"AÑO DE LA PROMOCION DE LA INDUSTRIA RESPONSALE Y COMPROMISO CLIMATICO"
UNIVERSIDAD ALAS PERUANAS
Facultad de
Filial la merced
PROFESOR: Ing.Suarez Reynaldo
ALUMNA: Olano Malpartida Keyla Katerine
CICLO: IV
CHANCHAMAYO 2014
Deformación de La Corteza Terrestre
Cualquier cuerpo de roca, con independencia de su dureza, tiene un punto
en el que se fracturará o fluirá. La deformación (de = fuera; forma = forma) es
un término general que se refiere a todos los cambios de tamaño, forma,
orientación o posición de una masa rocosa. La mayor parte de la deformación de la corteza tiene
lugar a lo largo de los márgenes
de las placas. Los movimientos. De las placas y las interacciones a
lo largo de los límites de placas generan las fuerzas tectónicas que provocan
la deformación de las unidades de roca.
Fuerza y esfuerzo
La fuerza es lo que tiende a poner en movimiento los objetos
estacionarios o a modificar los movimientos de los cuerpos que se mueven. De la
experiencia cotidiana sabemos que si una puerta está atascada (estacionaria),
aplicamos fuerza para abrirla (ponerla en movimiento).
Para describir las fuerzas que deforman las rocas, los geólogos
estructurales utilizan el término esfuerzo, que es la cantidad de fuerza
aplicada sobre un área determinada. La magnitud del esfuerzo no es simplemente
una función de la cantidad de fuerza aplicada, sino que también está
relacionada con el área sobre la que la fuerza actúa. Por ejemplo, si una
persona anda descalza sobre una superficie dura, la fuerza (peso) de su cuerpo
se distribuye por todo el pie, de modo que el esfuerzo que actúa en cualquier
punto de su pie es pequeño. Sin embargo, si esa persona pisa una pequeña roca
puntiaguda, la concentración de esfuerzos en un punto de su pie será elevada.
Por tanto, puede pensarse en el esfuerzo como una medida de cuán concentrada
está la fuerza, , el esfuerzo puede aplicarse de manera uniforme en todas las
direcciones (presión de confinamiento) o de manera no uniforme (esfuerzo diferencial).
Tipos de esfuerzo
Cuando se aplica un esfuerzo en direcciones diferentes, se denomina
esfuerzo diferencial. El esfuerzo diferencial que acorta un cuerpo rocoso se
conoce como esfuerzo compresivo (com = junto; permee = presionar) Los
esfuerzos compresivos asociados con las colisiones de las placas tienden a
acortar engrosar la corteza terrestre, plegándose, fluyendo o fracturándose
(Figura GEST-01B). Recordemos, de lo que hemos dicho de las rocas metamórficas,
que el esfuerzo compresivo se concentra más en los puntos en los que los granos
minerales están en contacto, provocando la migración de la materia mineral
de las zonas de esfuerzo elevado a las zonas de esfuerzo bajo (véase la Figura
MET-05). Como consecuencia, los granos minerales (y la unidad de roca) tienden
a acortarse en dirección paralela al plano del máximo esfuerzo y a alargarse en
dirección perpendicular a la de mayor esfuerzo.
Resultante del movimiento de las placas litosféricas.
A. Estratos
antes de la deformación.
B. Los
esfuerzos complexionales asociados con las colisiones de las placas tienden a
acortar y engrosar la corteza terrestre mediante pliegues y fallas
C. Los
esfuerzos tensionales en los bordes de placa divergentes tienden a alargar los
cuerpos rocosos mediante el deslizamiento a lo largo de las fallas en la
corteza superior y el flujo dúctil en profundidad.
D. Los
esfuerzos de cizalla en los bordes de placa pasivos tienden a producir desplazamientos
a lo largo de las zonas de falla. el lado derecho del diagrama ilustra la
deformación de un cubo de roca en respuesta a los esfuerzos diferenciales que
se ilustran en los diagramas correspondientes de la izquierda Cuando el
esfuerzo tiende a alargar o a separar una unidad rocosa, se conoce como
esfuerzo tensional (tenderé= estirar)
ü Donde las placas se están separando
(límites de placa divergentes), los esfuerzos tensionales tienden a alargar los
cuerpos rocosos situados en la corteza superior mediante el desplazamiento a lo
largo de las fallas. Por otro lado, en profundidad el desplazamiento es
consecuencia de un tipo de flujo plástico.
El esfuerzo diferencial también puede hacer que la roca se cizalle. Un
tipo de cizallamiento es similar al deslizamiento que se produce entre los
naipes de una baraja cuando la parte superior se desplaza en relación a la
inferior. En los entornos próximos a la superficie, el cizallamiento suele
producirse en superficies de debilidad paralela y estrechamente espaciada, como
los planos de estratificación, foliación y el micro fallas. Además, en los
bordes de falla transformante, los esfuerzos de. Cizallamiento producen
desplazamientos a gran escala a lo largo de las principales zonas de falla. Por
el contrario, a grandes profundidades, donde las temperaturas, las presiones de
confinamiento son elevadas, un flujo en estado sólido es el responsable del
cizallamiento.
Deformación
Quizá el tipo de deformación más fácil de imaginar ocurre a lo
largo de las superficies de las fallas pequeñas, donde el esfuerzo diferencial
hace que las rocas se muevan unas en relación con otras, de tal manera que su
tamaño y su forma originales ser conservan. El esfuerzo también puede
provocar un cambio irreversible en la forma y el tamaño del cuerpo rocoso,
denominado deformación.
Como en el círculo que aparece, los cuerpos deformados no mantienen su
configuración original durante la deformación. Al estudiar las unidades de
rocas deformadas por el esfuerzo, los geólogos se preguntan ¿Qué nos dicen esas
estructuras sobre la disposición original de esas rocas y cómo se han
deformado?
Como se deforman las Rocas
Cuando las rocas son sometidas a esfuerzos que su propia resistencia,
empiezan a deformarse, normalmente plegándose, fluyendo o fracturándose. Es
fácil hacerse una idea de cómo se quiebran las rocas porque
normalmente pensamos en ellas como algo quebradizo. Pero ¿cómo pueden doblarse
la, grandes unidades rocosas en pliegues complicados sin romperse durante el
proceso? Para responder a esta pregunta, los geólogos estructurales
realizaron experimentos de laboratorio en los que las rocas fueron
sometidas a esfuerzos diferenciales bajo condiciones que simulaban las
existentes a diversas profundidades debajo de la corteza.
Aunque cada tipo de roca se deforma de una manera algo diferente, a
partir de esos experimentos se determinaron las características generales
de la deformación de las rocas. Los geólogos descubrieron que. Cuando se aplica
gradualmente ''n esfuerzo, las rocas responden primero deformándose
elásticamente. Los cambios resultantes de la deformación elástica son
recuperables: es decir, igual que ocurre con una cinta de goma. La roca volverá prácticamente
a su tamaño y forma originales cuando cese el esfuerzo. (Como veremos en el
siguiente capítulo, la energía para la mayoría de los terremotos
procede de la liberación de la energía elástica almacenada cuando una roca
vuelve a su forma original.)
Una vez sobrepasado el límite elástico (resistencia) de una roca, ésta
fluye (deformación dúctil) o se fractura (deformación frágil). Los factores que
influyen en la resistencia de una roca y, por tanto, en cómo esta se va a
deformar son la temperatura, la presión de confinamiento, el tipo de roca,
la disponibilidad de fluidos y el tiempo.
Estratos sedimentarios deformados que afloraron al hacer la carretera de
Palmdale, California. Además del plegamiento obvio, los estratos claros
están desplazados a lo largo de una falla localizada en el lado derecho de la
fotografía.
Temperatura y presión da confinamiento Las rocas próximas a la
superficie, donde las temperaturas y las presiones de confinamiento son bajas,
tienden a comportarse como un sólido frágil y se fracturan cuando se supera su
resistencia. Este tipo de deformación se llama deformación Frágil, De
nuestra experiencia cotidiana, sabemos que los objetos de vidrio, los lápices
de madera, las bandejas de porcelana e incluso nuestros huesos exhiben
fracturas frágil una vez se supera su resistencia.
Por el contrario, en la
profundidad, donde las temperaturas y las presiones de confinamiento son
elevadas. Las rocas exhiben un comportamiento dúctil. La deformación dúctil es
un tipo de flujo en estado sólido que produce un cambio en el tamaño y la forma
de un objeto sin fracturarlo. Los objetos normales que muestran un comportamiento
dúctil son la arcilla de modelar, la cera de las abejas, el caramelo y la
mayoría de los metales. Por ejemplo, una moneda de cobre colocada en el rali de
una vía se aplanará y deformará (sin romperse) debido a la fuerza aplicada por
un tren que pase por encima.
La deformación dúctil de una roca -fuertemente
ayudada por una temperatura y una presión de confinamiento elevada- es algo
parecida a la deformación de una moneda aplanada por un tren. Una manera
mediante la cual se produce este tipo de flujo en estado sólido en el interior
de una roca es mediante el deslizamiento gradual y la re cristalización a lo
largo de planos de fragilidad en el interior de la red cristalina de los granos
minerales. Esta forma microscópica de flujo gradual en estado sólido implica el
deslizamiento que altera la red cristalina y la inmediata re cristalización que
repara la estructura, Las rocas que muestran signos de flujo dúctil normalmente
se deformaron a una gran profundidad y exhiben pliegues que dan la impresión de
que la resistencia de la roca era parecida a la de la masilla blanda.
Tipo de Roca Además del ambiente físico, la composición mineral y la
textura de las rocas influye mucho en cómo éstas se van a deformar. Por
ejemplo, las rocas cristalinas compuestas por minerales con enlaces moleculares
internos fuertes tienden a fracturarse. Por el contrario, las rocas
sedimentarias débilmente cementadas o las rocas metamórficas que contienen
zonas de debilidad como la foliación, son más susceptibles de experimentar
deformación dúctil. Entre las rocas débiles y por tanto, que más
probablemente se comporten de una manera dúctil cuando se someten a un esfuerzo
diferencial, se cuentan la halita, el yeso y las lutitas, mientras que la
caliza, el esquisto y el mármol tienen una resistencia intermedia.
De hecho, la
halita es tan débil que se deforma bajo pequeñas cantidades de esfuerzo
diferencial y asciende en forma de columnas a través de los estratos de
sedimentos que se extienden por el golfo de México y sus alrededores. Quizás el
sólido más débil que existe en la naturaleza y que exhibe flujo dúctil a gran
escala es el hielo glacial. Por comparación, el granito y el basalto son
resistentes y Frágiles. En un entorno próúmo a la superficie, las rocas frágiles
se fracturarán cuando sean sometidas a fuerzas que excedan su resistencia. Es
importante observar, sin embargo, que la presencia de cantidades pequeñas de
agua en las rocas favorece su deformación dúctil.
Cilindro de mármol deformado en el laboratorio mediante la aplicación de
miles de kilogramos de peso desde arriba. Cada muestra se deformó en un entorno
que duplicaba la presión de confinamiento hallada a distintas profundidades.
Obsérvese que cuando la presión de confinamiento era baja, la muestra se
deformó por fractura frágil, mientras que cuando la presión de confinamiento
era elevada, muestra se deformó plásticamente.
Tiempo. Un
factor clave que los investigadores son incapaces de duplicar en el laboratorio
es cómo las rocas responden a pequeños esfuerzos aplicados durante largos
intervalos de tiempo geológica. Sin embargo, en escenarios cotidianos pueden observarse los efectos del
tiempo en la deformación. Por ejemplo, se sabe que los bancos de mármol se
hunden por su propio peso después de un período de unos cien años
aproximadamente y que las estanterías de madera pueden combarse después de
cargarlas de libros durante un período relativamente corto de tiempo. En la naturaleza,
fuerzas pequeñas aplicadas durante largos períodos desempeñan seguramente un
papel importante en la deformación de las rocas. Fuerzas incapaces de deformar
inicialmente una roca pueden hacer que la roca fluidez si el esfuerzo se
mantiene durante un período prolongado de tiempo.
Es importante destacar que los procesos por los que las rocas se
deforman ocurren a lo largo de un continuo que se extiende entre la fractura
frágil pura en un extremo al flujo dúctil (viscoso) en el otro. No hay límites
marcados entre los diferentes tipos de deformación. También necesitamos
recordar que, en general, los elegantes pliegues y los modelos de flujo que
observamos en las rocas deformadas se alcanzan en general por el efecto combinado
de la distorsión, el deslizamiento y la rotación de los granos individuales que
componen una roca, Además, esta distorsión y la reorganización de los granos
minerales tienen lugar en la roca que es esencialmente sólida.
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 factures 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
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.
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.
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,
Dirección y buzamiento de un estrato rocoso.
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.
Utilizando esta información, el geólogo puede reconstruir las
estructuras previas a la erosión y empezar a interpretar la historia
geológica de la región.
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.
Estableciendo la dirección y el buzamiento de los estratos sedimentarios
que afloran en un mapa A., los geólogos pueden deducir la orientación de la
estructura en el subsuelo B.
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 .Un anticlinal se forma casi siempre
por plegamiento convexo, o arqueamiento, de las capas de roca. Los anticlinales 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.
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.
ü Definido de una manera 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.
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.
El sinclinal (izquierda) y el anticlinal (derecha) comparten un flanco
común. (Foto de E.J.Tarbuck.)
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.
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.
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 latita 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. Estructuras 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. 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. 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.
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.
Domos y cubetas
Grandes elevaciones de las rocas del basamento pueden deformar la
cubierta de estratos sedimentarios superiores y generar grandes pliegues.
Las Black Hills del oeste de Dakota del sur son un gran domo que,
se cree, se formó por levantamiento. La erosión ha eliminado las porciones más
elevadas de los estratos sedimentarios levantados, dejando expuestas en el
centro las rocas metamórficas e ígneas más antiguas . Pueden
verse restos de esos estratos sedimentarios, que antiguamente fueron continuos,
flanqueando el núcleo cristalino de esta cordillera montañosa. Los estratos más
resistentes son fáciles de identificar porque la erosión diferencial los ha
hecho aflorar como prominentes crestas denominadas hogbacks. Dado que los
hogbacks pueden formarse en cualquier sitio en que las es- tratos resistentes
están muy inclinados, también están asociados con otros tipos de pliegues.
Elevaciones y descensos suaves, de las rocas de la corteza producen
domos (A) y cubetas (B). La erosión de esas estructuras produce un patrón de
afloramiento que es aproximadamente circular o alargado isostasia). Unas pocas
cubetas estructurales pueden haber sido consecuencia de impactos de asteroides
gigantes.
Dado que las grandes cubetas contienen estratos
sedimentarios inclinados según ángulos muy pequeños. Suelen identificarse por
la edad de las rocas que las componen. Las rocas más jóvenes se encuentran
cerca del centro y las más antiguas, en los flancos. Éste es exactamente el
orden contrario observado en un domo, como las Black Hills, donde las rocas más
antiguas aparecen en el núcleo.
Las Black Hills de Dakota del Sur, una gran estructura dómica con rocas
ígneas y metamórficas resistentes aflorantes en el núcleo.
Deformación de la corteza Fallas y
fracturas
Las fallas son fracturas en la corteza a lo largo de las cuales ha tenido lugar un desplazamiento
apreciable. A veces, pueden reconocerse pequeñas fallas en los taludes de las
carreteras, observándose estratos sedimentarios desplazados unos pocos metros.
Las fallas de esta escala normalmente aparecen como pequeñas rupturas: aisladas.
Por el contrario, las grandes fallas, como la de San
Geología del basamento de la cuenca de Michigan. Obsérvese que las rocas
más jóvenes están localizadas en el centro, mientras que los estratos más
antiguos flanquean esta estructura.
Fallas con desplazamiento vertical
Las fallas en las que el movimiento es fundamentalmente paralelo al
buzamiento (o inclinación) de la superficie de falla se denominan fallas con
desplazamiento vertical. Este tipo de movimiento puede producir pequeños
resaltes denominados escarpes de falla (scarpe : pendiente).
Se ha convertido en una práctica común denominar a la superficie rocosa
que está inmediatamente por encima de la falla el techo y a la superficie de
roca inferior, el muro . Esta nomenclatura surgió de los prospectares y
mineros que excavaban tineles a lo largo de zonas de falla, porque son
frecuentemente zonas con depósitos minerales. En esos túneles, los mineros
andaban sobre las rocas situadas debajo de la zona de falla mineralizada (muro)
y colgaban sus linternas en las rocas de arriba (techo).
Los dos tipos principales de fallas con desplazamiento vertical se
denominan fallas normales y fallas inversas, Además, cuando una falla inversa
tiene un ángulo de buzamiento (inclinación) menor de 45º, se denomina
cabalgamiento. A continuación consideraremos estos tres tipos de falla.
La roca situada inmediatamente por encima de una superficie de falla se
denomina techo y la de debajo, muro, según los nombres que utilizaban los
mineros que excavaron las menas a lo largo de las zonas de falla. Los mineros
cuelgan sus lámparas en las rocas situadas encima de la traza de la falla
(techo) y andan por las rocas situadas debajo de la traza de la falla (muro).
La mayoría de las fallas normales tienen buzamientos
de unos 60º, que tienden a disminuir con la profundidad. Sin embargo, algunas
fallas con desplazamiento vertical tienen buzamientos mucho menores,
aproximándose en algunos casos a la horizontal. Debido al movimiento
descendente del techo, las fallas normales acomodan el alargamiento, o la
extensión, de la corteza.
La mayoría de las fallas normales son pequeñas, con desplazamientos más
o menos de un metro. Pero hay algunas que se extienden decenas de kilómetros,
dibujando sinuosamente el límite de un frente montañoso. En el oeste de Estados
Unidos, las fallas normales a gran escala como éstas se asocian con estructuras
denominadas montañas limitadas por fallas.
Bloques
diagrama que ilustran una falla normal
A. Estratos rocosos antes de la falla
B. Movimiento relativo de los bloques desplazados. El desplazamiento
puede continuar formando un relieve montañoso limitado por fallas a lo largo de
millones de años y que representa muchos episodios de fracturación espaciados
en el tiempo.
C. Cómo puede la erosión modificar el bloque levantado.
D. Finalmente el período de deformación acaba y la erosión se convierte
en el proceso geológico dominante.
Son ejemplos de montañas limitadas por fallas la cordillera Teton de
Wyoming y Sierra Nevada de California. Ambas están falladas a lo largo de sus
flancos orientales, que se fueron levantando a medida que los bloques se
inclinaban hacia abajo en dirección oeste. Estos escarpados frentes montañosos
se produjeron a 1o largo de un período de 5 a 10 millones de años por medio de
muchos episodios, irregularmente espaciados, de formación de fallas. Cada
acontecimiento fue responsable de an sólo unos pocos metros de desplazamiento.
Las fallas con desplazamiento vertical son también predominantes en los
centros de expansión, donde se produce la divergencia entre las placas
tectónicas. En estos puntos, un bloque central (graben o fosa tectónica) está
limitado por fallas normales y se hunde cuando las placas se separan. Los
graben definen un valle alargado limitado por dos bloques de falla elevados
(horst).
Fracturación normal dela provincia Basin and Range. Aquí los esfuerzos
tensionales han alarqado y fracturado la corteza en numerosos bloques. El
movimiento a lo largo de esas fracturas ha inclinado los bloques produciendo
alineaciones montañosas paralelas denominadas montañas limitadas por fallas.
Los bloques hundidos (grabens) forman cuencas, mientras que los bloques
elevados (horst) se erosionan y originan una topografía montañosa accidentada.
Además, numerosos bloques incl¡nados (fosas tectónicas asimétricas) dan lugar a
cuencas y montañas.
El movimiento de las fallas proporciona a los geólogos un método de
determinación de la naturaleza de las fuerzas que actúan en el interior de la
Tierra. Las fallas normales indican la existencia de esfuerzos tensionales
que separan la corteza. Esa puede llevarse a cabo o bien por levantamiento, que
hace que la superficie se estire y rompa, o bien mediante fuerzas horizontales
opuestas.
Las fallas inversas de alto ángulo suelen ser pequeñas y acomodan
desplazamientos locales en regiones dominadas por otros tipos de fallas. Los
cabalgamientos, por otro lado, existen a todas las escalas. Los cabalgamientos
pequeños exhiben desplazamientos que oscilan entre milímetros y unos pocos
metros. Algunos grandes cabalgamientos tienen desplazamientos del orden de
decenas a centenares de kilómetros. Mientras que las fallas normales aparecen
en entornos tensionales, los cabalgamientos son resultado de fuertes esfuerzos
compresivos. En esos ambientes, los bloques de la corteza se desplazan uno hacia
el otro, moviéndose el techo hacia arriba con respecto al muro. La formación de
cabalgamientos es más pronunciada en las zonas de subducción y otros bordes
convergentes, donde las placas están colisionando. Las fuerzas compresivas
producen generalmente pliegues además de fallas y provocan un engrosamiento y
acortamiento del material implicado.
Bloque diagrama que muestra el movimiento relativo a lo largo de una
falla inversa.
En regiones montañosas, como los Alpes, las Rocosas septentrionales, el
Himalaya y los Apalaches, los cabalgamientos han desplazado los estratos hasta
50 kilómetros sobre las unidades de roca adyacentes. El resultado de este
movimiento a gran escala es que los estratos más antiguos se superponen sobre
las rocas más jóvenes. En é1, los picos montañosos que proporcionan el aspecto
majestuoso al parque han sido esculpidos en rocas precámbricas que fueron
desplazadas sobre estratos cretácicos mucho más jóvenes. En el borde oriental
del Parque Nacional Glacier hay un pico solitario denominado Chief Mountain.
Esta estructura es un resto aislado de una lámina de cabalgamiento que fue
dividida por las fuerzas erosivas del hielo glacial y las aguas superficiales.
Un bloque aislado se denomina klippe (Kipple: acantilado).
Fallas de desplazamiento horizontal
Las fallas en las que el desplazamiento dominante es horizontal y
paralelo a la dirección de la superficie de la falla, se denominan fallas de
desplazamiento horizontal o desgarres. Debido a su gran tamaño y a su
naturaleza lineal, muchas fallas de desplazamiento horizontal tienen una traza
que es visible a lo largo de una gran distancia. En vez de una fractura única a
lo largo de la cual tiene lugar el movimiento, las fallas de desplazamiento
horizontal consisten en una zona de fracturas aproximadamente paralelas, cuya
anchura puede ser superior a varios kilómetros.
Desarrollo idealizado del manto de cabalgamiento Lewis.
A. Entorno geológico antes de la deformación.
B, C. El
movimiento a gran escala a lo largo de un cabalgamiento desplazó rocas
precámbricas sobre estratos cretácicos en la región del parque Nacional
Glacier
D. La
erosión por el hielo glacial y el agua superficial produjo la segmentación del
cabalgamiento originando un paisaje majestuoso y aisló un resto del
cabalgamiento denominado Chief Mountain.
Bloque diagrama que ilustra las estructuras asociadas con las fallas con
desplazamiento horizontal. Obsérvese cómo los cauces de las corrientes han sido
desplazados por el movimiento de la falla.
Los primeros registros científicos de fallas de deslizamiento horizontal
se debieron al seguimiento de zonas de ruptura superficial que habían producido
intensos terremotos. Uno de los más notorios fue el gran terremoto de San
Francisco de 1906. Durante este gran terremoto, se desplazaron hasta 4,7 metros
las estructuras que se habían construido a través de la falla de San Andrés,
por ejemplo, las vallas.
Dado que el movimiento del bloque de corteza del lado opuesto de la
falla fue a la derecha, según se mira hacia la falla, se denomina falla
direccional con movimiento destral. La falla Great Glen de Escocia es un
ejemplo bien conocido de falla de dirección semestral con un sentido de
desplazamiento opuesto. Se ha calculado que el desplazamiento total a lo largo
de la falla Great Glen supera los 100 kilómetros. También asociados con esta
falla hay numerosos lagos, entre ellos el lago Ness, el hogar del legendario
monstruo.
Muchas grandes fallas de desplazamiento horizontal
atraviesan la litosfera y acomodan el movimiento entre dos grandes placas de
corteza. Recordemos que este tipo especial de falla direccional se denomina
falla transformante (trans : a través; forma : forma).
Diaclasas
Entre las estructuras más comunes se cuentan diaclasas. A diferencia de
las fallas, las diaclasas son fracturas a lo largo de las cuales no se ha
producido desplazamiento apreciable. Aunque algunas diaclasas tienen una
orientación aleatoria, la mayoría se produce en grupos aproximadamente
paralelos.
Ya hemos considerado dos tipos de diaclasas. Antes
vimos qu las diaclasas columnares se forman cuando las rocas ígneas se enfrían
y se desarrollan fracturas de retracción que producen columnas alargadas en
forma de pilares. También recordemos que el lajeamiento produce un modelo de
diaclasas suavemente curvadas que se desarrollan más o menos en paralelo a la
superficie de los grandes cuerpos ígneos, como los batolitos. En estos casos,
la formación de diaclasas es consecuencia de la expansión gradual que se
produce cuando la erosión elimina la carga suprayacente.
En contraste con las situaciones que acabamos de
describir, la mayoría de las diaclasas se produce cuando se deforman las rocas
de la corteza más externa. En estas zonas, los esfuerzos tensionales y de
cizalla asociados con los movimientos de la corteza hacen que las rocas se
rompan frágilmente.
Por ejemplo, cuando se produce plegamiento, las
rocas situadas en los ejes de los pliegues se estiran y se separan creándose
diaclasas tensionales. También pueden desarrollarse gran cantidad de diaclasas
en respuesta a levantamientos y hundimientos regionales de la corteza
relativamente sutiles y, a menudo, apenas perceptibles. En muchos casos, la
causa de formación de diaclasas en una zona particular no es fácil de apreciar.
Muchas rocas están rotas por dos o incluso tres tipos de diaclasas que
se intersectan, lo que fragmenta las rocas en numerosos bloques de formas
regulares. Estos conjuntos de diaclasas ejercen a menudo una fuerte influencia
sobre otros procesos geológicos. Por ejemplo, la meteorización química tiende a
concentrarse a lo largo de diaclasas y, en muchas áreas, el movimiento del agua
subterránea y, por tanto, la disolución de las rocas solubles están controlados
por el modelo de las diaclasas (Figura GEOEST-23). Además, un sistema de
diaclasas puede influir en la dirección que siguen los cursos de las corrientes
de agua.
La meteorización química se intensifica a lo largo de las diaclasas en
las rocas graníticas de la parte superior del domo Lembert, Parque Nacional
Yosemite
Las diaclasas también pueden ser significativas desde un punto de vista económico.
Algunos de los depósitos minerales mayores y más importantes del mundo se
encuentran a lo largo de sistemas de diaclasas. Las soluciones hidrotermales,
que son básicamente fluidos mineralizados, pueden migrar a través de las rocas
fracturadas y precipitar cantidades económicamente importantes de cobre. Plata,
oro, cinc, plomo y uranio.
Además, las rocas con muchas diaclasas representan un riesgo para las
grandes construcciones de ingeniería, entre ellas las autopistas y las presas.
El 5 de junio de 1976 se perdieron 14 vidas y casi 1.000 millones de dólares cuando
se derrumbó la presa Teton en Idaho. Esta presa de tierra se había consumido
con arcillas y limos muy erosionables y estaba situada sobre rocas volcánicas
muy fracturadas. Aunque se intentó rellenar los huecos de las rocas diaclasa
das, el agua fue penetrando gradualmente en las fracturas de las rocas del
subsuelo v socavó los cimientos de la presa. Por último. El agua en movimiento
excavó un túnel en las arcillas y los limos fácilmente erosionables. En
cuestión de minutos la presa se hundió, lanzando un frente de agua de 20 metros
de altura aguas abajo de los ríos Teton y Snake
