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7/24/2019 Eateriales

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ESFUERZO YDEFORMACIN

UNIVERSIDAD NACIONAL DE INGENIERIAFACULTAD DE INGENIERIA GEOLGICA, MINERA Y METALRGICA

REALIZADO POR: BRUNO CARRILLO JESICA CARDENAS MELO LESLIE JACOME COLLAZOS MELISA


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FUERZA

La fuerza es una magnitud vectorial (condireccin y sentido) que tiende a producir uncambio en la direccin de un cuerpo o comomodificacin de su estructura interna, es decirtiende a producir una deformacin. Debido asu carcter vectorial, se puede decir que unafuerza est compuesta de varias fuerzas y sepuede descomponer en ellas. e considera la

e!istencia de dos tipos de fuerzas principales"de cuerpo o msicas y las de superficie.


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TIPOS DE FUERZA

LAS FUERZAS DE CUERPO O MSICAS

#stn en relacin directa con la masa del cuerpo al cual se aplican, aunquesu origen puede ser debido a causas e!ternas. $omo e%emplos de este tipo

de fuerzas de cuerpo tenemos a las inducidas por la gravedad, las centr&fugasy las creadas por los campos magn'ticos. ara este traba%o la ms importantees la de gravedad ya que afecta a suelos y rocas.

LAS FUERZAS DE SUPERFICIE

dependen siempre de causas e!ternas al cuerpo, y no guardan relacinalguna con la masa del mismo. e llaman as& porque se puede considerarque son aplicadas a una superficie de algn cuerpo, como ocurre con lasfracturas originadas por eventos tectnicos* a su vez las fuerzas de superficiese dividen en simples y compuestas. Las fuerzas simples tienden a producirmovimiento y las compuestas tienden a producir distorsin (cambio de forma).

$on base a su estudio las fuerzas +an sido clasificadas como fuerzas de cuerpo omsicas y las fuerzas de superficie* estas ltimas divididas en simples y compuestas.


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ESFUERZO

e define como la fuerza porunidad de superficie que soportao se aplica sobre un cuerpo, esdecir es la relacin entre la fuerzaaplicada y la superficie en la cualse aplica. na fuerza aplicada aun cuerpo no genera el mismo

esfuerzo sobre cada una de lassuperficies del cuerpo, pues alvariar la superficie varia larelacin fuerza - superficie, lo quecomprende el esfuerzo.


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#n geolog&a nos interesan los esfuerzos que se aplican a las rocas, como pore%emplo las que se asocian a las fuerzas de gravedad y los que son causados porfuerzas independientes a la masa del cuerpo en cuestin, es decir, fuerzas de

superficie, como las que se originan por actividad tectnica. La gravedad crea elesfuerzo llamado presin litosttica. ue es el esfuerzo que sufre determinadopunto en el subsuelo debido al peso de las rocas que le sobreyacen, de tal modo,que solo tiene una componente vertical. #n comparacin con la presin+idrosttica en los l&quidos, la cual es igual al esfuerzo creado por la columna del&quido que +ay encima de un punto del mismo* esta presin +idrosttica semanifiesta con igual intensidad en todas las direcciones, ba%o estas condiciones segenera el fenmeno de compresin global. La presin litosttica () se calcula

mediante la frmula"


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TIPOS DE ESFUERZO

ESFUERZOS NORMALES

$uando una fuerza acta a lolargo de una barra su efecto

sobre la misma depende no solodel material sino de la seccintransversal que tenga la barra,de tal manera que a mayorseccin mayor ser la resistenciade la misma. e define entoncesel esfuerzo a!ial o normal comola relacin entre la fuerza

aplicada y el rea de la seccinsobre la cual acta. / en otrost'rminos como la carga queacta por unidad de rea delmaterial.


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TIPOS DE ESFUERZOESFUERZO DE APLASTAMIENTO O DEAPOYO

n caso particular de esfuerzo se presentacuando +ay un contacto entre dossuperficies que se presionan entre si, comopuede ser el caso de una arandela metlicay una superficie de madera. #n este casopuede presentarse un aplastamiento localde una de las superficies debido alesfuerzo de compresin que se denomina

0esfuerzo de aplastamiento0. $uando estetipo de situaciones se presenta, sernecesario calcular el esfuerzo permisibledel material mas susceptible de aplastarse,en este caso la madera para a partir delmismo calcular el rea de la arandela quegarantice que no se produciraplastamiento en la madera.


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ESTADO DE ESFUERZO, EL TENSOR DE ESFUERZO Y EL ELIPSOIDEDE ESFUERZO.

e define como estado de esfuerzo al con%unto de los infinitosvectores esfuerzo que actan sobre los infinitos planos que pasan porun punto en un instante dado. #sto no es ya una magnitud vectorial,

sino una cantidad f&sica compuesta de una infinidad de vectores y sedenominan tensor de segundo orden. Los tensores son cantidadesf&sicas que e!presan diferentes cosas. Los tensores de orden cero,representan escalares. Los de primer orden representan vectores enel espacio. Donde el modulo e!presa la intensidad y dos argumentos ngulos que forma con dos de los e%es coordenados en el espacio.Los tensores de segundo orden generalmente representan infinitosvectores y e!presan una propiedad que permite establecer una

relacin entre dos vectores. 1ormalmente, un tensor de segundoorden necesita de 2 cantidades o componentes para ser definido.ara definir espacialmente al tensor de esfuerzo se eligen los tresplanos perpendiculares a cada uno de los tres e%es cartesianos decoordenadas, y se escogen en cada plano tres componentes delvector esfuerzo que acta sobre 'l" la componente normal y doscomponentes de cizalla que actan segn las direcciones paralelas alos e%es de coordenadas paralelas al plano


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CLASES DE ESTADO DE ESFUERZOSLos estados de esfuerzo se clasifican en" unia!ial, bia!ial y tria!ial, en funcin de quedos, uno o ninguno de los esfuerzos principales sea cero.

#stado de esfuerzos unia!ial "lo e!iste un esfuerzo principal. La figura geom'trica

que lo representa es un par de flec+as de igual magnitud y sentidos opuestos.#stado de esfuerzos bia!ial "lo e!isten dos esfuerzos principales, por e%emplo 34 y35. La figura que los representa en este caso es, en el caso general una elipse,formada por las puntas de todos los vectores, si 'stos son tensinales, o por ele!tremo de las colas si estos son compresivos. i 34 6 35, la figura es unacircunferencia, si 34 es compresivo y 35 tensinal, entonces la figura que une laspuntas o las colas, no es una elipse y no puede +ablarse de elipse de esfuerzos en

este caso.


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#stado de #sfuerzos 7ria!ial "#!isten tres esfuerzos principales 34, 35, 38diferentes de cero. La figura que representa en este caso particular es unelipsoide, salvo que 34 sea compresivo y 35 tensinal, en cuyo caso nopuede +ablarse de elipsoide de esfuerzo, aunque s& de estado y de tensorde esfuerzos. Los esfuerzos tria!iales son los comunes en la naturaleza yse subdividen en polia!iales, a!iales e +idrostticos.

#stado de #sfuerzo olia!ial "34 9 35 9 38. Los tres esfuerzos principalesson diferentes.

#stado de #sfuerzo :!ial " 34 6 35, bien 35 6 38, dos de los esfuerzos

principales son iguales y la figura que lo representa es un elipsoide derevolucin, cuya superficie es generada girando una elipse al rededor desus e%es, en este caso +ay infinitos planos principales" el perpendicular ale%e de evolucin y todos los que lo contienen.


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#stado de #sfuerzo ;idrosttico "34 6 35 6 38, los tres esfuerzosprincipales son iguales y la figura que lo representa es una superficieesf'rica. #ste estado se da en fluidos en reposo, no +ay ningn plano

sometido a esfuerzos de cizalla, ya que los fluidos oponen pocaresistencia a los esfuerzos. ara entender los procesos naturales dedeformacin y transformacin que sufren los materiales sedimentariosdespu's de ser depositados en depresiones de la corteza terrestre, yasea en el fondo marino, lec+os de lagos, lagunas, r&os, deltas,pantanos, bordes de los continentes etc. Los cuales al ser depositadosy sepultados sucesivamente por materiales de igual diferente

naturaleza, ya sean clsticos, carbonatados o una alternancia deambos, van e!perimentando cambios debidos a la presin litosttica, ya otros procesos geolgicos, por e%emplo los diagen'ticos y elmicrofracturamiento.


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/#1 D# L/ #?#


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#n el anlisis de las fuerzas se debe tomar en cuenta que al inicio, en el origendel planeta, este pudo +aber empezado siendo una masa de materia+eterog'nea y no diferenciada, la cual +a estado evolucionando ytransformndose, siendo evidente que actualmente la 7ierra posee unadinmica muy activa tanto en las capas internas como e!ternas. Lo que traecomo consecuencia la deformacin constante de los materiales de la cortezaterrestre, provocada por los mecanismos de movimiento de las placastectnicas, asociado a las corrientes de conveccin del magma en el mantosuperior que provocan la e!pansin del piso ocenico con la consecuentesubduccin y c+oque entre placas, en otros sitios* esta dinmica provoca elvulcanismo, la sismicidad, el levantamiento de cordilleras, el movimiento de loscontinentes, los a%ustes corticales por =sostasia. etc.


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Debido a los efectos generados por las fuerzas centr&fugas naturales que +an sidodesarrolladas por el movimiento de la masa de la 7ierra sobre sus trayectorias detraslacin y rotacin, se facilit el desarrollo de la atraccin molecular entre loselementos de la masa del protoplaneta, provocando que esta materia se fuera+omogeneizando +asta llegar a cierto grado de equilibrio, donde los elementoscomponentes actualmente +an llegado a tener una marcada diferenciacin.


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La composicin y diferenciacin odisposicin de los elementos mineralesque constituyen el planeta, dentro de los

cuales contamos con los que poseendensidades mayores y que por accin de lagravedad son atra&dos al centro del planetay los de inestabilidad nuclear o radiactivos,son generadores de la energ&a quemantiene las elevadas temperaturas en elinterior del planeta y por consiguiente lapermanencia del estado liquido o plstico

en los materiales de algunas capas delsubsuelo.


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Aasndose en estudios geof&sicos se +a deducido cual es la distribucin de loselementos y minerales en el interior del planeta, los cuales configuran su estructurainterna, en donde los minerales ms pesados de naturaleza f'rrica se acomodaronal centro o ncleo y subsecuentemente se dispusieron capas conc'ntricas deminerales ms ligeros +acia la superficie del planeta, contando a las capase!ternas, la +idrosfera y la atmosfera, donde las fuerzas de atraccin causadas por

el campo gravitatorio del planeta se disipan. #l campo es generado por la naturalezaelectromagn'tica de los minerales f'rricos que en su mayor&a componen los ncleosde la masa terrestre. #n la tabla se muestran los espesores promedios y los estadosf&sicos de las principales capas internas de la tierra.

#s importante considerar la relativa %uventud del planeta en t'rminos geolgicos, BCEE Fa, de edad obtenida de fec+amientos realizados en rocas cratonicas dediferentes regiones del mundo. uiz esta %uventud geolgica sea una razn por lacual aun continan los procesos magmticos en el interior del planeta.


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La generacin de reacciones nucleares, es otro factor considerable por el cual se mantienenaun calientes y en estado fluido las capas del interior del planeta. e +a deducido que entreestas capas fluidas es muy probable que se genere un efecto de transferencia de calor enlos magmas del manto superior, formando lo que se conoce como corrientes de conveccindel magma, lo cual se considera como la causa generadora de la e!pansin del fondoocenico, de la actividad magmtica, s&smica y volcnica.

obre el manto superior descansa la corteza terrestre, la cual se puede dividir en lasdenominadas cortezas continental y ocenica, las cuales a su vez estn segmentadas enplacas, las cuales incluyen parte del manto superior. #stas placas se encuentran enmovimiento, generado en los limites divergentes por los procesos de creacin, e!pansin ysubduccin del fondo ocenico, siendo producidos estos por los movimientos de conveccinen el manto superior, lo cual genera una e!pansin apro!imada del fondo ocenico de unosC a cm al aGo.


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#sta dinmica terrestre tiene por resultado lacolisin entre placas en los l&mites convergentes,que tomando en cuenta la diferencia dedensidades entre ellas y sabiendo que las placasocenicas son ms densas que las continentales

al c+ocar entre ellas, estas generan variados tiposde patrones de plegamiento, fracturamiento yfallamiento. $uando c+ocan placas de igualdensidad en el caso de las continentales segeneran levantamientos de cordilleras tipo;imalayas, y cuando una placa ocenicasubducciona a una continental o a otra ocenicase generan arcos volcnicos. Donde e!istenprocesos de subduccin o acrecin, se desarrollanprocesos de intrusin, vulcanismo ylevantamientos de cordilleras tipo :ndino. #stecon%unto de fenmenos involucra procesos dedeformacin de las rocas, lo cual da lugar alproceso de orog'nesis, que significa literalmentecreacin del relieve.


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CAUSAS DEL FRACTURAMIENTO EN LASROCAS Y SUELOS.

7omando en cuenta los procesosmencionados anteriormente, podemos darpaso a deducir las razones por las cuales segenera el fracturamiento y fallamiento en lasrocas* siendo principalmente las siguientes"

7ectonismo es la principal causa deplegamiento, fracturamiento y fallamiento.

$uando e!iste una profunda erosin de la

sobrecarga en una secuencia dedepsitos sedimentarios que estuvieronprofundamente sepultados, esto originaque las unidades e!puestas see!pandan, y se levanten, fracturndose alo largo de los planos de debilidad.


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$ontraccin del volumen, en el caso de las rocas

sedimentarias, principalmente se desarrolla enlimos, arcillas y arenas finas que al perder agua encondiciones de desecacin desarrollan grietas dedesecacin. /tro caso de p'rdida de volumen quecausa fracturamiento cuando las rocas &gneassufren un proceso de rpido enfriamiento.or la liberacin de la presin del fluido, el cualocurre cuando la presin del fluido del poro se

acerca a la presin litostatica, siendo el caso de unestrato sedimentario geopresurizado.$olapso por disolucin en rocas carbonatadas.


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#l impacto por meteorito puede de%ar unreceptculo comple%o y e!tensamente

brec+ado y fracturado, en la superficieterrestre.#n zonas urbanas desplantadas sobresuelos blandos compresibles, debido a laaccin antropogenica (fugas de agua,incrementos en la carga esttica ydinmica en el suelo, e!traccin de agua,etc.), se desarrollan desa%ustes en la

estabilidad de los suelos lo cual semanifiesta con +undimiento yagrietamiento de estos, y los cuales estncontrolados mayormente por lasirregularidades del subsuelo, tantopaleotopogrficas como estratigrficas.


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FACTORES QUE PERMITEN DETERMINAR LASPROPIEDADES MECNICAS DEL

FRACTURAMIENTOLas principales caracter&sticas o condiciones, de losmateriales y el medio ambiente donde se originan o

se integran, se comentan a continuacin. Laspropiedades =ntr&nsecas, que incluyen lacomposicin, estructura de la roca, tamaGo delgrano, cantidad de matriz, porosidad ypermeabilidad de la matriz, espesor del cuerpo ydiscontinuidades previas. Las propiedadesambientales, que incluyen la presin efectiva, ladiferencia entre las presiones confinante y del fluido

de poro, tiempo (velocidad de deformacin), latensin diferencial y la composicin del fluido deporo. Las propiedades mecnicas que estndeterminadas por la interaccin de las propiedadesintr&nsecas de la roca y de las condicionesambientales que les afectan. #stas determinan losfactores de plasticidad y rigidez propias de cada tipode roca.


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#l efecto que e%erce la composicin mineral en la estructura de la roca esdeterminante, pues dependiendo de la rigidez o debilidad con que est'n ad+eridos los

componentes, se manifestara el grado de fracturamiento de estas. #sto tambi'n serelaciona con la isotrop&a o anisotrop&a de la composicin del material. Los parmetrosgeolgicos que influyen sobre la intensidad del fracturamiento muestran cuan eficientese encuentran las fracturas dentro del rea de un yacimiento, su valor es de granimportancia porque a mayor cantidad de fracturas o intensidad de fracturamiento, esmayor el rea de matriz que est e!puesta o en contacto con las fracturas, lo cual esmuy importante para una buena ubicacin de los pozos al perforar a lo largo delyacimiento. :l aumentar la intensidad de fracturamiento los bloques de la matriz se

van +aciendo cada vez ms pequeGos lo que asegura que el +idrocarburo alo%ado enellos, se conducir ms fcilmente a las fracturas y a trav's de ellas a los pozosproductores. #sto resulta as& porque, en este tipo de yacimientos naturalmentefracturados la permeabilidad de la matriz es ba%a y es ms rpido desalo%ar el fluido deun bloque pequeGo que de uno grande.

PROPIEDADES INTRNSECAS DEL FRACTURAMIENTO


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LA COMPOSICIN

Las rocas estn compuestas por distintos minerales,unos ms dctiles que otros. i una roca es sometida aun estado de esfuerzos y est compuesta por materialesms quebradizos, esta desarrollar una mayor cantidad

de fracturas las cuales estn ms cercanas entre s&, encomparacin a una dctil sometida al mismo r'gimen deesfuerzos. Harios autores, entre ellos tearms y?riedman 42I5, $urrie 42IC* +an coincidido enconsiderar las relaciones entre el espaciamiento de lasfracturas, la densidad y la litolog&a. #sta observacincaracter&sticamente est relacionada con la intensidadde la fuerza y la ductilidad propia de la roca (figura

5.4E).#n general las rocas cuando contienen un altoporcenta%e de minerales o constituyentes frgiles y degranulometr&a fina, podr tener un espaciamiento muypr!imo de las fracturas, e inversamente si su contenidoes ba%o, el espaciamiento ser ms distante. #stoconsiderando condiciones ambientales y de esfuerzoseme%antes (1elson 5EE4).


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LA POROSIDAD#l porcenta%e de porosidad es inversamente proporcional a la intensidad defracturamiento, es decir, una roca con una ba%a porosidad va a estar ms

fracturada (las fracturas ms cercanas unas de otras) que otra en el mismoambiente de esfuerzos con una porosidad mayor.TAMAO DE GRANO$uando se est en presencia de rocas terr&genas bien seleccionadas, lasresistencias de esas rocas a la tensin y compresin aumenta notablemente, locual como es de esperarse, aumentara la intensidad de fracturamiento.ESPESOR DE LA CAPA Y POSICIN ESTRUCTURALi se consideran en iguales condiciones los parmetros anteriores y solo se var&a

el espesor de la capa en estudio, se llega apreciar que las capas ms delgadaspresentan una intensidad de microfracturamiento muc+o mayor que la msgruesas.


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ROCA ES ISOTRPICApuede ser competente y tener la capacidad de absorber esfuerzos sin deformarse ypor consiguiente es r&gida.ANISOTRPICA+ay que relacionar lo contrario pues +ay deformacin, e!presando su plasticidad yla +eterogeneidad de sus constituyentes. or otro lado se +a constatado que e!isteun incremento del fracturamiento con el aumento de la rigidez de la roca, y que eltamaGo de grano condiciona la abundancia de la fracturas (inclair, 42JE)* entremenor es el tamaGo del grano, mayor es el fracturamiento, principalmente en rocascarbonatadas. 7ambien, cuando la porosidad de matriz y la permeabilidad de lamatriz decrecen, la intensidad del fracturamiento, se incrementa. #n cuanto al

espesor del cuerpo se +a documentado por Fcuillan, 42JE, que en rocascarbonatadas de espesores delgados, se presentan fracturas con espaciamientosmuy cercanos, lo cual tambi'n est documentado por los investigaciones de 1arr yLerc+e, 42JC. Las investigaciones =ndican que el espaciamiento de las fracturascomnmente es observado como funcin lineal del espesor del cuerpo fracturado.


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PROPIEDADES AMBIENTALES DEL FRACTURAMIENTO

La diferencia entre las presiones confinantes y del fluido de poro, %uega un papelmuy importante en la generacin de fracturas.


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#l efecto de la temperatura radica en que con su incremento, +ay un aumento enla plasticidad de la roca y con su disminucin, la roca se torna ms r&gida. : suvez la temperatura se incrementa con la profundidad por el gradiente t'rmicoterrestre.

#l efecto del contenido de fluido en la roca se e%emplifica en el caso de lasarcillas, que estando secas se comportan en forma r&gida pero mo%adas secomportan plsticamente. or analog&a la +umedad disminuye la rigidez de lasrocas y aumenta su plasticidad. La presencia de fluidos como el incremento de latemperatura aumenta el campo de deformacin reduciendo la respuesta elsticay desplazando el l&mite de rompimiento para esfuerzos cada vez mayores.#l tiempo de actuacin de las fuerzas. ara este factor se asocia la velocidad dedeformacin de las rocas* por e%emplo, si la velocidad de deformacin es alta,

nos indica que el tiempo ser breve y el material responder con rigidez* en elcaso contrario s& la deformacin se desarrolla a una velocidad lenta y durantems tiempo responder ms plsticamente. Debe tomarse en cuenta que launidad de tiempo geolgico es el milln de aGos.


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RELACIN ENTRE EL ESFUERZO Y LADEFORMACIN

La deformacin se define como cualquier cambio en la posicin o en las relaciones geom'tricas

internas sufridas por un cuerpo siendo consecuencia de la aplicacin de un campo de esfuerzos,por lo que se manifiesta como un cambo de forma, de posicin, de volumen o de orientacin.uede tener todos estos componentes, cuando esto ocurre se dice que la deformacin es total.Dependiendo de la naturaleza del material y las condiciones ba%o las que se encuentre, e!istenvarios tipos de deformacin. e dice que un cuerpo sufre una deformacin elstica cuando larelacin entre esfuerzo y deformacin es constante, y el cuerpo puede recuperar su formaoriginal al cesar el esfuerzo deformante. $uando dic+a relacin no es constante se produce unadeformacin plstica y aunque se retire el esfuerzo, el cuerpo quedar con una deformacinpermanente. #n la prctica, las rocas presentan un comportamiento intermedio, deformndose

inicialmente de una manera elstica, +asta alcanzar el l&mite elstico* a partir de este punto seproduce la deformacin plstica. #l comportamiento plstico tambi'n tiene un l&mite, alcanzado elcual se produce la ruptura. Las deformaciones elsticas, al no producir deformacionespermanentes, no generan estructuras geolgicas, estas son producidas por la componente dedeformacin plstica o bien por la ruptura. or ello en >eolog&a las estructuras tectnicas seconsideran producto de una deformacin dctil o continua o de una deformacin frgil odiscontinua.


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LOS PRINCIPALES FACTORES QUE CONDICIONAN LADEFORMACIN SON:

Duracin del esfuerzo. Los materiales que se comportanelsticamente frente a un esfuerzo de una determinada intensidad,

pueden deformarse plsticamente, o incluso fracturarse, si dic+oesfuerzo acta durante un periodo largo de tiempo.#!perimentalmente se +a podido comprobar que las rocas secomportan ms plsticamente ba%o una presin de confinamientoelevada.

La temperatura tambi'n +ace variar el comportamiento de las rocasfrente a los esfuerzos, aunque el efecto es diferente en cada tipo deroca. La presencia de agua aumenta la plasticidad de las rocas. i lapresin de fluidos es muy elevada, la roca se vuelve ms frgil.

La e!istencia de planos de estratificacin o esquistosidad +acevariar el comportamiento de las rocas dependiendo de la direccindel esfuerzo en relacin con estos planos.


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e considera que la deformacin puede constar de +asta cuatro componentes"translacin, rotacin, dilatacin y distorsin. #n el caso la general una deformacinlas incluye a todas, pero deformaciones particulares pueden constar de tres, dos ouna de las componentes. Las deformaciones son causadas por sistemasesfuerzos, de forma que esfuerzo y deformacin son conceptos que estn ligados

por una relacin de causa a efecto. :parte de ser conceptos distintos +ay unadiferencia en el tratamiento de unos y otras que merece la pena destacar. Losesfuerzos se definen y analizan para un instante dado, mientras que lasdeformaciones se miden por los cambios producidos en un intervalo de tiempo yse analizan comparando un estado final con uno inicial. Las dos primerascomponentes de la deformacin producen cambios en la posicin del cuerpo, perono de su forma ni de sus relaciones geom'tricas internas. :nte deformaciones deese tipo, el cuerpo se mueve como un ob%eto r&gido y por ello, se llaman

deformaciones de cuerpo r&gido o movimientos r&gidos. Las dos ltimascomponentes producen cambios en la forma y-o en las relaciones geom'tricasinternas. or e%emplo, una dilatacin no cambia la forma, pero apro!ima o ale%aunas part&culas y otras, con lo que las relaciones geom'tricas internas resultanmodificadas.


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Fuestra las distintas componentesde la deformacin con el e%emplo dela cabeza de un trilobite. #n la partesuperior se muestra una translacinr&gida, en el centro, de izquierda a

derec+a, una rotacin r&gida, unadistorsin y una dilatacin y deba%ouna deformacin general con lascuatro componentes. /bs'rvese queen el caso de la rotacin r&gida,todas las l&neas del fsil +an giradoel mismo ngulo con respecto a unareferencia e!terna, por e%emplo unal&nea +orizontal, mientras que en ladistorsin, la l&nea de simetr&acentral y su normal, +an de%ado deformar un ngulo de 2EK, lo queimplica que +an girado un ngulodistinto.

L: D#?/


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L: D#?/


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#n la deformacin no +omog'nea, las condiciones anteriores no se cumplen. La?igura siguiente representa el plegamiento de dos capas con espesor uniforme. Ladeformacin en este caso es continua y +eterog'nea. Los flancos de los pliegues

+an e!perimentado una rotacin r&gida y adems una cierta distorsin, marcadapor la diferencia entre la forma cbica del pequeGo elemento dibu%ado en la capasin deformar y el paralelep&pedo en el que se +a transformado en la capadeformada. /bs'rvese que ese pequeGo elemento +a sufrido un desplazamientodesde su posicin inicial, que se +a e!presado por un vector. $ualquierdeformacin puede especificarse por los desplazamientos e!perimentados por lospuntos de referencia del cuerpo antes y despu's de la deformacin. e define elvector desplazamiento como el vector que une la posicin de un punto antes y

despu's de la deformacin. #se vector no indica el camino seguido por el punto,sino que se limita a relacionar sus posiciones inicial y final con respecto a unsistema de referencia.


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#l con%unto de los vectores dedesplazamiento para todos los puntos delcuerpo, definen lo que se llama un campode desplazamiento, ver figura. $uandoactan campos de esfuerzossuficientemente grandes de formaprolongada, puede provocar ladeformacin permanente de las rocas, lacual se va acumulando a lo largo delproceso, lo que corresponde con ladeformacin progresiva, lo quecorresponde con un concepto que englobaprcticamente a cualquier deformacin

natural. Dado que las deformacionestratan sobre cambios producidos a lo largode un tiempo y se analizan comparandodos estados, se definen los conceptos dedeformacin finita e infinitesimal segn lacantidad de deformacin internaacumulada.


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#L #7:D/ D# #?#


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$/1$#7/ D# ?


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EL MODO O FORMA DE FRACTURAMIENTO.

#l frente de una fractura es el v'rtice que conecta los puntos adyacentes donde ocurreno pueden ocurrir separaciones subsecuentes. Durante un proceso de separacincontinua, esta l&nea se mueve a lo largo de un plano llamado superficie de

fracturamiento, (:ubinet >* y :rias :. 4224). Los estudios ms recientes en el campo dela ciencia de los materiales tienen identificados tres formas o modos de propagacin ocrecimiento del fracturamiento en un medio slido. LaQn y Rils+aQ (42I), definieronlas diferentes combinaciones de carga y las diferentes direcciones de propagacin delas fracturas. O de acuerdo con (;ellan, 42JC), e!isten tres Fodos bsicos en eldesarrollo del fracturamiento. Las cuales las consideran como los Fodos =, == y ===. #lmodo = de propagacin de fracturamiento, es generado por un esfuerzo tensional queacta perpendicularmente con respecto al plano de fracturamiento y a la direccin depropagacin. e presenta una abertura sim'trica* el desplazamiento relativo entre lascaras correspondientes es perpendicular a la superficie de la fractura* las fracturas segeneran por tensin. #n el modo == la propagacin es realizada por un esfuerzo cortanteo de cizalla que acta dentro del plano de falla y es paralelo a la direccin depropagacin. La separacin es sim'trica con desplazamientos tangenciales relativos yperpendiculares al frente de la fractura, las caras de la grieta se deslizan una sobre otraen direccin perpendicular al v'rtice.


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TEORAS Y CRITERIOS DE ROMPIMIENTO Y/O FALLAMIENTO

on variadas las teor&as y criterios enfocados a predecir el fracturamiento de las

rocas con base en el comportamiento de los materiales ba%o ensayos de tensin ycompresin simple (1elson, 5EE4). Dentro de las teor&as ms recurrentesencontramos" 7eor&a de


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MICROFRACTURAMIENTO PRECURSIVO

determinado a partir de estudios controlados de laboratorio determinaron que el fallamientomacroscpico en las rocas, es usualmente precedido por un periodo de microfracturamientode intensidad creciente por encima del punto de fallamiento. #ste microfracturamiento esprevio al fracturamiento macroscpico producido por cizalla en la roca ba%o e!perimentos de

laboratorio. $on la aplicacin inicial de pequeGas cargas compresivas, las microfracturaspree!istentes en el material se comienzan a cerrar y si la carga se incrementa nuevasmicrofracturas se comienzan a formar, estas tienden a distribuirse a trav's de la muestra ygeneralmente son microrrompimentos de e!tensin (modo =). #stas microfracturas dee!tensin son estad&sticamente paralelas a la m!ima carga o al m!imo esfuerzo local. $onel incremento de la carga, la intensidad del microfracturamiento se incrementa llegndose aconcentrar a lo largo de una banda con cierto ngulo en relacin a la carga m!ima, la cualeventualmente puede formarse asociado a una fractura de cizalla macroscpica. #sta bandaprecursora de microfracturamiento o en%ambre de microfracturas es lo que se denomina zona

de proceso (afectada). La figura siguiente muestra esquema del microfracturamientoprecursor, que fue deducido por pruebas con muestras de roca en laboratorio, los diagramassuperiores muestran el contorno de la intensidad del microfracturamiento* los diagramas dela parte media muestran las condiciones de carga de la prueba durante el tiempo y losdiagramas inferiores muestran los mapas del microfracturamiento de las muestras para lasporciones correlativas respecto a las curvas de carga.


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#l modo === involucra en su propagacin esfuerzos de cizalla actuando


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#l modo === involucra en su propagacin esfuerzos de cizalla actuandodentro del plano de fractura pero perpendicularmente a la direccin depropagacin. La separacin nuevamente es asim'trica, condesplazamientos tangenciales relativos paralelos al frente de la fractura,ba%o el efecto de esfuerzos inducidos por torsin, las superficies de lasgrietes deslizan una sobre la otra, en direccin paralela al v'rtice.


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GRACIAS

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