geologÍa estructural. mapas geolÓgicos

Profesor C.G. Ramonell

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Universidad Nacional del Litoral

FACULTAD DE INGENIERÍA

Y CIENCIAS HÍDRICAS

Cátedras: "Geomorfología" y "Geología, Geomorfología y Suelos"

Guía Nº 3

GEOLOGÍA ESTRUCTURAL. MAPAS GEOLÓGICOS

INTRODUCCIÓN

1. En los Trabajos Prácticos Nº 1 y Nº 2 se conocieron los principales materiales geológicos que constituyen la mayor parte de la Corteza Terrestre, analizándose varias de sus propiedades específicas de interés, tales como sus texturas, estructuras, composiciones mineralógicas, características de porosidad y permeabilidad, resistencias relativas a la rotura o a la alteración, etc. En

este sentido, otros rasgos igualmente importantes de las rocas son las dimensiones y las formas de

los cuerpos que integran, ya que, al combinar estos dos parámetros con los anteriores, quedarán definidas sus particularidades como sitios de almacenamiento/transferencia de aguas subterráneas, como constituyentes de laderas y/o geoformas en la superficie terrestre, o como materiales de asiento de estructuras antrópicas. Así, ese será el primer tema que se tratará en esta guía de contenidos. 2. Además de ello, debe tenerse presente que los esfuerzos endógenos actuando en la Corteza Terrestre no sólo modificarán algunos de los rasgos “de detalle” de las rocas (aparición de porosidad por fractura, por ejemplo), sino que también podrán originar cambios en las formas y las dimensiones

originales de los cuerpos rocosos, por lo que el estudio de las deformaciones tectónicas de los materiales corticales constituirá el segundo tema a desarrollar aquí. 3. Por otro lado, una de las consecuencias posibles de aquellos esfuerzos y deformaciones tectónicas es la de modificar el sitio de yacencia original de las rocas, ubicándolas a niveles más próximos a la superficie terrestre, o haciéndolas formar parte de la misma, directamente. Un resultado similar podría ser ocasionado si una región fuera rebajada considerablemente por la erosión de los agentes exógenos, actuando a través del tiempo geológico. De una u otra manera, los cuerpos de roca expuestos en el terreno aparecerán con geometrías variadas en los afloramientos, como resultado de la intersección de sus formas específicas, con la topografía local del área. A modo de ejemplo, consideremos una hipotética sucesión de 20 estratos horizontales, cada uno de ellos con 5 m de espesor y de forma tabular: la disposición de esta secuencia, vista en planta (o desde un avión, por caso), sólo permite visualizar el techo del estrato rocoso superior; sin embargo, si el trabajo combinado del ascenso tectónico y la erosión generaran un cerro de forma cónica en esos mismos materiales, desde el aire observaríamos a los diferentes estratos formando fajas concéntricas. Esta

temática será analizada en tercer lugar, bajo la denominación genérica de diseños de afloramiento. 4. Todos los aspectos anteriores están más o menos presentes en las síntesis gráficas que

utilizan los geólogos en sus reportes, entre las que veremos a los mapas geológicos, como último tema del Trabajo Práctico Nº 3.

FORMAS Y DIMENSIONES ORIGINALES DE LOS CUERPOS ROCOSOS 5. La Figura 1 es un perfil geológico esquemático, en el que se muestran algunas de las formas comunes que tienen los cuerpos de rocas ígneas, tanto intrusivos como efusivos; la escala del gráfico da una primer idea de los tamaños posibles. La roca de caja ha sido representada mediante líneas finas subhorizontales que indican, además, la disposición de una hipotética estructura que posee (así, esas líneas podrían estar sugiriendo la estructura planar de ciertas metamorfitas, tales como esquistos o gneisses, o representando superficies de estratificación de rocas sedimentarias). Nótese


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que existen cuerpos intrusivos que están dispuestos de acuerdo a la orientación que tiene la estructura de la roca de caja, mientras que otros la atraviesan en direcciones distintas. 6. La Figura 1 requiere de un examen más o menos detallado, y es conveniente hacer esta tarea antes de seguir leyendo el texto. De esa manera, puede advertirse que existen cuerpos como el indicado con la letra B, por ejemplo, que están formados por más de un tipo textural o composicional de roca ígnea; además, se nota que las rocas volcánicas en K y L, emparentadas por su origen común en el intrusivo F, son petrográficamente diferentes entre sí. Características como las señaladas son frecuentes en las masas ígneas, y su descripción e interpretación son de gran interés para los geólogos que las estudian. Sin embargo, en lo que hace a este Curso, nos importan básicamente dos aspectos de la temática: entender cómo pueden continuarse hacia el subsuelo las rocas (siempre que no hayan sido deformadas por fuerzas tectónicas, como se verá luego), y conocer los aspectos sobresalientes de los paisajes que forman cuando se encuentran en superficie. Algunas menciones de lo último se harán en los párrafos siguientes para las rocas ígneas y metamórficas, aunque el tema será estudiado en particular en el Trabajo Práctico Nº 4 (Geomorfología Estructural. Patrones de Redes de Drenaje).

Figura 1.

7. En principio, conviene separar a las masas de rocas ígneas intrusivas de las volcánicas; como se mencionó al final del párrafo 5, aquellas pueden diferenciarse en concordantes o discordantes, según estén ubicadas de acuerdo o en desacuerdo a la orientación de la estructura de la roca de caja. En la Fig. 1, los cuerpos discordantes son, por ejemplo, el A, el B, y los indicados como E, mientras que los concordantes son el D, el F y los señalados como G. Cada una de estas masas rocosas posee un nombre técnico propio (por ejemplo, la de A se llama batolito, stock la de B, lacolito la de D,

etc.), pero nosotros nos referiremos a ellas con el término genérico de plutones, excepto para los


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casos E y G, en donde mantendremos la denominación específica de diques (o filones) y filones-

capa, respectivamente. 8. Aunque la Fig. 1 tenga una indicación de escala, los tamaños de las masas intrusivas y efusivas son muy variables. A modo de ejemplo, considérese el que podría tener una colada lávica: sus dimensiones dependerán de una combinación particular de factores tales como el volumen de lava emanado, su viscosidad y contenido de gases, la topografía de la superficie por la que fluye, la pendiente de tal superficie, etc. A pesar de esto, muchos cuerpos de lava solidificados tienen geometrías lenguadas o lobuladas en planta, y, volumétricamente, forman prismas entre tubulares y tabulares (más específicamente, filiformes). Por lo tanto, existe cierta independencia entre los parámetros de forma y tamaño de un cuerpo de origen ígneo y, en adelante, las magnitudes que se mencionarán deben tomarse como orientativas, correspondiendo a las más frecuentes entre las observadas en la Corteza Terrestre. 9. Los diques y filones-capa son cuerpos de rocas filoneanas de forma tabular, cuyos espesores normalmente se miden en decímetros, metros o decámetros, y en ocasiones en hectómetros. En sentido perpendicular, sus dimensiones llegan a ser kilométricas (o menores). Las rocas que componen ambos tipos de cuerpos pueden ser tanto ácidas (p.e., pegmatitas) como básicas (p.e., diabasas), aunque es frecuente que estas últimas aparezcan como filones-capa, siempre y cuando la estructura de la roca de caja sea la adecuada. 10. Los plutones restantes poseen distintas formas, como se insinúa en la Fig. 1: desde irregulares (casos A y B), hasta tubulares (caso C) y lenticulares (casos D y F; en estos cuerpos, los espesores pueden alcanzar algunos kilómetros). En todos ellos, los rasgos comunes son que están integrados por rocas plutónicas, y que, observados en planta, ocupan áreas de entre menos de 1 km

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(p.e., C) hasta varias centenas de km2 (como en los cuerpos tipo A o F).

11. Cuando las masas de rocas intrusivas quedan expuestas en la superficie de los continentes, dan origen a paisajes cuya topografía general está influida, en principio, por tres variables: las formas y los tamaños originales de los cuerpos que componen, y sus resistencias a la erosión, comparadas con las que tienen las rocas adyacentes (en este caso, las rocas de caja). Esta última característica

está asociada al desarrollo de elevaciones y depresiones relativas, producto de la erosión diferencial de litologías con resistencias intrínsecas diferentes. De esta manera, un dique o filón-capa

relativamente grande podrá formar, a nivel de geoforma, una cresta (o depresión) filoneana, de acuerdo a si es más (o menos) resistente que la roca que intruyó. De igual modo, las plutonitas darán

origen a domos (o cubetas) plutónicos. 12. Con relación a los cuerpos integrados por rocas efusivas, estos nos resultan más familiares

en mayor o menor grado, ya que las formas básicas asociadas son los conos volcánicos y las

coladas lávicas, que en la Fig. 1 se han indicado con las letras J, K y L, y H, respectivamente. Algunas características propias de las coladas, como la variabilidad de sus tamaños o la geometría (tridimensional y en planta) de sus formas fueron mencionadas en el párrafo 8; las vulcanitas que las componen pueden ser ácidas (tipo riolita), mesoácidas (tipo andesita) o básicas (tipo basalto). 13. Mientras que los espesores “ordinarios” de las coladas volcánicas se miden en metros (o en decámetros), sus longitudes pueden ser hectométricas o kilométricas (las formadas por basaltos pueden medirse en decenas de kilómetros también). Aquí es preciso diferenciar las coladas formadas desde erupciones centrales (es decir, de un centro eruptivo puntual, como lo es un volcán), de las originadas en erupciones fisurales (a través de complejos de fracturas profundas); a este último tipo estuvieron asociados los basaltos que afloran en el NO de Corrientes y en Misiones, que se extienden en un área de 1.200.000 km

2 de la superficie y subsuelo de la Cuenca Chaco-Paranaense. Las

erupciones fisurales originan cuerpos de forma tabular, principalmente. 14. Respecto de los conos volcánicos, sus dimensiones estarán condicionadas por las mismas causas expuestas en el párrafo 8, además del número y características de las erupciones que los fueron edificando a través del tiempo (en este sentido, ya se habrá notado que la composición litológica de los tres volcanes dibujados en la Fig. 1 es sustancialmente diferente). De este modo, en los grandes aparatos volcánicos del planeta los desniveles hasta las cimas se miden en miles de metros, y el diámetro de sus bases en decenas de kilómetros. Sean tan grandes o mucho más pequeños, los volcanes poseen formas que varían entre la cónica, y la dómica-lenticular (es decir, como una lenteja cortada según su diámetro, y con la convexidad dirigida hacia arriba).


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15. Finalmente, el cuerpo I de la Fig. 1 está representando un campo de cenizas volcánicas, depositadas por gravedad en las inmediaciones del centro eruptivo J. Ese modo de depositación hace que las formas que poseen los cuerpos de rocas piroclásticas lleguen a ser similares a las que tienen las rocas sedimentarias, que se comentarán en los párrafos 18 y 19. En general, las tobas e ignimbritas yacen en cuerpos tabulares como parte de secuencias estratificadas, cuyos espesores individuales oscilan entre centímetros y varios metros. Los cuerpos de ignimbrita, en particular, llegan a extenderse en áreas de unas pocas decenas de miles de km

2, o menos.

16. En cuanto a las masas de rocas metamórficas, sus tamaños y formas dependerán, básicamente, del tipo e intensidad del metamorfismo que las generó. Las metamorfitas originadas por metamorfismo térmico o de contacto, por ejemplo, aparecen como aureolas de decenas o centenas de metros de ancho alrededor de los cuerpos de rocas ígneas intrusivas, mientras que las cataclasitas forman prismas tabulares, con espesores decimétricos a hectométricos. Por su parte, los cuerpos rocosos producidos por metamorfismo regional, sea este de soterramiento o dinámico-térmico, tienen dimensiones de algunos órdenes de magnitud más grandes que los mayores formados por plutonitas. 17. Las rocas metamórficas que afloran en los macizos montañosos tienen su estructura planar dispuesta de manera inclinada o vertical, pero casi nunca horizontal (p.e., la Fig. 3A, libre de escala, bien podría estar representando un afloramiento de filitas, esquistos y/o gneisses). Así, la erosión

diferencial de estos terrenos producirá crestas y depresiones metamórficas, como geoformas sobresalientes. 18. En lo que respecta a las rocas sedimentarias, los cuerpos elementales, o “indivisibles”, que componen ya son conocidos: los estratos. Teniendo en cuenta la diversidad de ambientes de sedimentación donde se forman los estratos, se entenderá fácilmente que sus dimensiones horizontales (o sea, la extensión areal original del estrato) son altamente variables. Así, un estrato de limolitas formado, por ejemplo, en el fondo de una laguna, podría seguirse lateralmente por decenas, centenas o miles de metros, o decenas de kilómetros, de acuerdo al tamaño original de la laguna. Esto no nos permite dar cifras orientativas como las dichas para las rocas ígneas y metamórficas,

pero vale para remarcar que el espesor y la distribución o extensión areal de un estrato (o sucesión de estratos) son parámetros que deben ser definidos en cada caso particular, mediante su observación directa en afloramientos o perforaciones, o inferidos desde otras vías de estudio del subsuelo, como sísmica, geoeléctrica, etc. Lo que hay que tener bien presente es que un estrato tiene una dimensión finita, como cualquier cuerpo de origen ígneo o metamórfico, por lo que en algún lado de la superficie del terreno o del subsuelo terminará, poniéndose en contacto lateral con un cuerpo de roca diferente. La Fig. 2 ilustra varios tipos de terminaciones laterales de un estrato que, con excepción del tipo E, son originales del momento en que se formaron.

Figura 2. 19. Independientemente de sus tamaños o del ambiente y mecanismo de sedimentación particulares, las formas originales comunes de los estratos son: la tabular, la lenticular, la filiforme, la cuneiforme (i.e., un prisma con sección transversal semejante a una cuña), y la mantiforme (en la que el techo del estrato reproduce la topografía del paisaje sobre el que se depositó).

DEFORMACIONES TECTÓNICAS DE LOS CUERPOS DE ROCAS


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20. Una consecuencia ordinaria en los cuerpos de rocas sometidos a esfuerzos de compresión, torsión o distensión, es la modificación de la actitud espacial que tenían al momento de su formación. Por tal motivo, una sucesión de estratos horizontales puede quedar yaciendo como los representados en los bloques tridimensionales de la Fig. 3. Si consideramos que ambos gráficos tienen la misma orientación geográfica, es claro que la posición espacial de las capas en ambos difiere: en la Fig. 3B ellas inclinan hacia el Este, mientras que en la Fig. 3A lo hacen hacia el Sur. Aunque las distintas direcciones de inclinación de las dos series de estratos son el resultado de esfuerzos tectónicos que actuaron con orientaciones diferentes, lo que aquí se pretende destacar es que se necesitan conceptos auxiliares que nos permitan describir las dos situaciones presentadas en la Fig. 3, y las múltiples que tienen los cuerpos rocosos en los distintos sitios de la superficie o subsuelo terrestres.

Para ello existen los conceptos de rumbo y buzamiento, que sirven para definir la actitud espacial de cualquier estructura geológica planar (superficies de estratificación, planos de esquistosidad o foliación, planos de fractura, etc.) o lineal (p.e., orientación de clastos cilíndricos en un estrato conglomerádico).

Figura 3A. Figura 3B. 21. En la Fig. 3A, la intersección de una hipotética “superficie horizontal del agua” con la superficie de estratificación es una línea (horizontal, por supuesto) identificada como “dirección de capa”, que nosotros denominaremos línea de rumbo. Así, podemos definir el rumbo de una estructura planar como el ángulo horizontal formado entre la línea de rumbo y la línea del Norte. Mientras que en la Fig. 3B los estratos tienen rumbo Norte-Sur (o N-S, o, lo que es igual, de 0º), en la Fig. 3A se disponen según un rumbo Este-Oeste (o de 90º). Por su parte, el buzamiento de una estructura planar hace referencia al máximo ángulo vertical medido entre esa estructura y un plano horizontal (imaginario o real). En Clase se mostrará que, con ayuda de una brújula geológica, las mediciones del rumbo y buzamiento de planos y líneas geológicas son muy sencillas. 22. Como se definió arriba, el buzamiento verdadero siempre se mide en dirección perpendicular al rumbo, y desde la superficie horizontal de referencia hacia abajo; tal como lo ilustra la Fig. 3B, uno podría observar un rango continuo de buzamientos aparentes en distintos perfiles o cortes orientados

en forma oblicua o paralela a la línea de rumbo. Por otro lado, es preciso definir la dirección de

buzamiento de una estructura, ya que los estratos de la Fig. 3, de rumbo N-S y buzamiento de 45º E, bien podrían haber estado buzando al Oeste. Precisamente, los cuerpos tabulares de pegmatita en la Fig. 1 tienen ángulos de buzamiento similares, pero el de la izquierda se distingue por su dirección de buzamiento opuesta a la de los restantes. 23. Con los conceptos previos, estamos en condiciones de abordar más cómodamente la temática de las deformaciones de las rocas a los fines del Práctico, o sea, desde una perspectiva descriptiva, no genética. De acuerdo a que la deformación haya involucrado principalmente rotura o no de los materiales geológicos, se diferencian las deformaciones discontinuas de las continuas,

respectivamente. Estas últimas son los pliegues, de los que trataremos en primer lugar sus elementos constitutivos y geométricos, que se muestran en la Fig. 4. Así:

- la charnela es la zona de máxima curvatura de un pliegue o, lo que es lo mismo, la zona donde se registra la máxima deformación. De esta definición resulta que en la Fig. 4 hay dos pliegues (existen dos zonas de charnela), mientras que en la Fig. 5 sólo se reconoce un único pliegue.


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- el flanco de un pliegue es la parte del mismo situada entre dos charnelas consecutivas o, mejor aún, la zona del pliegue donde la deformación ha sido mínima (o no se la registra, directamente).

- el plano axial es el plano imaginario que divide al pliegue en dos partes a través de la zona de charnela. El ángulo “a” en la Fig. 4 mide la vergencia del plano axial, que es el ángulo complementario al del buzamiento del mismo.

- el eje del pliegue es la línea imaginaria que resulta de la intersección del plano axial con la estructura geológica involucrada en la deformación (que, en el caso de las Figuras 4 y 5, son superficies de estratificación). El ángulo “a” en la Fig. 5 mide el buzamiento del eje del pliegue, que en la Fig. 4 es horizontal (tiene un buzamiento de 0º).

- finalmente, el ángulo de abertura es el que se mide entre dos flancos consecutivos de un pliegue (p.e., los ángulos de abertura en la Fig. 4 son más grandes que el que aparece en la Fig. 6).

Figura 4.

Figura 5.


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Figura 6. Figura 7. 24. Es claro que todos los pliegues ejemplificados en las Figuras 4, 5 y 6 difieren entre sí, haciendo necesaria una clasificación de los distintos tipos posibles. Entre las varias que existen en geología, sólo veremos tres elementales, de manera simplificada, que son:

- según el valor del ángulo del ángulo de abertura, por el que se distinguen los pliegues abiertos (aa

mayor de 120º), los cerrados (aa menor de 120º), y los isoclinales (aa a 0º).

- según la inclinación del eje, por lo que se diferencian los pliegues de eje horizontal, inclinado o

buzante, y vertical (sucesivamente ilustrados por los casos A, B y C de la Fig. 6).

- según la inclinación del plano axial, a partir de lo que se reconocen los pliegues de plano axial

vertical (Fig. 4 y 5, casos A, B y C de la Fig. 6), inclinado (D y F de la Fig. 6), y acostado o tumbado (Fig. 6, E). 25. Como los parámetros considerados en cada clasificación son distintos, las tres pueden combinarse de modo tal que el pliegue de la Fig. 6B es uno cerrado, de plano axial vertical y eje buzante 45º N. Además, habría que hacer referencia al tamaño de la deformación, puesto que las dimensiones de un pliegue pueden medirse en centímetros o decenas de kilómetros. En este sentido, es común que los flancos de las estructuras mayores estén deformados con pliegues de menor jerarquía. 26. A pesar de que existen decenas de denominaciones técnicas para algunos tipos de pliegues específicos, hay algunas que no se pueden ignorar, dada su frecuencia e importancia en la Corteza (y en los informes geológicos). Estas son:

- Anticlinal: estrictamente, es un pliegue en el que las rocas más antiguas que integran la serie deformada se hallan en el núcleo (o zona más interna) del mismo. Sin embargo, el término aparece frecuentemente usado para describir aquellos pliegues donde la charnela es convexa hacia arriba, se cumpla o no la condición anterior.

- Sinclinal: es la estructura de significación opuesta a un anticlinal.

- Domo estructural: es un anticlinal cuyos flancos buzan en todas las direcciones del espacio.

- Cubeta estructural: es la estructura de significación opuesta a un domo estructural. 27. Las deformaciones discontinuas se llaman genéricamente fracturas, entre las que se

reconocen dos tipos básicos: las fallas y las diaclasas. La diferencia entre ambas radica en la existencia, o no, de desplazamientos relativos entre los bloques fracturados, respectivamente. Como en el caso de los pliegues, aquí no hay discriminación de los tamaños de la deformación, aunque un plano de diaclasa puede seguirse en el terreno por decenas o centenas de metros a lo sumo, mientras que un plano de falla también podría llegar a rastrearse por más de mil kilómetros. 28. La Fig. 7 muestra un sistema de diaclasas producido por esfuerzos compresivos que también originaron un pliegue; ese sistema está integrado por cuatro juegos de actitud espacial diferente, denominados en el gráfico según su relación con el eje del anticlinal. En cada juego puede medirse la frecuencia de diaclasas, contando cuántas existen a lo largo de una trayectoria perpendicular a sus rumbos (nótese como aumenta la frecuencia de fracturas “longitudinales” en las zonas de charnela, que pasan a ser sitios de porosidad y/o permeabilidad incrementadas; otra importancia de las diaclasas es que disminuyen la resistencia mecánica intrínseca de las rocas afectadas). La Fig. 7 ilustra correctamente un caso real, si consideramos que la capa dibujada tiene 1 o 2 m de potencia, por ejemplo. 29. Por su parte, la Fig. 8 permite definir los elementos constitutivos o asociados a las fallas. Básicamente, estos son:


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- el plano de falla, sobre el cual ocurrió (o está ocurriendo) el movimiento relativo de los bloques producidos por el fracturamiento. En este plano se mide el desplazamiento o rechazo real de la falla (AA’), aunque a veces sólo es posible evaluar las componentes de ese desplazamiento por separado, sea en la vertical (AB) o en las direcciones horizontales (BC y CA’). En muchas ocasiones los planos de falla son simplificaciones académicas, ya que estas zonas están representadas por fajas más o menos anchas de rocas trituradas, o cataclásticas.

- el escarpe de falla, que es la parte del plano de falla con expresión topográfica (o aflorante), y sobre el que pueden evaluarse rasgos propios del fallamiento, como estrías de fricción, por ejemplo.

- el bloque techo, que es el que se sitúa por encima del plano de falla (A’ en la Fig. 8), y el bloque

base, ubicado por debajo del mismo.

- el bloque elevado y el bloque hundido (A y A’, respectivamente, en la Fig. 8), en el caso de que el

desplazamiento según un plano vertical sea 0.

Figura 8.

30. La nomenclatura que veremos de los tipos de falla es más simple, aún cuando existen varias clasificaciones atendiendo a diferentes parámetros, como en el caso de los pliegues. En la Fig. 9 se ilustran algunas variedades de fallas, cuyas denominaciones comunes son:

- Falla Directa (Fig. 9, 1): en la que las rocas del bloque techo se sitúan a cotas más bajas que las mismas del bloque base (ver también Fig. 12).

- Falla Inversa (Fig. 9, 2): es la contraria a la directa. Las fallas inversas de bajo ángulo de buzamiento se llaman cabalgamientos.

- Falla Transcurrente o de rumbo (Fig. 9, 3): en la que el movimiento a través del plano de falla ocurre según su rumbo, sin desplazamientos significativos en la vertical. Las fallas transcurrentes pueden ser sinestrales (el bloque de enfrente se mueve o movió hacia la izquierda, como en la Fig. 9) o, caso contrario, dextrales.


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Figura 9. 31. A pesar de que en todas las ilustraciones de esta Guía los planos de falla son rectos, en la naturaleza también existen planos curvos. Independientemente de ello, los rechazos de falla pueden medirse en centímetros, metros o kilómetros; los dos primeros órdenes de magnitud pueden ser logrados instantáneamente en una falla, mientras que el último corresponde a valores acumulados del desplazamiento de los bloques a través de decenas de millones de años. Las asociaciones de dos o

más fallas con rechazos importantes dan lugar a fosas y pilares tectónicos, y a bloques

basculados (en aquellas donde el movimiento resultante semeja al de una tecla de piano cuando es oprimida). Cada una de estas unidades estructurales puede abarcar superficies tan pequeñas como 3 o 4 km

2, o miles de km

2 también: las Sierras Pampeanas de Córdoba, San Luis, La Rioja, etc., poseen

un estilo estructural de bloques basculados, mientras que las sierras del Este de Jujuy y Salta tienen otro mucho más complejo, en el que se combinan grandes pliegues tumbados y cabalgamientos, denominado faja plegada y corrida.

DISEÑOS DE AFLORAMIENTO DE CUERPOS DE ROCA 32. En la Fig. 3B pudo apreciarse cómo se modifica el modo de presentarse de una estructura planar, según el corte en que se la mire. Obviamente, ese diagrama no se asemeja a un paisaje natural, mientras que las ilustraciones de las Figuras 10 y 11 son una mejor aproximación a ello. El bloque diagrama de la izquierda en la Fig. 10 muestra el diseño de afloramiento de un estrato horizontal que asoma en un valle, en el que se han marcado las curvas de nivel correspondientes; el cuadro de abajo contiene la vista en planta de ese estrato, tal como aparece visto desde el aire, o cartografiado sobre una base topográfica. En el bloque tridimensional de la derecha se ilustra el modo de afloramiento de una sucesión de estratos horizontales en un relieve de valles y elevaciones. En síntesis, el corolario de la Fig. 10 es que, en una topografía de valle, el diseño de afloramiento de un estrato horizontal (o de cualquier estructura geológica planar horizontal, como un filón-capa o dique ígneos, por ejemplo) será como una letra “V” que apunta hacia aguas arriba del valle, y que se ubica paralela a las curvas de nivel.

Figura 10. 33. En los tres juegos de la Fig. 11 se han representado, de arriba a abajo sucesivamente, capas verticales, inclinadas en dirección contraria a la pendiente del valle, e inclinadas en igual dirección que esta. En el primero de los casos, las estructuras verticales aparecerán vistas desde el aire como fajas rectas (o líneas rectas, si se trata de planos de falla), cualquiera sea el relieve que intersecten. En el


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segundo, el diseño de afloramiento semejará la letra “V” igual que en el asomo de un estrato horizontal, pero con la diferencia que la estructura será oblicua a las curvas de nivel, cruzándolas. Este último rasgo también lo presenta la ilustración inferior, aunque el vértice de la letra “V” está dirigido hacia aguas abajo en los valles (y, como es de esperar, hacia aguas arriba en los interfluvios).

Figura 11. 34. Excepto en el caso de capas verticales, el resto de los diseños de afloramiento produce

espesores aparentes siempre mayores a los espesores reales de los estratos (contrariamente a los buzamientos aparentes, como los de la Fig. 3B, que siempre serán menores que los buzamientos verdaderos). Todos estos aspectos deben ser tenidos en cuenta cuando la geología de una región es evaluada desde una fotografía aérea (lo que se hará en el Trabajo Práctico Nº 4), para evitar desaciertos en la estimación de las potencias de las capas, o hasta la identificación de falsos pliegues: en efecto, si se compara el plano horizontal del bloque diagrama de la Fig. 5 con el rectángulo de la Fig. 10, se notará que el diseño de afloramiento de los estratos es idéntico, aunque la capa de la Fig. 10 no está plegada. Por otro lado, todos estos conceptos previos mejorarán la lectura de un mapa geológico.


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MAPAS GEOLÓGICOS

35. Los mapas geológicos representan la distribución areal de los diferentes tipos de rocas y de estructuras tectónicas, tal como aparecen en la superficie del terreno de una región determinada. No son simples esquemas o esbozos ilustrativos, sino síntesis gráficas de información, con normas precisas de construcción. En ellos, la litología se presenta mediante colores o rastras estandarizadas, mientras que las estructuras se muestran con símbolos de uso internacional. 36. Existen mapas de índole geológica más específicos que los indicados arriba, como los mapas hidrogeológicos, los estructurales, los geomorfológicos, etc., etc., que ahora no serán considerados por razones de conocimiento y tiempo. Esos mapas también se construyen siguiendo pautas establecidas. 37. Es raro que un mapa geológico se presente como información aislada, ya que lo normal es que sea parte de un reporte técnico o científico que contiene todos los detalles sintetizados por el mapa, mas otros que son poco posibles o imposibles de incluir en él, como la distribución de rocas en el subsuelo, por caso. De esta manera, si un cuerpo de roca determinado ocupa una porción ínfima del mapa, uno no debe anticiparse a creer que esa roca no es importante en la constitución geológica del área, ya que podría estar extendida (o no) en el subsuelo de la región mapeada. 38. Sintetizando, un mapa geológico común permite conocer la naturaleza real de las propiedades comentadas en el párrafo 1 para una zona determinada, siguiendo a los fines que allí también se indicaron. Su análisis o estudio será una necesaria primer aproximación a la geología del área, lo que estará condicionado por el grado de detalle del mapa y de las descripciones asociadas. 39. El último de los ejercicios a realizar en este Trabajo Práctico será con mapas geológicos verdaderos elaborados por la Secretaría de Minería de la Nación, en la forma de boletines que integran la “Carta Geológico-Económica de la República Argentina”. En tal oportunidad se explicarán detalles sobre los mismos, desde la forma de adquirirlos, hasta cómo se organizan las referencias litológicas a un costado del mapa propiamente dicho. Ahora es preciso conocer que, en muchos de esos mapas, las rocas no aparecen cartografiadas según la especie litológica precisa (p.e., granito,

gneiss, arenisca) sino como unidades litoestratigráficas: es decir, como cuerpos de rocas (sedimentarias, ígneas y/o metamórficas) o de sedimentos, distinguibles y delimitables de los adyacentes por una a varias de sus características litológicas. De esta manera, una sucesión de estratos de conglomerados, areniscas, limolitas, etc., podría ser definida como una unidad litoestratigráfica y mapeada como tal, siempre y cuando los atributos que la distinguen se mantengan casi constantes en un área considerable. En principio, esto evita la cartografía “estrato por estrato” que, de acuerdo al espesor de los mismos y a la escala del mapa, podría tornarse una tarea imposible. 40. Sin embargo, el propósito de la definición de unidades litoestratigráficas es bien diferente, y aquí vale una ejemplificación que resultará algo extraña al comienzo: en el planeta hay más de 5000 millones de seres humanos vivos, la mayoría de ellos completos y todos parecidos entre sí, salvo ligeras diferencias en altura, color de pelo o piel, etc., etc. A pesar de esto, todos tenemos nombre y apellido (y también un número cifrado) que nos diferencia de cualquier semejante: somos individuos a cierta escala, y no nos andamos reconociendo por nuestras dentaduras, huellas digitales o “señas particulares” policíacas. Justamente, las unidades litoestratigráficas se definen para poner “nombre y apellido” a los cuerpos de roca que existen en la Corteza Terrestre, con el objetivo final de inventariarlos y ordenarlos, tanto en el tiempo como en el espacio. Los seres humanos también estamos inventariados y ordenados, de diversas maneras. 41. Existen jerarquías en la clasificación litoestratigráfica, siendo la más importante de todas la de

la formación geológica, que es la primera en definirse. Luego pueden reconocerse o no miembros dentro de una formación (aquí sí se empieza a considerar la especie litológica, o un rasgo litológico menor, pero sobresaliente del resto de la formación, como el color de una roca), o reunir varias formaciones en un grupo. Al definir una unidad litoestratigráfica primero se la describe en sus rasgos que la distinguen y delimitan de los cuerpos de roca con los que está en contacto, después se define y describe detalladamente un perfil tipo y/o área tipo donde pueden verse claramente sus rasgos intrínsecos y sus límites, y por último se le da el rango y nombre correspondiente (por ejemplo, Fm. Paraná, si el perfil tipo se encuentra en la ciudad de Paraná o sus inmediaciones). En la Argentina han


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sido definidas centenas de formaciones geológicas, pero sólo una fracción de ellas ha sido aceptada por el uso “cotidiano”; inclusive, un mismo cuerpo de roca suele tener jerarquías o denominaciones diferentes en la misma o distintas zonas en las que aflora, dadas por los distintos autores que, sucesivamente, lo han estudiado. 42. En la definición de unidades litoestratigráficas tienen mucha importancia los contactos entre

los cuerpos de roca. En principio, ellos se dividen en concordantes y discordantes: los límites del estrato punteado que aparece en A, B, C y D de la Fig. 2 son todos contactos concordantes, mientras que en E sólo son concordantes los del techo y la base de esa capa; allí, el pasaje a la roca “con

círculos” se da mediante la superficie de discordancia que cruza en forma oblicua al gráfico. Una superficie de discordancia (o contacto discordante) representa un lapso de tiempo en el que no hubo sedimentación o primó la erosión; generalizando este concepto para incluir a las rocas ígneas y metamórficas, las discordancias son superficies que separan a cuerpos de roca de diferente edad (y así, todas las masas intrusivas de la Fig. 1 tienen contactos discordantes con las rocas de caja). 43. El perfil geológico de la Fig. 12 fue construido a partir de la correlación litoestratigráfica de los sondeos de perforación realizados en “a”, “b”, “c”,…”f”. Allí se registraron terminaciones abruptas de las capas (no originales, entonces) a lo largo de la línea “t-s”, producto del fallamiento de la secuencia que puso en contacto discordante a los estratos “u” y “v”, por ejemplo. Las implicancias de esa discordancia de origen tectónico (una falla directa, en este caso) serían considerables a los fines prácticos, si la capa “w” fuera un acuífero confinado entre los impermeables “v” y “x”, con la zona de recarga al Oeste del gráfico. 44. En la Fig. 13 se muestra una clara superficie de discordancia entre la formación “4” y las infrayacentes, de origen erosivo en este caso, y no tectónico como en el anterior. En otras palabras, hay varios tipos de discordancias, con sus denominaciones específicas (p.e., discordancia angular, erosiva, local, etc.). Si la formación “4” de la Fig. 13 fuera portadora de fósiles de dinosaurios, y la formación “5” de fósiles de homínidos o primates, el contacto entre ambas también sería discordante, y debería denominárselo paraconcordante.

Figura 12. Figura 13.

geologÍa estructural. mapas geolÓgicos

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