Las deformaciones en la corteza terrestre se reflejan a todas las escalas: Pequeña: forman microestructuras, se tienen ver con lupa, microscopio, etc.

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1 TEMA 6 TECTÓNICA: La tectónica es el estudio de las deformaciones que aparecen en las rocas y de las fuerzas que han provocado. Las deformaciones en la corteza terrestre se reflejan a todas las escalas: Pequeña: forman microestructuras, se tienen ver con lupa, microscopio, etc. Estrato o serie estratigráfica: forman mesoestructuras dando lugar a pliegues, fracturas, etc. Regional o global: forman megaestructuras, están a escalas muy grandes, dan lugar a cordilleras. El estudio del comportamiento de las rocas se hace en un laboratorio. Tipos de esfuerzos, tipos de deformaciones y factores que la controlan: Las fuerzas de la naturaleza que actúan sobre las rocas se pueden agrupar en: Fuerzas no dirigidas (presión litostática): la presión actúa en todas las direcciones. Fuerzas dirigidas (esfuerzos tectónicos): se producen en determinadas direcciones y se pueden dividir en pares de fuerzas; tensión ( ), compresión ( ), cizalla ( ) y torsión ( ). Tipos de deformaciones: Deformación / Deformación / Deformación / Deformación Elástica / Frágil / Plástica o Dúctil / Viscosa o Fluida Rebote elástico / Fallas / Pliegues / Diapiros Ondas sísmicas / Diaclasas / Esquistosidad / Domos Gneísicos Mareas terrestres / / / Cuando un material es sometido a un esfuerzo durante un tiempo determinado el material puede experimentar distintas deformaciones. Este gráfico es variable según el tipo de rocas. Se distinguen tres campos que son tres tipos distintos de deformaciones: Deformación elástica: al cesar la fuerza recupera su forma. Deformación plástica: empieza por el límite de elasticidad, cuando cesa la fuerza no recupera la forma original sino que queda deformado (deformación continua). 1

2 Deformación frágil: se origina por encima del límite de plasticidad, la roca se fractura y se produce una deformación discontinua. Se distinguen materiales dúctiles y frágiles. Los dúctiles tienen un amplio campo de plasticidad y los frágiles tienen el campo de plasticidad pequeño. En ambiente superficial, dentro de la corteza terrestre, la mayoría de los materiales rocosos son rígidos y se deforman de una manera frágil. Factores que influyen en la deformación: Todo esto se estudia en los laboratorios. A mayor profundidad aumenta la presión y la temperatura, por lo que los materiales situados a mayor profundidad se comportarán más plásticamente (los dos primeros). Presión confinante: es la presión a la que está sometida la roca desde arriba y por los lados. A mayor presión confinante mayor es el campo de plasticidad de la roca. Temperatura: a mayor temperatura mayor es el campo de plasticidad de la roca (hay excepciones como la arcilla). Contenido de fluidos de la roca: a mayor presión de fluidos menor es el campo de plasticidad (las arcillas es al contrario, cuando están húmedas son plásticas y secas son rígidas). Tiempo: aumenta, en general, la plasticidad de las rocas, pero no es posible reproducir el tiempo en los laboratorios dado que la escala es de millones de años (factor muy importante). Influencia de las características anisótropas de la roca: (anisotropía es la variación de una propiedad según la dirección). En las rocas experimentan distintas deformaciones según sea la dirección de los esfuerzos respecto a planos de estratificación, exquistosidad, etc. Se distinguen rocas competentes e incompetentes. Las competentes se comportan rígidamente, absorben la mayor parte del esfuerzo (cuarcitas, calizas y areniscas). Las incompetentes son las que se comportan más plásticamente (margas, yesos, sales y areniscas). Que una roca sea competente o incompetente es relativo, depende de con quien estén situados. En ocasiones una caliza puede ser competente y en otras incompetente de con quien está asociada. Mecanismos de deformación: Son mecanismos muy complejos pero se pueden simplificar en los siguientes: Movimientos intergranulares: son movimientos entre granos contiguos. Movimientos intragranulares: se produce una deformación interna de la red cristalina de los granos. Disolución y Recristalización: se produce a presión y temperaturas altas. Deformaciones continuas, pliegues: Un pliegue es una deformación plástica continua de las rocas en forma de ondas y ocurre en cualquier tipo de rocas (ocurre a partir de cierta profundidad según la presión y la temperatura). 2

3 Para definir una capa se utiliza la dirección y el buzamiento. La dirección es el ángulo respecto al norte que forma la línea de intersección del estrato con la superficie del terreno y buzamiento es el ángulo entre la superficie del estrato y la horizontal. Estudiando estas dos cosas podemos saber si la capa está plegada. Elementos de un pliegue: Charnela: son los puntos de máxima flexión, es donde las capas cambian de buzamiento. Flancos: son las partes laterales de los pliegues. Núcleo: es la parte más interna del pliegue. Plano axial o superficie axial: es un plano que une todos los puntos de máxima curvatura (une las charnelas). Eje del pliegue: es la intersección de la superficie axial con la superficie del terreno. Inmersión del pliegue: es el ángulo que forma el eje del pliegue con la horizontal. Vergencia del pliegue: es el ángulo que forma el plano axial con la vertical. Terminación periclinal: es la zona donde cambia el rumbo de los estratos de un pliegue visto en planta. Clasificación de los pliegues: (201) Existen varias clasificaciones según distintos criterios. Geométrica: nos define dos pliegues; anticlinales que son convexos y los sinclinales que son cóncavos. Los pliegues van sucediéndose unos a otros. Disposición del plano axial: Rectos o verticales: (son raros). Inclinados: el plano axial está inclinado a uno u otro lado. Tumbados: el plano axial está más tumbado que en el anterior y tienen un flanco invertido. Acostados: el plano axial está horizontal. Además de todos estos tipos hay otros que son: En rodilla o monoclinales: sólo tienen un flanco y se pueden haber formado por causa de una falla. En abanico: presentan dos planos axiales, uno a cada lado. 3

4 En cúpula o domo: el pliegue queda como una depresión (domo) o con un abombamiento (cúpula). Son positivos, hacia arriba y negativos, hacia abajo. Anticlinorios y sinclinorios: los anticlinorios son muchos pliegues que forman un anticlinal y los sinclinorios son muchos pliegues que forman un sinclinal. Disposición de los flancos: Pliegues abiertos: poseen un gran ángulo entre los flancos. Pliegues cerrados: el ángulo entre los flancos es muy pequeño. Isoclinales: los flancos guardan una distancia paralela. Deformación interna que aparece en los estratos: Pliegues concentricos, paralelos o isópacos: son aquellos en los que los estratos mantienen el mismo espesor y no presentan deformaciones secundarias en su interior. Pliegues similares o anisópacos: son aquellos en los que no se mantiene el espesor de los estratos. Pliegues falla: son aquellos que durante el plegamiento se produce una falla inversa. Pliegues que consideran la serie estratigráfica del conjunto: Armónico: todas las capas están plegadas de la misma manera. Discontinuo: todas las capas están plegadas de distinta manera, una más plegadas y otras menos. Causas de formación de pliegues: Por compresión lateral: es típica de movimientos orogénicos, se origina por compresión, es la más importante. Por deslizamientos degravitacionales: hay una zona elevada donde se produce un deslizamiento de los materiales, a este proceso se le llama slummpin, siempre que hay este proceso se forman olistostromas (parte donde se rompen las capas). Por intrusión de materiales sedimentarios de diapiros o domos salinos y masas magmáticas: estas masas actúan a profundidades muy altas con temperaturas y presiones altas, los diapiros pueden actuar hasta la superficie. Como tienden hacia arriba las capas se van plegando. Sinsedimentarios: se pliegan a la vez que él depósito de sedimentos porque se hunde el fondo por una compactación distinta, etc. Por hidratación de algunos minerales: se pasa de Anhidrita a Yeso, al entrar agua en la Anhidrita esta se hincha y se pliega la capa de arriba. Deformación discontinua o frágil: Se produce por compresión, tensión, distensión o cizalla. 4

5 Las rocas se rompen y aparecen una serie de planos de ruptura. Se distinguen dos tipos principales: Fallas: cuando la fractura implica desplazamiento. Diaclasas: cuando la fractura no implica desplazamiento. Diaclasas: Diaclasa: cuando la fractura no implica desplazamiento relativo entre bloques. Se ven como grietas en las rocas que tienen desde pocos milímetros hasta muchos metros. Muchas veces aparecen asociados de distintos modos: oblicuas, verticales, etc. Existen diaclasas de extensión con contornos irregulares y bordes abiertos y perpendiculares a la dirección de estiramiento. Diaclasas de compresión: con contorno neto y bordes ajustados. Ambas diaclasas aparecen formando dos series paralelas u oblicuas. Hay otros tipos: Fallas: Debidas a descompresión: se forman en rocas como los granitos al sufrir descompresiones al estar en superficies. De desecación: hay una pérdida de volumen al perder el agua, se suele producir en terrenos arcillosos (como cuando se seca un lago). De enfriamiento: se producen, sobre todo, en basaltos (disyunción columnar). Se producen cuando la fractura implica desplazamiento relativo de los bloques a ambos lados de la falla. Están compuestas por: Plano de falla: define la ruptura entre los bloques, tiene una dirección y un buzamiento. No necesariamente tiene que ser un plano, se distinguen estrías, que son materiales que sobresalen y arañan la otra capa y nos dan la dirección del movimiento. Se forma el espejo de falla en zonas que quedan pulidas por fricción. Brecha de falla: son las rocas trituradas que se forman dentro del plano de falla, si están muy trituradas se llaman milonitas. Bloques o labios de falla: son los bloques que quedan a uno y otro lado del plano de falla. Se llama también techo, al bloque sobre plano de falla y muro al que está por debajo. Línea de falla: es la intersección del plano de falla con la superficie del terreno. Salto o retroceso de la falla: es el desplazamiento relativo entre dos puntos antes colindantes, se 5

6 puede medir el salto neto según la inclinación (buzamiento) en la vertical, horizontal, etc. Escarpe de falla: es el resalte topográfico entre los dos bloques de la falla. No siempre tiene como parte alta el bloque levantado, puede ser el hundido. Clasificación de las fallas: Falla normal, directa o de gravedad: el bloque hundido está por encima del plano de falla, se generan por distensión. Falla inversa: el bloque levantado está por encima del plano de falla, se generan por compresión. Cuando tienen un ángulo pequeño, casi horizontal, forman cabalgamientos. Fallas en dirección o longitudinales: falla horizontal: hay movimientos en la horizontal, lo que produce un movimiento en esta dirección, es causada por esfuerzos de cizalla. (pag. 141) Fallas transformantes: son características de las zonas de las dorsales, generalmente en zonas oceánicas, estas fragmentan a las dorsales. Fallas rotacionales o en tijera: se generan por movimientos de rotación, un mismo bloque va a estar hundido por un lado y levantado por el contrario al plano de falla. Pliegue de falla: se trata de un pliegue que acaba por fracturarse. Asociaciones de fallas: Fallas conformantes: las fallas tienen el mismo sentido de inclinación que las capas. Fallas contrarias: el buzamiento de las capas va hacia otro lado que el de las fallas. Fosas tectónicas: rift, son zonas que se van hundiendo. Los bloques de la parte central están más hundidos, formados por una distensión grande. Algunos ejemplos son: la zona de África central y las dorsales oceánicas atlánticas. Macizo tectónica o Horst: es el conjunto de fallas cuyo puente central está elevado, formada por distensión. Fallamiento escalonado: es cuando en una determinada zona aparecen pequeñas fallas asociadas. Fallas antitéticas: son pequeñas fallas en sentido contrario a la principal, estas fallas se producen en el bloque hundido. Cabalgamientos y mantos: Los mantos son terrenos que se han formado sobre un Apilamiento de mantos de cabalgamiento: pliegue + falla inversa de bajo ángulo. Mantos de plegamiento: son acumulaciones de pliegues tumbados. Mantos de gravedad: 6

7 Todos estos fenómenos se han formado por compresión. Deformación viscosa: El plegamiento por influencia viscosa no implica acortamiento sino sencillamente movimiento de la materia. Los pliegues formados bajo influencia viscosa suelen ser inclasificables dentro de los tipos de pliegues Ejm: los diapiros salinos, en los que se produce la fluencia viscosa de la sal debido a su alta plasticidad y baja densidad que hace que las sales se abran paso hacia la superficie formando diapiros salinos. También, por deformación viscosa se forman los Domos Gneísicos y escamas graníticas en las zonas profundas de los orógenos con altas temperaturas y presiones cerca de la fusión parcial de la roca. Deformación elástica; terremotos: Los terremotos son el mejor ejemplo(teoría del rebote elástico). Un terremoto es una vibración o temblor de corta duración, de intensidad variable (de no perceptibles a grandes catástrofes) y siempre están relacionados con zonas de fallas. El hipocentro es donde se genera el terremoto y el epicentro es el sitio más próximo en la superficie. En base de la profundidad del hipocentro se distinguen tres tipos: Superficiales: de 0 60 kms. Intermedios: de kms. Profundos: de +300 kms. A partir del hipocentro se generan ondas P y S que se desplazan en todas las direcciones, esa velocidad varía según los materiales, también varía la dirección. Un terremoto genera ondas P y S. Las ondas P son llamadas también longitudinales y se transmiten en sólidos, líquidos y gases. Son las primeras ondas en llegar, su vibración va en la misma dirección de propagación. Las ondas S son llamadas también transversales, se producen en una dirección perpendicular a la de propagación y sólo se transmiten en sólidos porque el coeficiente de rigidez en líquidos y gases es cero. La velocidad de las ondas P y S es mayor en rocas rígidas que en sedimentos sueltos. Hay un tercer tipo de ondas que son las L o llamadas también superficiales, se generan en el epicentro, sólo se transmiten por la superficie y son bastante destructivas. Son de dos tipos: Rayleich: producen que cada partícula describa una trayectoria elíptica vertical en la dirección de propagación. Love: hacen que las partículas vibren de manera perpendicular a la dirección de propagación, son las ondas más destructivas. 7

8 Distribución de los terremotos: Los límites de placas son los lugares donde más se producen los terremotos. Estos están relacionados con los límites de las placas. Las zonas más importantes son: Cinturón circumpacífico o círculo de fuego: ocurren el 68% de los terremotos. Mediterráneo, Oriente Medio, Himalaya e Indonesia: ocurren el 21% de los terremotos. Dorsales oceánicas: las del Atlántico, Pacífico e Índico. Registro de los terremotos: Para registrar un terremoto hay que determinar la dirección de la que proceden las ondas, la dirección en que se producen las vibraciones, la magnitud de las vibraciones, su frecuencia y el momento de llegada de las ondas sísmicas. Los terremotos se registran mediante sismógrafos, los hay de dos tipos: Con el péndulo horizontal: suele haber uno. Con el péndulo vertical: suele haber dos perpendiculares entre si. El péndulo suele tener mucha inercia y no se desplaza, sólo se desplaza el suelo no vibran. Con los sismógrafos se crean los sismogramas, estudiando estos se determina la longitud del terremoto, el momento en que ha ocurrido y la distancia. Lo que más se estudia es: La amplitud de la vibración: La frecuencia: El tiempo de llegada de las ondas P y S: Escalas sísmicas: Se utilizan para valorar la importancia del terremoto. La más utilizada es la de Richter que mide la magnitud (la energía liberada) del terremoto. Hay que estudiar la amplitud de la onda más amplia y el tiempo transcurrido entre la llegada de las ondas P y S. Se trata de una escala logarítmica, un seismo de grado 6 es diez veces menor que uno de grado 7. El valor máximo de un terremoto es de grado 9. Desde los grados el terremoto es imperceptible y a partir de 6 es destructivo. 8

9 Escala de intensidad (Mercalli): Esta escala mide la intensidad del terremoto, esta depende de la magnitud y de la profundidad del hipocentro siendo más intenso cuanto más próximo está del hipocentro a la superficie. Es máxima en el epicentro y a partir de ahí disminuye con la distancia, en terrenos sueltos el efecto es mayor que en terrenos rígidos. La escala de valores va de 1 a 12, de muy débil a catastrófico. Causas de los terremotos: La principal causa es la presencia de una falla y el desplazamiento relativo de los bloques (teoría del rebote elástico). La energía se libera de manera brusca e instantánea hasta que se vuelve a acumular y se vuelve a liberar. Los terremotos no suelen durar mucho, alrededor de minuto de tiempo de sacudida, en este tiempo se produce una deformación elástica. Predicción sísmica: No se puede predecir a corto plazo. El estudio se basa en dos casos: Cambios físicos que producen los terremotos: se estudian los precursores antes de que se produzca el terremoto. Estos son: Aumento de la frecuencia de pequeños terremotos (microseismos). Cambio en la velocidad de propagación de las ondas P. Cambios en el campo magnético terrestre. Aumento en la emisión de gas Radón en los pozos de agua subterránea. Estudiar la historia sísmica de la falla: estudia la historia de la falla, los terremotos anteriores, su intensidad y las lagunas sísmicas que son zonas de la falla que llevan un tiempo sin que ocurra un terremoto. También estudia el comportamiento de los animales pero en un segundo plano