TEMA 1: GEOLOGIA ESTRUCTURAL 1.1 Generalidades.Las ciencias de la tierra, en especial la geología tiene gran influencia en el desarrollo de la sociedad, la misma fue creciendo paulatinamente, de las aplicaciones tradicionales más conocidas como son la investigación, exploración y explotación de los recursos naturales como los minerales, petróleos a estudios completos de obtención de aguas subterráneas. Actualmente la importancia de la geología abarca en el planteamiento, diseño y construcción de las obras de ingeniería. En síntesis, el estudio de la influencia de la misma como componente fundamental del "medio físico" sobre el que se desarrollan los procesos naturales cuyo estudio ha adquirido en nuestros días una importancia extraordinaria. En nuestro caso en la carrera de Ingeniería Petrolera, las materias Geológicas juegan un papel esencial en el aprendizaje de los alumnos, porque en el transcurso de sus estudios adquieren diversos conocimientos que sirve para un buen desempeño profesional. De acuerdo a los antecedentes, “El Ingeniero Petrolero debe tener la capacidad de interpretar los datos recibidos de parte de los Geólogos, Geofísicos, Químicos y Físicos, y desarrollar métodos óptimos para el desarrollo de los yacimientos haciendo uso de todas las tecnologías que tenga al alcance.” 1.2. INTRODUCCIÓN La Geología Estructural constituye uno de los pilares del conocimiento Geológico, su papel y significado ha variado a lo largo del tiempo presentando gran cantidad de sinónimos que actualmente llevan, en ocasiones, a cierto grado de confusión y cuya utilización suele depender del uso y la costumbre en las diferentes escuelas geológicas. El origen de la geología estructural viene de la Geodinámica, una de las tres ramas en las que se dividió la Geología a principios del Siglo XIX y que ha perdurado hasta mediados del siglo presente, las otras dos ramas serían la Geognosia y Geología Histórica. La Geodinámica es la rama encargada de la descripción de los procesos exógenos y endógenos que daban lugar a las estructuras y a los relieves de la tierra. La confusión acarreada por un término que abarcaba objetivos tan poco definidos y tan diversos hizo que se acuñasen dos nuevos términos que son sinónimos y que sirvieron para delimitar el cuerpo de doctrina que conocemos en la actualidad como Geología Estructural. Por un lado el término Tectónica (del griego tektos, constructor, arquitecto) fue definido por Nauman (1850) y por otro lado el de la Geología Estructural (del latín Struere, construir= que fue creado por Geikie (1905) tiene la misma raíz, indicando que su objetivo es común. 1.3. DEFINICIÓN Y CONCEPTOS Una definición de los límites exactos de la geología estructural es un asunto académico de poca importancia práctica. Sin embargo un autor debe tomar decisiones arbitrarias sobre esta materia. Debe decidir por ejemplo qué temas están dentro de los campos de la estratigrafía y de la sedimentación y cuales interesan primordialmente al geólogo estructural. Se sugiere (Billings M.) que el origen de aquellos rasgos relacionados con los procesos de sedimentación no es parte de la geología estructural. Así, el origen de la estratificación y de las estructuras primarias (Ondulitas, laminación entrecruzada, etc.) le compete al sedimentólogo. Al geólogo estructural, sin embargo, le interesan estas características como herramientas para resolver las estructuras principales, que se pueden confundir con estructuras tectónicas. Además, la clasificación de las fallas es un problema perenne (perpetuo, eterno, inmortal, etc) La geología estructural es el estudio de la arquitectura de la tierra, en tanto es determinada por movimientos terrestre. Tectónica y geología Tectónica son términos de la geología estructural Fig 1.- Relieve terrestre Los movimientos que afectan las rocas sólidas resultan de fuerzas dentro de la tierra, que causan: • Pliegues. Ondulación de una capa o estrato de amplitud y forma variable, que según sean las capas más antiguas o más recientes, que se encuentran en el núcleo del pliegue tenemos un anticlinal o sinclinal, • Diaclasa. Una fisura en la roca sin desplazamiento. • Fallas. Ruptura de una superficie en dos o más bloques dislocados por movimientos diferenciales de desplazamiento más o menos vertical. Hay fallas de pocos centímetros a metros, pero también hay otros a lo largo de las cuales se han producido dislocaciones de miles de metros de rechazo, y • Clivaje. El movimiento del magma, debido a que con frecuencia está íntimamente asociado con el desplazamiento de rocas sólidas, es también un tema que está dentro del dominio de la geología estructural 1.3.1. Breves Conceptos Geología estructural: Es el estudio de la disposición que por deformación adoptan masas de rocas sometidas a la acción de fuerzas tectónicas y procesos geológicos endógenos Estrato.- Masa de roca en forma de capa, de espesor aproximadamente uniforme, que constituye los terrenos sedimentarios. Se denominan concordantes a los que se superponen paralelos entre si; a los que forman ángulo con ellos discordantes. Tectónica: Parte de la Geología, que se ocupa de la estructura de la corteza terrestre, en especial de las líneas de perturbación, plegamiento, etc., y de los movimientos que son causa del relieve superficial de la corteza (epirogénesis, orogénesis, sismos, tectogénesis) 1.4. RELACIÓN CON OTRAS CIENCIAS Los problemas estructurales en el trabajo de campo es con frecuencia, solamente una fase de una investigación geológica amplia, por ende la Geología Estructural está íntimamente relacionada con muchas otras ramas de las geociencias. Es fútil tratar de estudiar la estructura de las formaciones sedimentarias plegadas y falladas, sin poseer un conocimiento de: • Estratigrafía, esa fase de la geología que trata de la secuencia en la cual las formaciones han sido depositadas. • La sedimentación, que trata de la deposición de las rocas estratificadas, puede ofrecer muchas evidencias sobre los acontecimientos tectónicos en áreas adyacentes a las cuencas en las cuales se acumula las rocas sedimentarias. • Paleontología, la ciencia que estudia los seres vivos de épocas pasadas con objeto de reconstruir la constitución y la forma de vida de esos animales y plantas para sí elaborar una ordenación sistemática de los mismos y una datación de su desarrollo, que es el estudio de los fósiles, es indispensable al geólogo estructural que trabaja en rocas que contienen restos orgánicos. • Petrología, ciencia que estudia la génesis de las rocas o petrogénesis. • Petrogénesis, proceso de formación de rocas. Una materia que incluye la descripción sistemática de las rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias, • Fisiografía, es el estudio de la superficie de la tierra, para el geólogo estructural que estudia regiones de la actividad tectónica reciente, donde la topografía es una expresión bastante directa de la estructura. Aun en aquellas áreas donde la evolución tectónica ceso hace mucho tiempo, fisiográficamente puede dar indicios importantes al geólogo estructural. • La geofísica, la aplicación de la física a los problemas terrestres, se ha empleado con éxito en la resolución de muchos tipos de problemas estructurales. Además, es una fuente de nuestra información sobre el interior de la tierra, la fuente de la energía tectónica. • La sismología, es una rama de la geofísica que trata de las terremotos y de la propagación de ondas elásticas a través de la tierra nos da la información más completa sobre el vasto interior terrestre que yace debajo de la delgada capa superficial visible para el geólogo estructural. • La geoquímica la aplicación de los principios de la química a los problemas de la tierra, es especialmente significativa para el geólogo estructural que se ocupa del tema metamorfismo. • La oceanografía especialmente la fase conocida como la geografía submarina está descubriendo muchos hechos excitantes sobre la topografía y la composición de los fondos de los océanos hechos que ya están revolucionando nuestra ideas sobre la estructura de la corteza terrestre. Es evidente en consecuencia, que la geología estructural está íntimamente entrelazada con otras fases de la geología y en algunos casos, con otras ciencias. Por lo tanto, el geólogo estructural debe estar familiarizado con el alcance y contenido de estos campos relacionados. No obstante, un estudio sistemático de estos campos esta fuera de las finalidades de este texto de ayuda para el estudiante. La presencia de errores de concepción provocados por la ausencia de reconocimiento del terreno o bien a que el tipo de estructura que se ha elegido sin tener en cuenta condiciones que un estudio geológico (geotécnico) hubiera puesto en manifiesto Fig. 2.- Modelo Idealizado de un Pozo Petrolífero relación de la Geología Estructural y el Petróleo 1.5.- OBJETIVOS DE LA GEOLOGIA ESTRUCTURAL El geólogo estructural se ocupa de tres problemas u objetivos estructurales; a.- ¿Cuál es la estructura?, b.- ¿Cuándo se desarrolló? c.- ¿Bajo qué condiciones físicas se formó? a.- Primer objetivo En general, la primera pregunta se debe responder antes. Es esencial determinar la forma y tamaño de los cuerpos de roca. Fig. 3.- Estructuras geológicas del relieve terrestre (Fallas y estratificación) El trabajo geológico de campo es indispensable para muchas de estas investigaciones, y este hecho es el que distingue a la mayoría de las fases de la geología de muchas de las otras ciencias. Debido a que la ubicación correcta de afloramientos, es de mayor importancia, resulta esencial contar con mapas precisos. Se dispone de mapas topográficos para las regiones, y por medio de la topografía el drenaje, los caminos, cultivos, ferrocarriles, etc. es posible una ubicación exacta. En años recientes, las fotografías aéreas verticales se han ido haciendo cada vez más importantes en el trabajo geológico de campo. Estas fotografías, tomadas directamente desde arriba, son en su esencia, mapas. En algunos aspectos son superiores a los mapas topográficos, porque no solamente muestran todas las características naturales artificiales con gran exactitud, sino que revelan también muchos rasgos tales como los árboles, los bosques, campos abiertos y cercas, que están generalmente indicados en mapas topográficos. Sin embargo, no tiene líneas de nivel; además, en zonas montañosas, la escala no es constante. En regiones de los cuales no se dispone de mapas o de fotografías aéreas apropiadas, puede ser necesario que el geólogo prepare su propio mapa de base, generalmente por los métodos de la plancheta. El estudio de la técnica de los métodos de campo esta fuera al alcance de esta materia, pero este tema esta tratado adecuadamente en otras materias y libros. El éxito del trabajo geológico de campo consiste en la acumulación de hechos significativos. En cada afloramiento, el geólogo registra cualquier dato que sea pertinente para su problema, y lo ideal sería que no visitara nunca un afloramiento por segunda vez. En particular, esto es cierto en áreas de difícil acceso, pero aun en regiones accesibles el trabajo se debe planear, de tal modo que resulte innecesario una segunda visita a un afloramiento. El levantamiento geológico, cuando se hace bien, demanda habilidad y criterio (luego experiencia). Esta tarea requiere observación perspicaz y el conocimiento de los datos que son significativos. A medida que el trabajo de campo progresa y se comienza a desplegar el panorama geológico, mayor son esenciales la experiencia y el criterio para que el geólogo pueda evaluar con propiedad el vasto número de hechos reunidos en miles de afloramientos. Sobre todo, el geólogo de campo debe usar el método de la “hipótesis múltiples de trabajo” para deducir la estructura geológica y, mientras va desarrollando su tarea y progresa, debe concebir tantas interpretaciones como sean consistentes con los hechos conocidos. Debe entonces formular pruebas para esas suposiciones, verificándolas con datos ya obtenidos, o haciéndolo en el futuro con nuevos antecedentes. Muchas de estas interpretaciones serán abandonadas, se desarrollarán otras nuevas, y aquellas aceptadas finalmente pueden parecerse muy poco a las hipótesis consideradas al comienzo del trabajo de campo. Nada es más ingenuo que creer que un geólogo de campo debe reunir solamente “hechos”, cuya explicación debe hacerse posteriormente. Mediante sus innumerables interpretaciones de ensayo, el geólogo de campo conocerá como evaluar los hechos; además, estas hipótesis lo conducirán a afloramientos críticos que, de otra manera, podría no haber visitado nunca. Por el contrario, el geólogo de campo no debe permitir nunca que sus hipótesis temporarias se conviertan en teorías dominantes, haciéndolo incapaz de ver hechos contradictorios. Aunque en el pasado mucha información estructural se reunió por observación directa, ya sea sobre la superficie de la tierra, en canteras, o en minas, una proporción progresivamente mayor de nuestros datos se recoge de las profundidades de la tierra por medios indirectos. El geólogo de petróleo, en particular, ha obtenido grandes cantidades de datos estructurales del estudio de perforaciones y de datos geofísicos. En realidad, durante las últimas décadas se ha desarrollado todo un nuevo campo de la ciencia; la Geología del Subsuelo, la misma no solo implica a la geología estructural, sino también paleontología, sedimentación y métodos geofísicos. Las fotografías aéreas son no solo de gran valor como mapas de base sobre los cuales se representan los datos geológicos, sino que en muchas áreas muestran en forma notable la estructura. Rasgos estructurales tales como pliegues, diaclasas, fallas y estructuras de rocas plutónicas, pueden ser observados claramente. Además, en circunstancias favorables se pueden obtener datos cuantitativos sobre la posición de la estratificación. En estudios de reconocimiento de regiones poco conocidas, las fotografías aéreas son indispensables, y aun en regiones que han sido estudiadas varias veces se pueden observar rasgos estructurales previamente insospechados. El uso de las fotografías aéreas en el trabajo geológico está dedicado en otra materia. Fig. 4.- Ejemplos de fotografías aéreas b.- Un segundo objetivo El segundo objetivo del geólogo estructural es relacionar la estructura con alguna cronología. Una fase de este estudio es determinar la secuencia en la cual se desarrollaron los rasgos estructurales. Por ejemplo, puede, encontrar un anticlinal, una falla y un dique ¿Cuáles son sus edades relativas? El anticlinal puede ser el más antiguo y el dique el más joven. Es también posible que la falla sea la más antigua y el anticlinal el más joven. Hay también otras posibilidades. En algunas áreas, la secuencia puede ser extremadamente compleja. El geólogo estructural está interesado no solo en la secuencia de los eventos tectónicos en el área que está estudiando, sino que también quiere integrarlos con la historia geológica de la tierra en su totalidad. Quiere datar su estructura, es decir, determinar el periodo geológico en el cual se formó, o, mejor, aún, determinar en qué parte del periodo geológico se desarrolló. En la práctica, datar detalladamente es a menudo muy difícil. En rocas más jóvenes que el comienzo del periodo Cámbrico, los fósiles son una ayuda inapreciable para correlacionar eventos geológicos. c.- Tercer Objetivo Un tercer objetivo es determinar los procesos físicos que produjeron la estructura observada. ¿Cuáles fueron la Temperatura y la Presión en el tiempo en que se formó la estructura, y cuál fue la distribución de los esfuerzos? Como se ha señalado es necesario contestar preguntas como éstas antes de tratar de inferir las causas últimas. Sin deducir la distribución de los esfuerzos en el momento en que se formó la estructura, es difícil decidir si un pliegue dado fue el resultado de la contracción de la tierra, de corrientes de convección subcrustales, o de la inyección forzada del magma. Estos estudios implican conocimientos de dinámica. Por desgracia, este enfoque ha sido calamitosamente descuidado en geología estructural. La geología experimental proporciona datos significativos para la comprensión de los procesos tectónicos. En muchos de estos estudios han sido investigadas las propiedades físicas de las rocas, pero por lo general no ha sido posible simular condiciones naturales. Sin embargo, se han efectuado unos pocos experimentos en los cuales las condiciones de laboratorio se aproximaban estrechamente a las que se encuentran en la naturaleza. En otro tipo de experimento se ha intentado reproducir estructuras geológicas en pequeños modelos, u observar las estructuras que resultan de la aplicación de fuerzas conocidas. Un ejemplo clásico es la formación de pliegues cuando se comprimen lentamente capas de materiales apropiados con un pistón movible. No obstante, la significación de muchos de estos experimentos es cuestionable, porque en muchos casos el investigador cambio repetidamente, ya sea los materiales o las condiciones del experimento, hasta que obtuvo los resultados que deseaba. Es posible, sin embargo mediante el uso de seguros principios de ingeniería, construir modelos pequeños en escala que simulen las condiciones naturales. En Síntesis: Estudio de la estructura de la corteza terrestre o de una determinada región, mediante el siguiente procedimiento: a) Levantamiento de las foliaciones (planos geológicos) b) Análisis de la deformación tectónica de las rocas presentes c) Reconocimiento de las estructuras tectónicas en un sector (fallas, diaclasas, etc.) d) Interpretación de las estructuras- desarrollo de un modelo tectónico. TEMA 2: CONCEPTOS GENERALES DE DEFORMACIÓN 2.1. LA CORTEZA TERRESTRE En la corteza terrestre la materia se manifiestan en sus tres estados; el estado sólido, que es el más relacionado a los estudios de la geología estructural, por ser este el estado que caracteriza a la corteza terrestre. Los estados Liquido y Gaseoso son importantes solamente por su existencia en los poros y en las fracturas de las rocas, llegando a modificar el comportamiento de la materia sólida. La propiedad principal que identifica a los sólidos es la Rigidez. A su vez la materia sólida en la corteza terrestre se subdivide en: • Materia Sólida Cristalina. Donde se observa que la red de átomos está perfectamente ordenados y que siguen las leyes de cristalografía. Ej.: el Cuarzo Si O2 Fig. 1.- Cuarzo • Materia Sólida No Cristalina. Donde no existe un ordenamiento en los átomos. Y pueden ser de dos clases: Amorfos, sin forma. Ej.: el Ópalo Si O2: Vidrios, son líquidos pero sobre enfriados. Ej.: la Obsidiana Fig. 2.- Öpalo Fig. 3.-Obsidiana La materia sólida en la corteza está constituido por rocas ya sean estas ígneas, metamórficas y sedimentarias. A la geología estructural le interesan las propiedades mecánicas de las rocas y no la génesis de estas, aunque es necesario indicar que su origen determina indirectamente las propiedades que influyen en el comportamiento de estas. 2.2 FUERZA Se define fuerza como una magnitud vectorial que tiende a producir un cambio en el movimiento de un cuerpo o en su estructura interna, es decir, tiende a producir una deformación. Cuerpo: Se puede graficar, mediante el símbolo de una flecha definida por su dirección y magnitud. Existiendo las siguientes fuerzas: • Las Fuerzas No Equilibradas. Producen un cambio en el movimiento de un cuerpo. Fig. 4.- Acción de las fuerzas no equilibradas • Las Fuerzas Equilibradas. No producen cambios en el movimiento del cuerpo. Fig. 5.- Acción de las fuerzas equilibradas Estructura Interna: Debido a su carácter vectorial, varias fuerzas actuando sobre un mismo punto pueden combinarse o sumarse en una sola y similarmente una fuerza puede considerarse que está compuesta de varias y puede descomponerse en ellas. Hay dos tipos de fuerzas: del cuerpo (o másicas) y de superficie. • Las fuerzas del cuerpo o másicas, están en relación directa con la masa del cuerpo al cual se aplican, aunque su origen puede ser debido a causas externas. Son fuerzas del cuerpo las inducidas por la gravedad, la centrífuga o las creadas por campos magnéticos, por ejemplo. Sólo la gravedad es importante en los procesos que dan lugar a deformaciones de las rocas. • Las fuerzas de superficie, dependen siempre de causas externas al cuerpo y no guardan ninguna relación con la masa del mismo. Se llaman así porque se puede considerar que son aplicadas a una superficie del cuerpo. Las fuerzas de superficie se subdividen en simples (Tracción y Compresión) y compuestas (Acción de Cupla y Torsión). (Ver Fuerzas Diferenciales) Ejemplos: Si se saca una muestra de roca estratigráfica en forma de prisma, se observará como influye la génesis en el comportamiento mecánico de las rocas, si a esta le aplicamos una fuerza de tracción: Fig. 6.- Fuerzas aplicada a prisma de rocas 2.3. FUERZAS DIFERENCIALES. Se llaman fuerzas diferenciales cuando las fuerzas que actúan sobre una superficie de un cuerpo no son de igual magnitud en todos sus planos. Sobre un determinado cuerpo de roca pueden existir los siguientes tipos de acciones de fuerzas diferenciales. Fig. 7.- Clasificación de fuerzas diferenciales Unidades de Medida. La fuerza en los sistemas Cegesimal e Internacional no es una unidad fundamental, sino que la unidad fundamental es la masa (gr y kg respectivamente). La Unidad de fuerza en cada uno se define como “la fuerza que es necesario aplicar a un cuerpo de masa unidad para que adquiera una aceleración igual a una unidad de longitud por cada unidad de tiempo elevada al cuadrado”: En el Sistema Cegesimal (c.g.s), es la dina: 1 dina = 1 gr • cm/seg2 En el Sistema Internacional (S.I. ó M.K.S.) es el newton (N): 1 newton = 1 kg • m/seg2 Para conversiones se tienen la siguiente igualdad: 1 newton = 105 dinas. En el Sistema Técnico o Terrestre la fuerza es una unidad fundamental, a diferencia de los dos anteriores: “1 kilo fuerza o kilopondio se define como la fuerza con la cual la Tierra atrae en cualquier lugar del mundo a un cuerpo cuya masa es de 1 kg” (en el Sistema Internacional). Esa fuerza le haría adquirir una aceleración de 9,81 m/seg2 si cayera libremente en el vacío. La equivalencia con el S.I. es la siguiente: 1 kilo fuerza = 9,81 newton Esto es debido a que un newton es la fuerza necesaria para someter a una masa de 1 kg a una aceleración de 1 m/seg2 y un kilo fuerza es la fuerza necesaria para someter a una masa de 1 kg a una aceleración de 9,81 m/seg2. La masa es una unidad secundaria en el Sistema Técnico: la Unidad Técnica de Masa (U.T.M.) se define como la masa de un cuerpo que pesa 9,81 kilos fuerza en cualquier lugar del mundo, es decir: 1 U.T.M. = 9,81 kg (masa). 2.4. ESFUERZO. El esfuerzo («stress») se define como la fuerza por unidad de superficie que soporta o se aplica sobre un plano cualquiera de un cuerpo. Es decir, es la relación entre la fuerza aplicada (dF) y la superficie sobre la cual se aplica (dS). Es importante comprender esta relación entre fuerza aplicada y superficie sobre la que se aplica: una fuerza aplicada a un cuerpo es la misma con independencia de la superficie del mismo sobre la cual se aplique. De hecho, se aplica a todo el cuerpo y, por tanto, a todas las infinitas superficies contenidas en él, aunque nosotros podemos considerar su efecto sobre una o varias en particular. En cambio, esa misma fuerza no genera el mismo esfuerzo sobre cada una de las superficies del cuerpo, pues al variar la superficie, varía la relación fuerza / superficie, que es el esfuerzo (Figuras 8- 9). El esfuerzo es la acción y reacción mutua, a lo largo de una superficie por efecto de la aplicación de una fuerza externa. Fig. 10.- Clases de Esfuerzos En el caso general, un vector esfuerzo que actúa sobre un plano lo hace oblicuamente a él. Un esfuerzo que actúe perpendicularmente a un plano se denomina esfuerzo normal, y uno que actúe paralelamente a un plano, esfuerzo de cizalla. Un vector esfuerzo oblicuo puede descomponerse en uno perpendicular al plano y en otro paralelo a él (Fig. 10). Esta descomposición da lugar a las componentes del esfuerzo, que se llaman respectivamente normales y de cizalla y se denotan con las letras griegas σ (sigma) y τ (tau) respectivamente. Dado que vamos a operar siempre con esfuerzos compuestos, el esfuerzo normal es el que tiende a comprimir o separar, según sea compresivo o tensional, las dos partes del cuerpo que quedan a ambos lados del plano sobre el que actúa. En cambio, el esfuerzo de cizalla tiende a romper el cuerpo por ese plano y a desplazar las dos mitades del cuerpo una junto a la otra. No confundir esfuerzo como sinónimo de fuerza. Unidades de Medida. Las unidades de esfuerzo se definen como la unidad de fuerza en cada sistema dividida por la unidad de superficie: En el Sistema Cegesimal, es la baria: 1 baria = 1 dina/cm2 Esta unidad representa un esfuerzo demasiado pequeño para ser usada en geología, utilizándose generalmente sus múltiplos denominados bar y kilobar: 1 bar = 106 barias 1 kbar = 103 bar = 109 barias En el Sistema Internacional, la unidad es el pascal (Pa): 1 pascal = 1 newton/m2 Esta unidad es también pequeña, por lo que se usan sus múltiplos megapascal y gigapascal: 1 MPa = 106 Pa 1 GPa = 109 Pa Para conversiones se tienen que: 1 MPa = 10 bars 1 GPa = 10 kbars. 1 Pa = 10 barias, Una unidad de esfuerzo usada a veces en Geología es la atmósfera, que es el esfuerzo ejercido sobre su base por una columna de mercurio de 76 cm de altura, que equivale: 1 Atm = 1,033 kilos fuerza/cm2 Corresponde aproximadamente a la presión atmosférica media al nivel del mar. Su equivalencia es la siguiente: 1 Atm = 1,01337 bars Que son aproximadamente 1 bar = 0,1 MPa. 2.5 FUERZA LITOSTÁTICA Dado que existen fuerzas del cuerpo y fuerzas de superficie, los esfuerzos causados por esas fuerzas serán de distintos tipos. En Geología, nos interesan los esfuerzos causados en las rocas por la gravedad y los que son causados por fuerzas independientes de la masa del cuerpo en cuestión, es decir, fuerzas de superficie, tal como las habíamos definido previamente. La gravedad crea el esfuerzo llamado presión litostática, que es el esfuerzo que sufre un determinado punto de la Tierra debido al peso de las rocas que tiene encima. Fig. 11.- Fuerza litostática hace que disminuya su volumen de los cuerpos Puede establecerse una comparación con la presión hidrostática en los líquidos, que es igual al esfuerzo creado por la columna de líquido que hay encima de un determinado punto del mismo. La presión hidrostática es igual en todas las direcciones, de forma que no sólo actúa en la vertical. Esto puede comprobarse sumergiendo un pequeño globo esférico inflado de gas en una piscina o tanque: el globo va perdiendo volumen al ser sumergido, debido a la presión que ejerce el líquido, pero su forma sigue siendo esférica, lo que indica que se comprime en todas direcciones por igual. La intensidad de la presión litostática varía de acuerdo a la profundidad: A: > Prof. > Presión Litostática Se supone que la presión litostática origina un aumento en la densidad de las rocas y una disminución en el volumen. La presión litostática se calcula mediante la fórmula: Pl=ρ•g•z Donde ρ es la densidad media de las rocas que hay por encima del punto, g el valor de la aceleración de la gravedad y z la profundidad. Por Ejemplo, a 1 km de profundidad, asumiendo una densidad media de las rocas de 2,6 gr/cm3, la presión litostática será: P l = 2,6 gr/cm3 • 981 cm/seg2 • 105 cm = 2550,6 • 105 barias = 255 bars. La presión litostática en la base de una corteza continental normal de unos 35 km de espesor es, aproximadamente, de 10 kbars o 1 Gpa. La presión litostática no suele ser de tipo hidrostático, salvo que las rocas se comporten como líquidos, lo cual sucede en los magmas. En general, por tanto, el esfuerzo en la dirección vertical al que está sometido un punto de la Tierra en profundidad, es igual a la presión litostática, mientras que el esfuerzo en cualquier otra dirección, suele ser diferente. Las diferencias dependen mucho de las propiedades mecánicas de las rocas y, así, a grandes profundidades, donde las rocas están muy calientes y sometidas a una gran presión, se comportan casi como líquidos y, por ello, las diferencias de presión en unas direcciones u otras son mínimas. En general, se admite que las deformaciones son tan lentas en Geología, que puede considerarse que en un instante dado, los cuerpos están en equilibrio. Puede, por tanto, aplicárseles la tercera ley del movimiento de Newton, según la cual, para un cuerpo en reposo o en movimiento constante, para cada acción (fuerza) existe una reacción igual en magnitud y dirección y de sentido contrario. Por lo tanto, se puede considerar siempre el esfuerzo como causado por una pareja de fuerzas compuestas, tensiónales o compresivas, o bien una cupla, actuando sobre una superficie. Esto vale para la presión litostática y para los esfuerzos causados por fuerzas de superficie. Las rocas en el interior de la corteza terrestre están permanente y constantemente sujetas a la acción de fuerzas de las más diversas índoles, a esto se lo conoce como fuerza litostática o presión litostática, que simplemente, es la presión no dirigida que ha determinada profundidad ejerce el peso de una columna de rocas suprayacentes. 2.6 DEFORMACIÓN. “La deformación de un cuerpo es el cambio de su forma o volumen bajo la influencia de fuerzas externas” Fig. 12.- Proceso de deformación de un cuerpo Cuando fuerzas externas están actuando sobre un cuerpo, decimos que el cuerpo está sometido a esfuerzo. El cambio en la forma del cuerpo debido al esfuerzo es llamado deformación. El cuerpo experimenta normalmente tres etapas: inicialmente deformación elástica, luego deformación plástica y finalmente deformación frágil (fractura). 2.6.1. LAS TRES ETAPAS DE LA DEFORMACION Fig. 13.- Etapas de deformación • Deformación elástica. Cuando se aplica esfuerzo al cuerpo, este presenta una deformación elástica. Si el esfuerzo es liberado el cuerpo retorna a su forma y tamaño original. • Deformación plástica. Durante todas las deformaciones existe un límite de elasticidad que si se supera, el cuerpo pasa a la etapa de una deformación plástica. Si el esfuerzo es liberado veremos que el cuerpo no regresa a su forma y tamaño original. Así el cuerpo ha experimentado una deformación permanente. • Fractura. Sin embargo, si el esfuerzo se incrementa, el cuerpo eventualmente se fracturará. En Geología la deformación que ocurre antes de la fractura (deformación elástica y plástica) es llamada deformación dúctil. Cuando el material se fractura, decimos que ha experimentado deformación frágil. Esta deformación que ocurre en la naturaleza depende de varios factores: La temperatura El aumento de temperatura le da plasticidad a la roca mientras que su disminución la hace rígida. La temperatura aumenta con la profundidad. Ej.: Fig. 14.- Deformación de una vela a un esfuerzo aplicado Factores de plasticidad y rigidez de las rocas. Son los factores que influencian el comportamiento mecánico de la roca, a saber: - La presión confinante. Con la profundidad aumenta la presión confinante y las rocas, que en la superficie son rígidas, en la profundidad pueden comportarse plásticamente. Así aumenta el esfuerzo de ruptura y se facilita la deformación dúctil. - Contenido en fluido de la roca. La arcilla seca es rígida pero mojada es plástica. Por analogía la humedad disminuye la rigidez de las rocas y aumenta su plasticidad. La presencia de fluidos como el incremento de la temperatura aumenta el campo de deformación, reduciendo la respuesta elástica y desplazando el límite de rotura a esfuerzos cada vez mayores. - El tiempo de actuación de la fuerza. Se asocia a éste factor la velocidad de deformación de las rocas; si la velocidad de deformación es alta y por lo tanto el tiempo breve, el material responde con rigidez, en el caso contrario responderá plásticamente. Debe tenerse en cuenta que la unidad de tiempo geológico es el millón de años. - Composición y estructura de la roca. Este factor alude a la isotropía o anisotropía del material. Por la isotropía la roca puede ser competente y tener la capacidad de absorber esfuerzos sin deformarse, por consiguiente es rígida; por la anisotropía es lo contrario pues se deforma expresando su plasticidad. Las sustancias isotrópicas presentan siempre el mismo comportamiento independientemente de la dirección, mientras que en las anisotrópicas las propiedades varían con la dirección. TEMA 3: PLIEGUES 3.1. INTRODUCCIÓN El Pliegue producto del plegamiento, es una deformación de las rocas, generalmente sedimentarias, en la que elementos de carácter horizontal, como los estratos o los planos de esquistosidad (en el caso de rocas metamórficas), quedan curvados formando ondulaciones alargadas y más o menos paralelas entre sí. Los pliegues se originan por esfuerzos de compresión sobre las rocas que no llegan a romperlas. En cambio, cuando sí lo hacen, se forman las llamadas fallas. Fig. 1.- Pliegues Por lo general se ubican en los bordes de las placas tectónicas y obedecen a dos tipos de fuerzas: - Fuerzas Laterales, originados por la propia interacción de las placas (convergencia) y - Fuerza Verticales, como resultado del levantamiento debido al fenómeno de subducción a lo largo de una zona de subducción más o menos amplia y alargada, en la que se levantan las cordilleras o relieves de plegamiento. Fig. 2.- Tipo de esfuerzo Vs Tipo de Deformación 3.2. DESCRIPCIÓN DE LOS PLIEGUES Elementos o partes de un pliegue: Fig. 3.- Pliegue y sus partes • Charnela. Zona de mayor curvatura del pliegue. • Línea de charnela. Línea que une los puntos de mayor curvatura de una superficie del pliegue, también recibe el nombre de eje del pliegue. • Plano axial. Plano que contiene todas las líneas de charnela y divide al pliegue en dos partes iguales llamadas flancos o limbos. • Núcleo. Parte más comprimida y más interna del pliegue. • Flancos. Mitades en que se divide un pliegue con el plano axial. • Ángulo de Vergencia. Angulo que forma el plano axial con relación a dirección norte – Sur. 3.3. CARACTERÍSTICAS DE UN PLIEGUE: Fig. 4.- Inmersión del pliegue Fig. 5.- Dirección y Buzamiento • Inmersión. Angulo que forman una línea de charnela y el plano horizontal. • Dirección. Ángulo formado entre un eje del pliegue y la dirección norte - sur. • Buzamiento. Ángulo que forman las superficies de los flancos con la horizontal. 3.4. TIPOS DE PLIEGUES Los pliegues se pueden clasificar atendiendo a varias características: A. Por su forma Fig. 6.- Pliegue por su forma B. Por su simetría Fig. 7.- Pliegue por su forma - Simétricos con respecto al plano axial - Asimétricos con respecto del plano axial. C. Por la inclinación del plano axial Fig. 8.- Rectos Fig. 9.- Inclinados y Recumbentes - Rectos: el plano axial se encuentra en posición vertical. - Inclinados: el plano axial se encuentra inclinado. (A) - Recumbentes: el plano axial se encuentra muy inclinado u horizontal. En estos casos se puede producir una inversión del registro estratigráfico. (B) D. Por el espesor de sus capas - Isópacos: sus capas tienen un espesor uniforme. - Anisópacos: Sus capas no tienen un espesor uniforme. Fig. 10.- Pliegues por el espesor de sus capas E. Por el ángulo que forman sus flancos - Isoclinales: sus flancos son paralelos. (0°) - Apretados: los flancos forman un ángulo agudo. (0-30º Apretados; 30º-70º Cerrados) - Suaves: los flancos forman un ángulo obtuso. (70º-120º Abierto; 120º-180º Suave) Fig. 11.- Pliegues por el ángulo que forman sus flancos 3.5. ASOCIACIONES DE PLIEGUES Los pliegues no se suelen encontrar aislados, sino que se asocian. Las asociaciones más sencillas de pliegues son: • Isoclinorio: los ejes de los pliegues son paralelos. • Anticlinorio: los ejes de los pliegues convergen por debajo del pliegue, de modo que el conjunto de pliegues tiene forma de anticlinal. • Sinclinorio: los ejes de los pliegues convergen por encima del pliegue, de modo que el conjunto de pliegues tiene forma de sinclinal. Fig. 12.- Asociación de Pliegues 3.6. REPRESENTACIÓN DE PLIEGUES Reconocimiento de pliegues Fig. 13.- Reconocimiento y representación de pliegues • Observación directa El método más fácil de reconocer un pliegue es mediante la observación directa, pero esto está limitado a pocas regiones. Dondequiera que se observen pliegues pequeños en un solo afloramiento, es conveniente registrar su posición. Para hacerlo, debe medirse la posición de los ejes y de los planos axiales. La herramienta más útil para tomar estas medidas es la brújula. Todas las medidas tomadas en el campo se las representara en un plano con la ayuda de la simbología adecuada para el caso. • Representación Gráfica de Pliegues La manera más común de reconocer aquellos pliegues mayores de un afloramiento, es representar en un mapa el rumbo y la inclinación de los estratos. La posibilidad de aplicar este método depende de la complejidad de la estructura y del número de afloramientos. Si la estructura es simple, unos pocos afloramientos pueden ser suficientes, pero si es compleja, pueden ser necesarios muchos afloramientos. En estructuras extremadamente complejas este método puede fallar, dependiendo de la obtención de datos significativos. • Topografía La topografía es con frecuencia muy útil en el estudio y la representación de pliegues, generalmente en regiones densamente arboladas o muy meteorizadas, es posible seguir horizontes guías, por largas distancias. Una formación resistente se alzara en colinas; un estrato fácilmente erosionable será seguido por valles; y una caliza podrá ubicarse por la topografía kárstica. En estudios de reconocimiento, particularmente por fotografías aéreas, la topografía puede dar indicios importantes sobre la estructura geológica. Hoy en la actualidad las imágenes satelitales son muy útiles al momento de describir la topografía de un sector que en la mayoría de los casos abarcan cientos de kilómetros. Fácilmente es posible detectar planos axiales y ejes de pliegues dentro de estas imágenes. Perforaciones de exploración Donde los afloramientos son raros o inexistentes, la estructura puede deducirse de perforaciones de exploración, si algún estrato es suficientemente característico, ya sea por su litología, por el contenido de los fósiles, se puede registrar su altitud y la inclinación en los testigos, para de esta manera determinar la estructura presente, calculándose el Angulo de inclinación de la estratificación, sin embargo este método es bastante costoso y su uso depende de una justificación financiera para realizarla. Métodos Geofísicos Durante las últimas décadas, bajo el impulso de la explotación del petróleo se ha utilizado varios métodos geofísicos para determinar estructuras geológicas. Los principales métodos están los gravimétricos, magnéticos, eléctricos, Tomando en cuenta que estos también tienen un costo elevado. 3.7.- MECÁNICA DE PLEGAMIENTO En el análisis del plegamiento nos enfrentamos con dos problemas, separados pero relacionados. Uno se refiere a la, mecánica de plegamiento, es decir al cambio interno que tiene lugar en una masa de estratos que está siendo plegada y a los esfuerzos implicados. Un segundo problema es la causa del plegamiento, cuando nos preguntamos lo siguiente, ¿es el plegamiento el resultado de compresión horizontal, de la intrusión de rocas ígneas o de corrientes de convección subhorizontales?. Las consideraciones sobre este tema se las analizará en otro tema. Por ahora nos interesa el primer problema. Se pueden reconocer en general, cuatro tipos de plegamiento producto de los cambios internos, pero debemos indicar que las transiciones entre ellos son comunes. Estos son: • Flexuras Conocida también como pliegues verdaderos, pueden resultar ya sea de una compresión o de cupla. Con el propósito es necesario considerar primero un estrato homogéneo único. Si una hoja así es curvada (Fig. 14 a), la parte del lado convexo se somete a tensión, mientras que la parte del lado cóncavo se somete a compresión. Si la lámina es suficientemente dúctil se deformará plásticamente (Fig. 14 b), donde la hoja se alarga y se adelgaza sobre el lado convexo y se acorta y engrosa sobre el lado cóncavos es frágil cederá por ruptura (Fig.14 c), sobre el lado convexo se formará fracturas de tensión o pequeñas fallas gravitacionales, mientras que el lado cóncavo se podrán formar pequeños corrimientos o arrugas (Fig.14 d). Fig. 14.- Principios de la formación de flexuras - Competencia de las rocas En el plegamiento de las rocas sedimentarias, algunas formaciones son competentes mientras que otras son incompetentes. La competencia es una propiedad relativa. Una formación competente es fuerte y puede transmitir la fuerza compresiva largas distancias al contrario de las formaciones incompetentes o débiles. Los factores que determinan la competencia o incompetencia de las rocas son: - La resistencia a la compresión de las rocas - La solidez: Está relacionada con el espesor de los estratos - La capacidad para cicatrizar En resumen, la formación de flexuras implica el arqueamiento de las capas competentes bajo fuerzas compresivas y el comportamiento pasivo de los estratos incompetentes y el deslizamiento de un estrato contra otro. • Pliegues de flujo Existen todas las transiciones entre las flexuras y los pliegues de flujo. El plegamiento de flujo o plegamiento incompetente, es típico en regiones donde no hay estratos gruesos o de gran potencia, y competentes, y donde todas las rocas son plásticas, ya sea a características inherentes a la presión litostática o altas temperaturas, bajo estas condiciones, un único estrato no puede transmitir la fuerza compresiva por una gran distancia. Sin embargo si se consideran volúmenes suficientemente pequeños de rocas sedimentarias, el plegamiento es similar a la flexuras, por lo que no difieren en apariencia de las flexuras pero son más abundantes. Los materiales sometidos a plegamiento están en niveles medios/profundos de la corteza y tienen comportamiento dúctil. Si se trata de una sucesión estratificada, los distintos estratos tienen la misma viscosidad y las superficies de estratificación no tienen significado mecánico. En sección transversal se aprecia que hay adelgazamiento de flancos y engrosamiento de charnelas (pliegues anisópacos) y que se mantiene la forma en profundidad Fig. 15. Pliegues de flujo. Se destaca el acortamiento y estiramiento, con engrosamiento de charnelas y adelgazamiento de los flancos de pliegues. Modificado de Burchfiel et al., 1982 • Pliegues de cizalla Los Pliegues de cizalla conocidos también como pliegues de deslizamiento, Resultan de pequeños desplazamientos a lo largo de fracturas estrechamente espaciadas. Significa la formación de pliegues de magnitudes pequeñas como consecuencia de esfuerzos compresivos, es decir la formación de fracturas en forma perpendicular a las capas estratificadas, desplazándose con diferentes magnitudes y así formar algunos tipos de pliegues. Fig. 16. Pliegues de flujo. Se destaca el acortamiento y estiramiento • Pliegues producido por movimientos verticales. Los movimientos verticales diferenciales no asociados con las fracturas pueden causar pliegues en la capa exterior de la corteza terrestre, un estrato original con una longitud x-y, es elevado por fuerzas verticales, hasta formar un domo. Los puntos x-y permanecen separados por la misma distancia horizontal durante la deformación y consecuentemente, los estratos se estiran hasta formar un arco xyz, a diferencia de las flexuras, la distancia horizontal se acorta e idealmente no existe alargamiento. Fig. 33.- Pliegue producido por movimiento vertical a) formación de domo; b) por flexura 3.8.- CAUSAS PARA LA FORMACIÓN DE PLIEGUES Las Causas para la formación de pliegues pueden ser de origen Tectónico o No Tectónico. • Procesos Tectónicos Los procesos tectónicos que se consideran son: compresión horizontal, tensión horizontal, intrusión de magma, intrusión de sal y Fuerzas verticales de origen no especificado. • Procesos No Tectónicos Se entiende por procesos No Tectónicos aquellos que no están directamente relacionados con movimientos dentro la corteza terrestre. Se pueden clasificar, 1. Los generados cerca de la superficie bajo la influencia de la gravedad; 2. Los relacionados con procesos químicos, 3. Los relacionados con la glaciación.
