suelen depositarse en capas horizontales. Si los estratos de rocas sedimentarias siguen estando horizontales, esto les dice a los geólogos que probablemente el área no ha experimentado modificaciones estructurales. Pero si los estratos están inclinados, doblados o rotos, esto indica que se produjo un período de deformación después de la deposición.

Dirección y buzamiento

Los geólogos utilizan dos medidas denominadas dirección (rumbo) y buzamiento (inclinación) para ayudar a determinar la orientación de un estrato rocoso o de una superficie de falla (Figura GEOEST-05). Conociendo la dirección y el buzamiento de las rocas en la superficie, los geólogos pueden predecir la naturaleza y la estructura de unidades rocosas y las fallas que están ocultas debajo la superficie fuera del alcance de nuestra vista,

Figura GEOEST-05 Dirección y buzamiento de un estrato rocoso.

La dirección es el ángulo entre el norte magnético y una línea obtenida mediante la intersección de un estrato inclinado, o falla, con un plano horizontal (Figura GEOEST-05). La dirección, o rumbo, se suele expresar como un valor de un ángulo en relación con el norte. Por (N 10º E) significa que la línea de dirección se dirige al este desde el norte. La dirección del estrato ilustrada en la Figura GEOEST-05 es de aproximadamente norte 75º este. (N 75" E).

El buzamiento es el ángulo de inclinación de plano geológico, como por ejemplo una falla, medida desde un plano horizontal. El buzamiento incluye ¿??? el valor del ángulo de inclinación como la dirección hacia la cual la roca está inclinada. En la Figura GEOEST-5, el ángulo de buzamiento del estrato rocoso es de 30º Una manera de visualizar el buzamiento es imaginar que el agua descenderá siempre por la superficie rocosa según una línea paralela al buzamiento. La dirección caída formará siempre un ángulo de 90º con la dirección.

En el campo, los geólogos miden la dirección (rumbo) y el buzamiento (inclinación) de las rocas sedimentaría en tantos afloramientos como sea conveniente. Esos se representan luego en un mapa topográfico o en fotografía aérea junto con una descripción codificada colores de la roca. A partir de la orientación de los estratos puede establecerse la orientación y la forma supuesta de la estructura, como se muetra en la Figura GEOEST-06. Utilizando esta información, el geólogo puede reconstruir las estructuras previas a la erosión y empezar a interpretar la historia geológica de la región.

Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 Edicion – Una Introducción a la Geología Física.  Edward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Deformación de la corteza y Pliegues

Durante la formación de las montañas, las rocas sedimentarias y volcánicas suelen doblarse en una serie de ondulaciones semejantes a ondas denominadas pliegues. Los pliegues de los estratos sedimentarios se parecen mucho a los que se formarían si se cogiera una hoja de papel por sus extremos y se fueran empujando uno hacia el otro. En la naturaleza, los pliegues aparecen en una gran variedad de tamaños y configuraciones. Algunos pliegues son amplias flexuras en las cuales unidades rocosas de centenares de metros de grosor se han doblado ligeramente. Otros, son estructuras microscópicas muy apretadas que se encuentran en las rocas metamórficas. Diferencias de tamaño aparte, la mayoría de los pliegues se produce como consecuencia de esfuerzos compresivos que provocan el acortamiento y engrosamiento de la corteza. A veces, los pliegues se encuentran aislados, pero es mucho más frecuente que aparezcan como una serie de ondulaciones.

Para entender los pliegues y el plegamiento, debemos familiarizarnos con la terminología utilizada para nombrar las partes de un pliegue. Como se muestra en la Figura GEOEST-07, los dos lados de un pliegue se denominan flancos. Una Línea trazada a lo largo de los puntos de máxima curvatura de cada estrato se llama línea de charnela, o simplemente charnela. En algunos pliegues, como el ilustrado en la Figura GEOEST-07A, la charnela es horizontal, o paralela a la superficie. Sin embargo, en los pliegues más complejos, la charnela del pliegue está a menudo inclinada según un ángulo conocido como inmersión (Figura GEOEST-07B). Además, el plano axial es una superficie imaginaria que divide un pliegue de la manera más simétrica posible.

Figura GEOEST-06 Estableciendo la dirección y el buzamiento de los etratos sedimentarios que afloran en un mapa A., los geólogos pueden deducir la orientación de la estructura en el subsuelo B.

Figura GEOEST-07 Esquemas idealizados que ilustran las características asociadas con pliegues simétricos. El eje del pliegue en A es horizontal, mientras que el eje del pliegue en B tiene inmersión.

Tipos de pliegues

Los dos tipos de pliegues más comunes se denominan anticlinales y sinclinales (Figura GEOEST-08). Un anticlinal se forma casi siempre por plegamiento convexo, o arqueamiento, de las capas de roca*. La Figura GEOEST-07 es un ejemplo rle un anticlinal. Losanticlinales afloran, a veces de manera espectacular en los puntos donde las carreteras atraviesan estratos deformados. Asociados a menudo con los anticlinales, se encuentran los pliegues cóncavos, o surcos, denominados sinclinales. Obsérvese en la Figura GEOEST-09 que el flanco de un . anticlinal lo es también del sinclinal adyacente.

Dependiendo de su orientación, estos pliegues básicos se describen como simétricos, cuando los flancos son imágenes espectaculares el uno del otro y como asimétrico cuando no lo son. Se dice que un pliegue asimétrico esta volcado o capotado si uno de los flancos está inclinado más allá de la vertical (Figura GEOEST-08) Un pliegue volcado puede también de manera que un plano que se extendiera a través deel eje del pliegue sería en realidad horizontal. Esos pliegues tumbados (recumbentes) son comunes en algunas regiones montañosas como los Alpes.

Los pliegues no se exticnden indefinidamente; antes bien, sus extremos terminan de una manera muy parecida a corno lo hacen las arrugas en la ropa. Algunos pliegues tienen inmersión, porque el eje del pliegue penetra en el terreno (Figura GEOEST-10). Como muestra la figura, pueden tener inmersión tanto los anticlinales corno los sinclinales. En la Figura GEOEST-11 se muestra un ejemplo de un anticlinal con inmersión y el modelo que se produce cuando la erosión retira las capas superiores de la estructura y deja expuesto su interior. Nótese que la traza del pliegue de un anticlinal apunta en la dirección de su inmersión, mientras que lo contrario es cierto para un sinclinal. Un buen ejemplo de tipo de topografía que se produce cuando las fuerzas erosivas afectan a estratos sedimentarios plegados se encuentra en la provincia Valley and Ridge de los Apalaches (Véase Figura GEOEST-11).

*. Definido de una manena estricta, un anticlinal es una estructura en la cual los estratos más antiguos se encuentran en el centro. Esto se produce generalmente cuando los estratos se pliegan hacia arriba. Además:, un sinclinal se define estrictamente como una estructura en 1a cual los estratos más jóvenes se encuentran en el centro. Esto ocurre casi siempre cuando los estratos se pliegan hacia abajo.

Figura GEOEST-08 Bloque diagrama de los principales tipos de estratos plegados. Las estructuras arqueadas o convexas son anticlinales. Los pliegues cóncavos o depresiones son sinclinales. Obsérvese que el flanco de un anticlinal lo es también del sinclinal adyacente.

 revisar

Figura GEOEST-09 El sinclinal (izquierda) y el anticlinal (derecha) comparten un flanco común. (Foto de E.J.Tarbuck.)

Figura GEOEST-10 Pliegues con inmersión.

A. Vista idealizada de pliegues con inmersión en los cuales se ha añadido una superficie horizontal.

B. Vista de los pliegues con inmersión como podrían aparecer después de experimentar mucha erosión.

Obsérvese que en un anticlinal con inmersión, terminación periclinal del pliegue en la dirección de inmersión, mientras que en los sinclinales con inmersión ocurre justo lo contrario.

Figura GEOEST-11 Sheep Mountain, un anticlinal con doble inmersión. Obsérvese que la erosión ha cortado los estratos sedimentarios de los flancos en pequeñas crestas en forma de que apunta a la dirección de la inmersión. (Foto de John S. Shelton.)

Es importante comprender que los resaltes no están necesariamente asociados con anticlinales, ni los valles relacionados con sinclinales. Antes bien, crestas y valles se producen por meteorización diferencial y erosión. Por

ejemplo, en la provincia Valley and Ridge, los estratos de arenisca más resistente permanecen como imponentes riscos separados por valles excavados en estratos de caliza y lutita mucho más fáciles de erosionar

Aunque hemos separado en nuestra explicación los pliegues y las fallas, en el mundo real, en general los pliegues están estrechamente ligados a las fallas. Ejemplos de esta relación estrecha son las amplias estructuras regionales denominadas monoclinales. Estrucnrras particularmente destacadas de la llanura de Colorado, los monoclinales (mono = uno; kleinen = inclinar) son grandes pliegues en forma de escalón situados en estratos sedimentarios por lo demás horizontales (Figura GEOEST-12). Estos pliegues parecen ser el resultado de la reactivación de las zonas de falla situadas en las rocas del basamento por debajo de la cobertera. Conforme los grandes bloques de roca del basamento ascendían a 1o largo de antiguas fallas, los estratos sedimentarios comparativamente dúctiles de encima respondían plegándose. En La llanura del Colorado, los monoclinales muestran una zona estrecha de estratos muy inclinados que se allanan y forman las capas superiores de las grandes áreas elevadas, como el pliegue Zuni, el pliegue Echo Cliffs y la ondulación de San Rafael (Figura GEOEST-12). El desplazamiento a lo largo de estas fallas reactivadas es a menudo superior a 1 ki1ómetro, y los mayores monoclinales muestran desplazamientos próximos a los kilómetros.

Figura GEOEST-12 Monoclinal. El monoclinal consiste en estratos sedimentarios plegados que fueron deformados por una fractura del basamento. El cabalgamiento de este diagrama se denomina cabalgamiento ciego porque no alcanza la superficie.