INGENIERÍA DEL TERRENO JESUS SANCHEZ VIZCAINO

Transcripción

1 INGENIERÍA DEL TERRENO JESUS SANCHEZ VIZCAINO

2 DEFORMACIÓN La deformación es un término t general que se refiere a todos los cambios de volumen o de forma que experimenta un cuerpo rocoso. La litosfera está formada por grandes unidades o placas que se mueven. Cuando las placas se mueven a lo largo de sus bordes, las fuerzas tectónicas deforman las unidades de rocas afectadas.

3 Esfuerzo y deformación El esfuerzo es la cantidad de fuerza que actúa a sobre una unidad de roca para cambiar su forma o volumen, o ambas cosas. Este puede aplicarse de manera uniforme o no. La deformación es el cambio de forma o volumen, o ambas cosas, de una unidad de roca causada por el esfuerzo. Entre las fuerzas que deforman la roca se cuenta la presión n confinante que, como la presión n de aire es uniforme en todas direcciones. Ésta está causada por la presión n de las rocas situadas por encima.

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5 Esfuerzo y deformación n (2) En los ambientes próximos a la superficie, donde la presión n y temperatura de confinamiento son bajas, las rocas se describen como frágiles, porque se fracturan cuando se deforman. A grandes profundidades, donde las presiones confinantes son elevadas, las rocas se vuelven dúctiles d y fluyen en vez de fracturarse. Los esfuerzos direccionales son aquellos que se aplican en direcciones diferentes. Los esfuerzos direccionales que acortan un cuerpo rocoso se conocen como esfuerzos compresivos.. Mientras que si los esfuerzos actúan an en direcciones opuestas por lo que tienden a alargar o separar las unidades rocosas se conocen como esfuerzos tensionales. Los esfuerzos direccionales pueden hacer que la roca se cizalle. En los entornos próximos a la superficie se produce cizallamiento cuando una roca relativamente frágil se rompe en láminas l delgadas que se ven forzadas a deslizarse unas con respecto a otras.

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7 Tipos de deformación Cuando las rocas son sometidas a esfuerzos que superan su propia resistencia, empiezan a deformarse normalmente plegándose, fluyendo o fracturándose. Las rocas que son menos resistentes es más m s probable que se comporten de manera dúctil d cuando se someten a esfuerzo: como la halita, el yeso, el mármol m y las lutitas. Por el contrario el granito, la cuarcita y el gneis son resistentes y frágiles. Un factor clave es el tiempo geológico. gico. Si el esfuerzo se aplica rápidamente, r las rocas tienden a fracturarse. Por otro lado esos mismos materiales pueden deformarse plásticamente si el esfuerzo se aplica durante un largo periodo de tiempo.

8 Tipos de deformación n (2) 1.- DEFORMACIÓN N ELÁSTICA Deformación n elástica stica: : los sólidos s cristalinos como lo son la mayoría a de las rocas, son a la vez duros y frágiles en condiciones que se dan en la superficie terrestre (P y Tª). Bajo esfuerzos deformadores fuertes, rocas cristalinas como el granito o la caliza se deforman elásticamente como un muelle, pero es una deformación n tan pequeña a que apenas se aprecia. Una vez cesa el esfuerzo la roca recupera su forma original, siempre que no se haya superado un límite l de resistencia, en ese caso la deformación n pasa a ser plástica o entra en el campo de la rotura.

9 Tipos de deformación n (3) Deformación n plástica stica: : se produce cuando se supera un límite l elástico, de manera que la roca adquiere una deformación n permanente. Se conoce este fenómeno como fluencia plástica stica. Deformación n de ruptura o clásica sica: : se produce cuando la roca ha superado el límite l de plasticidad o punto de ruptura, es decir, la roca no aguante más m deformación n y rompe. Puede producirse a partir del campo elástico. El punto de ruptura es variable para cada tipo de roca. En la superficie de la corteza terrestre, en condiciones ambientales, la mayoría a de los materiales son elásticos, salvo algunas excepciones.

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12 DEFORMACIÓN N PLÁSTICA: LOS PLIEGUES Los pliegues son deformaciones plásticas producidas por las fuerzas orogénicas metamórficas. Son deformaciones plásticas, también n llamadas deformaciones continuas, onduladas, producidas por las fuerzas orogénicas en rocas estratificadas, es decir, sedimentarias y metamórficas.

13 Los Pliegues (2) 1. Elementos de un pliegue. Charnelas: : son la líneas l que forman los puntos de máxima curvatura de cada estrato. Son las zonas donde los estratos cambian de sentido de buzamiento (indica la inclinación n del estrato, es el ángulo que forma el estrato con la horizontal). Plano axial: : Es el plano que pasa por las charnelas de todos los estratos del pliegue. Eje de pliegue: : Es donde se cortan el plano axial y la superficie del terreno, indica la diferencia del pliegue. Flancos: : partes laterales del pliegue, situadas a uno de otro lado del eje. Vergencia: : Es el ángulo que forma el plano axial con el plano horizontal.

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19 Los Pliegues (3) Cresta: Es la línea l que forman los puntos de mayor altura topográfica del pliegue. Valle: Es la línea l que forma, los puntos de menor altura topográfica del pliegue. Núcleo: Es la parte más m s interna de las capas que forman el pliegue. Inmersión: n: Es al ángulo que forma el eje del pliegue con la horizontal. Se produce cuando el eje no es paralelo al suelo, sino está inclinado con respecto a la horizontal. Punto/línea nea de inflexión: n: punto/línea nea donde el estrato pasa de cóncavo c a convexo y viceversa

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21 Los Pliegues (4) Los pliegues se pueden clasificar según n varios criterios: Convexidad, vergencia, forma y comportamiento de los materiales. -Tipos de pliegues según n la convexidad: Anticlinales: : Son pliegues con la convexidad hacia arriba, es decir, con la forma de A. Los estratos antiguos en estos pliegues están situados en el centro (núcleo)y( los estratos más m modernos en los flancos. Sinclinales: : Son pliegues con la convexidad hacia abajo, es decir con forma de V. Los estratos más m s modernos están n en el centro (núcleo) y los más m s antiguos en los flancos

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28 Los Pliegues (5) -Tipos de pliegues según n la vergencia: Simétricos tricos: : Cuando el plano axial es vertical, o sea tiene una vergencia de 90º,, y el buzamiento de los flancos es el mismo. Asimétricos tricos: : Si el plano axial está inclinado, por lo tanto, la vergencia es menor de 90º,, y el buzamiento de los flancos es diferente. Inclinados: : Su inclinación n es ligera, entre 0º 0 y 45º. Tumbados: : su inclinación n o plano axial es prácticamente horizontal, entre 45º y 90º.. En el flanco inferior los estratos antiguos están n sobre los más s modernos.

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36 Los Pliegues (6) -Tipos de pliegues según n la forma: Pliegues monoclinales (o en rodilla): Se presentan cuando los estratos sólo s tienen una inflexión n (punto de una curva donde cambia de sentido su curvatura = torcimiento) Pliegues encofrados (o en caja): Se trata de dos pliegues monoclinales unidos y enfrentados, separados en la zona de las charnelas por una superficie plana. Pliegue branquianticlinal (o domo): Son pliegues en forma de cúpula, c ya que el eje del pliegue es abombado. Pliegue braquisinclinal: : El fenómeno anterior se invierte y el pliegue adopta forma de cubeta.

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39 Los Pliegues (7) -Tipos de pliegues según n el comportamiento de los materiales: Pliegues armónicos nicos: : Son aquellos cuyas capas se deforman de la misma forma. Pliegues disarmónicos nicos: : Se originan cuando sus capas se deforman de modo distinto y nos son paralelas unas y otras. Esta deformación n se debe a la distinta plasticidad de los estratos, que pueden ser de dos tipos: Estratos competentes: : Son rígidos r y al plegarse se arquean Estratos incompetentes: Son más m s plásticos, tienden a concentrarse en las charnelas donde la compresión n es menor, y al desaparecer en los flancos donde es más m s intensa.

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41 Los Pliegues (8) 3. Asociaciones de pliegues. Los pliegues no aparecen aislados, sino asociados en los siguientes tipos: -Serie isoclinal: : Son asociaciones de pliegues con flancos paralelos y según n la inclinación n del plano axial pueden ser de dos tipos: Isoclinal recto: : Tienen una vergencia de 90º Isoclinal inclinado: : Tienen una vergencia menor de 90º -Anticlinorios:: Conjunto de pliegues cuyos planos axiales convergen hacia abajo, tiene forma anticlinal (forma de A). - Sinclinorios: : Conjunto de pliegues cuyos planos axiales convergen hacia arriba, tiene forma de sinclinal (forma de V).

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44 Los Pliegues (9) INTERFERENCIA DE PLIEGUES O PLIEGUES ASOCIADOS A MOVIMIENTOS VERTICALES DOMOS Y CUBETAS Grandes elevaciones de las rocas del basamento pueden deformar la cubierta de estratos sedimentarios superiores y generar grandes pliegues. Cuando este movimiento ascendente produce una estructura circular o alargada, la estructura se denomina domo. Las estructuras descendentes que tienen una forma similar se denominan cubetas.

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46 Los Pliegues (10) Un ejemplo de un gran domo, esta en las Black Hills del oeste de Dakota del sur, que se cree, que se formó por Levantamiento. La erosión, ha eliminado las porciones más m s elevadas de los estratos sedimentarios levantados, dejando expuestas en el centro las rocas metamórficas e ígneas más s antiguas. Pueden verse restos de esos estratos sedimentarios, que antiguamente fueron continuos, flanqueando el núcleo cristalino.

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48 Los Pliegues (11) Los domos, pueden formarse también n por intrusión n del magma. En cuanto a las cubetas, se piensa que son consecuencia de grandes acumulaciones de sedimentos, cuyo peso hizo que la corteza se hundiera. Algunas cubetas, también 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 m s jóvenes j se encuentran cerca del centro y las más m s antiguas en los flancos. Éste es exactamente el orden contrario observado en un domo.

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50 DEFORMACION FRAGIL: LAS FALLAS Las fallas son fracturas en la corteza terrestre a lo largo de las cuales ha tenido lugar un desplazamiento apreciable. En ellas un bloque de corteza se mueve con respecto al otro, este desplazamiento se puede producir en cualquier dirección n del espacio. Los movimientos súbitos s a lo largo de las fallas son la causa de la mayoría a de los terremotos. Muchas fallas son inactivas, pero en las fallas activas la roca suele romperse y pulverizarse cuando los bloques de corteza se rozan al desplazarse. El material arcilloso que resulta de esta actividad de denomina salbanda de falla o brecha Existen fallas pequeñas que aparecen como rupturas aislada, por el contrario, las grandes fallas tienen desplazamientos de centenares de kilómetros y consisten en muchas superficies falladas interconectadas, estas conforman las zonas de falla o bandas.

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53 Fallas (2) ELEMENTOS DE UNA FALLA Plano de falla: Superficie respecto a la cual se ha producido el desplazamiento de los bloques. El plano de falla queda definido en función n de su dirección n y su buzamiento. Cuando el plano de falla queda pulimentado debido a la fricción n producida por el desplazamiento se llama espejo de falla. Labios de falla: Son los dos bloques rocosos desplazados. - Labio superior: es el labio levantado. - Labio inferior: es el labio hundido. Línea de falla: Intersección n del plano de falla con la superficie del terreno. Salto de falla: Desplazamiento ocurrido entre dos puntos que estaban colindantes con anterioridad a la rotura. Este es variable en las fallas de rotación. Escarpe de falla: Resalte topográfico a causa del fallamiento y que tiende a desaparecer por la erosión.

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56 Fallas (4) CLASIFICACIÓN N DE LAS FALLAS Estas se clasifican por sus movimientos relativos. Pueden ser: De desplazamiento o traslación. D. verticales D. horizontales (Desgarres-Transformantes) D. Oblicuo De rotación. Tijera. Cilíndricas Cónicas

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58 Fallas (4) FALLAS DE DESPLAZAMIENTO Fallas con desplazamiento vertical. Son las fallas en las que el movimiento es en la dirección n del buzamiento del plano de falla. Este movimiento produce los escarpes de falla. Tipos : Fallas normales. Se caracterizan porque el plano de falla se dispone en la misma dirección n que el labio hundido, es decir, el labio hundido se ha desplazado a favor de la pendiente. Estas fallas acomodan el alargamiento o la extensión n de la corteza terrestre y están n ligadas a procesos de descompresión n tectónica. Son predominantes en las zonas de divergencia de placas tectónica.

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63 Fallas (5) F. de desplazamiento (cont( cont) Fallas inversas. El buzamiento del plano de falla se dispone en la dirección n del labio levantado, es decir, el labio levantado se ha desplazado en contra de la pendiente. Estas fallas acortan la superficie terrestre y se originan como resultado de la presencia a de fuerzas de compresión. Tienen buzamientos superiores a 45 pero si el buzamiento es inferior a 45 estas fallas se denominan cabalgamientos.. En ellos, los estratos más m s antiguos aparecen sobre los más m s modernos. Si los cabalgamientos son muy extensos y los desplazamientos alcanzan decenas de kilómetros se producen mantos de corrimiento. Fallas verticales. El plano de falla es vertical, es decir, su buzamiento forma un ángulo de 90.

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67 Fallas (6) F. de desplazamiento (cont( cont) Plano vertical Fallas con desplazamiento horizontal o desgarres. El desplazamiento es horizontal y paralelo a la dirección n de la superficie de la falla.son originadas por una compresión n y una distensión n simultaneas. Además s, las rocas trituradas y rotas durante la formación n de la falla son erosionadas con mas facilidad dando lugar a valles y depresiones.tipos : Desgarre dextral.. El labio opuesto se mueve hacía a la derecha. Desgarre sinestral.. El labio opuesto se mueve hacía a la izquierda. Transformantes. Son fallas que atraviesan la litosfera y acomodan el movimiento entre dos grandes placas de corteza. Estas cortan la litosfera oceánica y conectan las dorsales oceánicas. Pueden ser dextrales o sinestrales.

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72 Fallas (6) F. de desplazamiento (cont( cont) Las fallas direccionales y las fallas con desplazamiento vertical l están n en extremos opuestos del espectro de las fallas. Fallas con desplazamiento oblicuo. Son las fallas con una dirección n de movimiento intermedia entre las fallas con desplazamiento vertical y las fallas de desplazamiento horizontal.

73 Fallas (7) F. de rotación En las fallas de rotación n uno de los labios realiza un movimiento de giro alrededor de un punto fijo. En ellas, el escarpe es mayor cuanto mas nos alejemos del punto de rotación. Un mismo labio puede estar levantado en una zona y hundido en otra. En tijera.el. eje es normal a la superficie de la falla. Cilíndrica. El eje es paralelo a la superficie de la falla. Cónica. El eje esta inclinado respecto a la superficie de la falla.

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75 Fallas (8) Asociaciones de fallas Muy a menudo las fallas no aparecen aisladas sino que forman sistemas de fallas con direcciones bien definidas. Estos sistemas están n constituidos por fallas de desplazamiento vertical. Según n la morfología a general que adopta el conjunto, los sistemas de fallas se dividen en: Macizo tectónico ó horst. Sistema de fallas en el que el bloque central esta levantado y va descendiendo escalonadamente. Fosa tectónica ó graben. El bloque central esta hundido y va ascendiendo escalonadamente. Dan lugar a valles alargados.

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78 Pliegues-Falla Es una estructura de transición n entre pliegue y falla. Se producen cuando una fuerza que actúa a sobre los estratos es mas intensa en una dirección n que en otra, por ello, el pliegue es empujado en dicha dirección n y no de sus flancos se estira, adelgaza y llega a romperse. Si la compresión continua el labio superior puede desplazarse sobre el inferior llegando a producirse un manto de corrimiento

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82 Diaclasas Las deformaciones que pueden observarse en los distintos materiales que forman la corteza son la respuesta a los esfuerzos a los que son sometidos durante los periodos de actividad orogénica. Estas deformaciones muestran aspectos diferentes, en función n del estado en el que se encuentra la roca en el momento de ser sometida a los esfuerzos. Una de esas deformaciones son las denominadas diaclasas, por tanto podríamos definirlas como las deformaciones planas en las cuales no se ha producido movimiento alguno a favor del plano de rotura La fracturación n de la roca a través de la cual nos referimos se entiende como la respuesta de una roca a la acción n de un esfuerzo y, por tanto, está ligada a la dirección n en la que este actúa. a. Las fracturas no suelen presentarse aisladas sino agrupadas con direcciones y buzamientos similares formando familias o sistemas.

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84 Diaclasas (2): Características Orientación: : es la situación n de la fractura en espacio y se expresa mediante la dirección n o rumbo y el buzamiento. Se define como dirección n el ángulo que forma la recta intersección n del plano de fractura con un plano horizontal, con el norte magnético, y como buzamiento, el ángulo que forma el plano de fractura con el plano horizontal (ángulo( de máxima pendiente). Espaciamiento: : es la distancia perpendicular existente entre dos fracturas contiguas que pertenecen a la misma familia. Da una idea de la densidad con que se presenta cada familia en la zona estudiada y por extensión, n, la calidad del macizo en ese lugar. Continuidad: : se refiere a la persistencia de la fractura en profundidad o en superficie.

85 Diaclasas (3): Características Apertura: es decir, la distancia entre las partes separadas por el plano de rotura. Esta apertura puede ser milimétrica o alcanzar valores importantes, bien porque los bloques se hayan separado o bien porque se hayan producido disoluciones y alteraciones en la roca a favor de la fractura. Relleno: de naturaleza diversa. Cuando las fracturas están rellenas de minerales, bien inyectados(cuarzo) ) o bien neoformados ( calcita), se les da el nombre de diques, filones o venas. En muchos casos las fracturas suelen encontrarse rellenas de materiales de alteración n ya sea por la descomposición n de la propia roca o porque hayan sido situados allí por las aguas, variando sus tamaños en función de la apertura de la roca, desde la arcilla hasta el bloque. Forma: La forma más m s general es la de una superficie próxima a un plano, aunque no es extraño o que aparezcan fracturas de forma extremadamente alabeada. Para cualquier estudio que se haga hay que prescindir de los casos especiales y suponer planos. La dificultad de analizar la continuidad de las fracturas impide conocer cómo c evoluciona la forma de la rotura

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