trabajo final geologia estructural

ÍNDICE

FALLAS DE EMPUJE.............................................................................................................................. 3

INTRODUCCIÓN........................................................................................................................3 Fallas de empuje de erosión.................................................................................................3 Fallas de empuje plegadas...................................................................................................3 Estructuras imbricadas.........................................................................................................3

SOBRECORRIMIENTOS..............................................................................................................4 Antepaís...............................................................................................................................4 Antepaís autóctonas.............................................................................................................4 Rocas alóctonas....................................................................................................................4 Nappe...................................................................................................................................4 Suela.....................................................................................................................................4

MAPAS PALINSPÁSTICOS..........................................................................................................5

FALLAS GRAVITACIONALES O NORMALES............................................................................................7

INTRODUCCIÓN........................................................................................................................7 POSICIÓN, TAMAÑO Y DISEÑO.................................................................................................7 FALLAS DE GRAVITACIÓN ESCALONADA:..................................................................................7 BLOQUES DE FALLA INCLINADOS:.............................................................................................8 GRABEN Y HORSTS....................................................................................................................8 FALLAMIENTO INTERMITENTE:.................................................................................................8

FALLAS DE DESPLAZAMIENTO DE RUMBO...........................................................................................9

CARACTERES ESENCIALES.........................................................................................................9 FALLAS DE DESPLAZAMIENTO DE RUMBO DIAGONALES A EJES DE PLIEGUES..........................9

Montes jura..........................................................................................................................9 Origen de las fallas de desplazamiento de rumbo diagonal...............................................10

FALLAS DE DESPLAZAMIENTO DE RUMBO PERPENDICULARES A EJES DE PLIEGUES..............10 FALLAS DE DESPLAZAMIENTOS DE RUMBO QUE LIMITAN UN BLOQUE DE CORRIMIENTO...11 FALLAS DE DESPALAZAMIENTO DE RUMBO LONGUITUDINALES............................................11 FALLAS DE DESPLAZAMIENTO DE RUMBO APARENTEMENTE MÁS JÓVENES QUE LOS

PLIEGUES ASOCIADOS.............................................................................................................12

CAUSA DE LA FORMACIÓN DE PLIEGUES Y FALLAS.............................................................................13

INTRODUCCIÓN:.....................................................................................................................13 PROCESOS TECTÓNICOS:........................................................................................................13

COMPRESIÓN HORIZONTAL................................................................................................13 TENSIÓN HORIZONTAL.......................................................................................................13 INTRUSIÓN DEL MAGMA....................................................................................................14 INTRUSIÓN DE DOMOS DE SAL...........................................................................................14 MOVIMIENTOS VERTICALES DE ORIGEN NO ESPECIFICADO...............................................14

PROCESOS NO TECTONICOS...................................................................................................14 RASGOS ESTRUCTURALES FORMADOS CERCA DE LA SUPERFICIE, BAJO LA INFLUENCIA DE

LA GRAVEDAD....................................................................................................................14 Reptación de ladera.-.........................................................................................................14 Estructuras de colapso.-.....................................................................................................15 Cambers.............................................................................................................................15

MINAS Y METALURGIA Página 1

Estructuras de inclinación y falla........................................................................................15 Deslizamiento de tierra.......................................................................................................15 Compactación diferencia de sedimentos............................................................................15 PROCESOS QUIMICOS.........................................................................................................15 Glaciación...........................................................................................................................15 DEFORMACIÓN CONTEMPORANEA....................................................................................16

DISCORDANCIAS............................................................................................................................... 17

INTRODUCCION......................................................................................................................17 CLASES DE DISCORDANCIAS....................................................................................................17

Discordancia angular..........................................................................................................17 Discordancia erosiva...........................................................................................................17 Discordancia local...............................................................................................................17

RECONOCIMIENTO DE DISCORDANCIAS.................................................................................18 En un afloramiento.............................................................................................................18 Levantamiento regional......................................................................................................18 Contrastes pronunciados en grado de diagénesis...............................................................18 Contrastes pronunciados en grado de metamorfismo........................................................18 Contrastes pronunciados en la intensidad del plegamiento...............................................19 Relación con las rocas plutónicas.......................................................................................19 Registro paleontológico......................................................................................................19

CRITERIOS PARA DIFERENCIAR FALLAS DE DISCORDANCIAS...................................................19

CLIVAJE Y ESQUISTOSIDAD................................................................................................................ 21

INTRODUCCIÓN......................................................................................................................21 TERMINOLOGÍA DESCRIPTIVA PARA EL CLIVAJE Y ESQUISTOSIDAD........................................21

Clivaje pizarreño o esquistosidad........................................................................................21 Clivaje de fractura..............................................................................................................22 Clivaje de transposición......................................................................................................22 Clivaje de Estratificación.....................................................................................................22

ORIGEN DEL CLIVAJE...............................................................................................................22

LINEACION........................................................................................................................................ 24

NATURALEZA DE LA LINEACIÓN..............................................................................................24 REPRESENTACION GRAFICA DE LA POSICION DE LA LINEACION.............................................25 REACION CON LA ESTRUCTURA PRINCIPAL Y ORIGEN............................................................25

CANTOS RODADOS OOLITAS Y GRANOS DE MINERALES, DEFORMADOS............................25 MINERALES ALARGADO......................................................................................................26 INTERASECCION DE ESTRATIFICACION Y CLIVAJE...............................................................26 ARRUGAS............................................................................................................................26 ESPEJOS DE FRICCION Y RAYAS DE MINERALES..................................................................26 BOUDINAGE, FORMACION DE VARILLAS Y ESTRUCTURA DE MURILLO...............................27 ORIENTACIONES INCONGRUENTES.....................................................................................27

EJE DE REFERENCIAS...............................................................................................................27 RELACIONES ENTRE LAS ESTRUCTURAS MENORES Y LOS SOBRECORRIMIENTOS...................27

FALLAS DE EMPUJE


INTRODUCCIÓNLas fallas de empuje son aquellas en las cuales el techo asciende en relación al piso, esto significa un acortamiento cortical e implica compresiones imposible determinar que pared ha sido el elemento activo pero si es posible determinar que bloque se movió se ha establecido que cuando el piso se mete debajo del techo es un bajocorrimiento mientras que si el piso pasa sobre el techo se llama sobrecorrimiento.

ORIGENAlgunas fallas de empuje se produce cuando se forma una estructura que corta con gran ángulo la estratificación de un limbo de un pliegue.

Una falla de empuje que sigue un plano de estratificación se conoce como una falla de orige de estratificación.

En los estratos subhorizontales la fractura puede seguir un plano de estratificación por una larga distancia y los estratos superiores se pueden deslizar centenares de metros.

Las fallas de empuje pueden emerger sobre la superficie de la tierra para formar escarpas de falla estas escarpas son asociadas a las fallas de empuje de gran ángulo y los bloques de cada lado de la falla pueden estar inclinados.

Fallas de empuje de erosiónSon una falla de empuje de pequeño ángulo emerge a la superficie de la tierra el techo se puede mover horizontalmente una distancia considerable sobre una superficie de erosión estas fallas se reconocen comúnmente por el hecho de que las rocas del techo son más antiguas que las del piso.

Fallas de empuje plegadasEstas fallas de empuje son planos relativamente lisos en una etapa de su desarrollo posteriormente son plegados.

Estructuras imbricadasEstas estructuras son llamadas a veces estructuras de tejado consisten en varias fallas de empuje que se inclinan en la misma dirección y los estratos se inclinan en la misma dirección que las fallas y con ángulos similares.

SOBRECORRIMIENTOSLos sobrecorrimientos son rasgos geológicos espectaculares a lo largo de los cuales grandes masas de roca se han desplazado a considerables distancias un sobrecorrimiento se puede definir como una falla de empuje con una inclinación inicial de 10 grados o menos y desplazamiento neto que se mide en kilómetros.


La zona de la raíz de un sobrecorrimiento es la esposicion del mismo cerca de su lugar de origen. El rechazo estratigráfico a lo largo d los sobrecorrimientos pueden de ser de miles de metros y en muchos casos se puede determinar con precisión considerable.

En muchas regiones puede haber mas de un sobrecorrimiento y en cada uno de elos el desplazamiento se mide en kilómetros cada bloque entre dos sobrecorrimientos es una lamina sobrecorrida.

AntepaísEs la región que está enfrente de un sobrecorrimiento en el antepais puede haber pequeñas fallas de empuje con un desplazamiento neto de centenares o aun miles de metros pero no hay sobrecorrimientos.

Antepaís autóctonasSon las rocas de antepaís que están esencialmente donde fueron depositadas es decir son formadas en donde se encuentran.

Rocas alóctonasSon las rocas de laminas sobrecorridas y estas han viajado muchos kilómetros desde su lugares de origen de deposición es decir que son formadas en algún otro lugar

NappeUn nappe o cobijadura es una gran masa de rocas que se ha movido hacia adelante más de 1600 metros desde su deposición original ya sea por sobrecorrimiento o por plegamiento recumbente.

SuelaEs el sobrecorrimiento más bajo que separa las rocas que estan esencialmente in situ de aquellas que han sido movidas, muchas fallas de empuje menores y todas muy inclinadas al este producen una estructura imbricada bien desarrollada.

No siempre resulta fácil determinar la dirección del movimiento de los sobrecorrimientos anteriormente los geólogos suponían que el desplazamiento neto era directamente hacia arriba en la dirección de la inclinación esto probablemente sería correcto en un sobrecorrimiento no plegado. La mayoría de los casos se cree que el movimiento fue esencialmente perpendicular al rumbo promedio del sobrecorrimiento.

Algunos de los grandes sobrecorrimientos se pueden seguir por largas distancias en la dirección del rumbo. El rechazo estratigráfico puede ser de varios kilómetros a lo largo del sobrecorrimiento y el desplazamientos neto puede medirse en kilómetros o en decenas de


kilómetros. Se supuso durante mucho tiempo que los bloques sobrecorridos se movieron hacia adelante debido a que fueron presionados desde atrás.

MAPAS PALINSPÁSTICOSMuestran la geografía de alguna época especifica del pasado gran parte de estos mapas muestran meramente la distribución de la tierra y mares otros mas elaborados muestran además la ubicación de cadenas de montañas y el espeso de los sedimentos acumulados.

Un mapa paleogeológico es el mapa geológico de un área tal como hubiera aparecido en algún momento especificado del pasado.

Los mapas palinspásticos ponen las rocas en su posición presunta antes del plegamiento y sobrecorrimiento este ideal resulta a menudo difícil ponerlo en práctica debido a la falta de información adecuada sobre el valor del acortamiento cortical.


FALLAS GRAVITACIONALES O NORMALES

INTRODUCCIÓNLas fallas gravitacionales son aquellas en las cuales el techo descendió en relación con el piso, implicando un alargamiento de la corteza de la tierra. Hay posibilidades concernientes al movimiento real medido desde un nivel de referencia, tal como el nivel del mar o el centro de la tierra. Si el piso permanece estacionario el techo desciende o viceversa; ambos pueden descender, pero el techo más que el piso o ambos ascienden pero el piso más que el techo.

En algunos casos hay evidencias de que el piso se ha movido hacia arriba a lo largo de una falla gravitacional de gran ángulo, o de que el techo ha ascendido a lo largo de una falla de empuje de gran ángulo se usa el termino upthrush.

Muchos geólogos usan el término falla normal con preferencia a falla gravitacional, pero falla normal tiene significado diferente.

POSICIÓN, TAMAÑO Y DISEÑOLa inclinación de las fallas puede variar entre vertical y horizontal, pero las inclinaciones mayores de 45° son más comunes que las menores. Además también varían en tamaño, desde microscópicas hasta decenas de km de longitud y un desplazamiento neto que se mide en miles de metros.

El diseño que muestran en planta las fallas gravitacionales es variado. Las fallas individuales son bastante rectas, pero pueden ser sinuosas o irregulares, con bruscos cambios de rumbo. En muchos casos, dos o más fallas gravitacionales son paralelas entre sí.

FALLAS DE GRAVITACIÓN ESCALONADA:Las fallas escalonadas son aquellas en las que el bloque descendido está del mismo lado, en varias fallas paralelas. Los rasgos más conspicuos que resultan de las fallas gravitacionales son los cordones formados por fallas escalonadas, los bloques de falla inclinados, los horst y los garben.

Se han revelado más de 90 fallas de rumbo noreste, de las cuales la mayoría de más de 8 km de longitud y una, por lo menos de 16 km de largo. Las inclinaciones de las fallas varían entre 10 y 80 grados, el máximo rechazo estratigráfico registrado es de entre 150 y 180 m. la mayoría de las fallas son de tipo gravitacional, pero algunas son fallas inversas, y en otras ha existo una componente de desplazamiento de rumbo en movimiento. Esta cadena fallada se debe a una cúpula originada por el movimiento hacia el este del bloque sur, en relación con el bloque norte.


BLOQUES DE FALLA INCLINADOS:La formación de fallas gravitacionales está acompañada, por la inclinación de los bloques sobre uno o ambos lados de la falla. De este modo resultan bloques de falla inclinados. En muchos casos no existe expresión topográfica de los bloques fallados .

Las montañas que se alzan obre los valles son una variedad de montañas de bloques de falla, algunas son pilares.

Los bloques de falla inclinados se reconocen por la inclinación de uno o más planos de referencia, tales como los planos de estratificación. En algunos casos, una superficie de erosión antigua puede estar rota e inclinada. Estas superficies de erosión son útiles en aquellas regiones cuyo substrato esta formado por rocas graníticas, o donde los estratos fueron muy deformados antes de ser afectados por las fallas gravitacionales.

GRABEN Y HORSTSUn garben o fosa tectónica, es un bloque largo comparado con su ancho, que ha descendido en relación con los bloques de los costados.

Un horst o pilar tectónico, es un bloque alargado, que ha ascendido en relación con los bloques de los costados.

Las fallas marginales son empinadas, y en la mayoría, son fallas gravitacionales o esencialmente verticales.

La mayoría de las secciones transversales de graben se basan en datos de la superficie, y se dispone de muy poca información sobre lo que sucede en la profundidad. La geología del petróleo ha hecho grandes contribuciones a este problema.

Los criterios que se dan para probar la presencia de las fallas: la estructura interna de la cadena esta truncada por el frente de montaña; las escarpas de piedemonte, que llegan a 60 m de altura, cortan substrato, aluvio y morenas glaciares; se ven facetas triangulares en el lado oeste de la cadena, y en dos localidades está expuesto el plano de falla.

FALLAMIENTO INTERMITENTE:El movimiento a lo largo de las fallas es intermitente, y un período de movimientos relativos rápidos puede ser seguido por un largo intervalo de quietud, durante el cual la erosión destruye parcial o completamente la expresión topográfica de la falla.


FALLAS DE DESPLAZAMIENTO DE RUMBO

CARACTERES ESENCIALESLas fallas de desplazamiento de rumbo, o transcurrentes, son aquellas a lo largo de las cuales el desplazamiento es principalmente paralelo al rumbo de la falla. La mayoría son empinadas y rectas; es característica la trituración de las rocas en su vecindad, y las fallas mayores de este tipo son, generalmente, zonas de falla más bien fracturas únicas, bien definidas.

Los rifts son fallas de desplazamiento de rumbo que son paralelas a la estructura regional. Se han propuesto varios nombres para aquellas fallas de desplazamiento de rumbo que son transversales

Es difícil demostrar una falla de este tipo. Idealmente para calcular su desplazamiento neto, dos o más estructuras planares, con posiciones diferentes, deben ser rotadas por la falla.

Los rasgos estructurales que han sido desplazados por las fallas de desplazamiento de rumbo son: estratos o deformaciones, diques o vetas, planos axiales y ejes de pliegues, cencas sedimentarias, cursos de agua, stocks graníticos y zonas de metamorfismo.

FALLAS DE DESPLAZAMIENTO DE RUMBO DIAGONALES A EJES DE PLIEGUES

Montes jura Ubicados en el norte d suiza en partes adyacentes de Francia se han descrito ejemplos soberbios de estas fallas. Las rocas mesozoicas exhiben el tipo Apalaches de plegamiento. Las fallas son diagonales más bien que perpendiculares a los ejes de los pliegues. Las fallas son, verticales y algunas de ellas tienen espejos de fricción horizontales rudos. Tienen cerca de 48 kilómetros de longitud, el desplazamiento neto casi horizontal es de 960 metros, pero a lo largo del extremo sur el desplazamiento es de 9.6 kilómetros los ejes de los pliegues son desplazados por las fallas las cuales tienen umbos que forman ángulos de 80 grados en el sentido del reloj, con líneas dibujadas perpendicularmente a los ejes de los pliegues. Todas estas fallas son izquierdas. Una falla, y pare de otra, tienen rumbos que forman ángulos de 30 grados, en dirección contraria al reloj, con líneas perpendiculares a los ejes de los pliegues; estas fallas son derechas.

Puede parecer incongruente que en esta falla en el extremo sur el bloque oeste se mueva hacia el norte, mientras que en el extremo norte el bloque oeste se mueva al sur. Esto es posible porque en el punto donde la falla hace una curva aguda, los estratos sobre el lado oeste están plegados más intensamente que los del lado oeste.


Origen de las fallas de desplazamiento de rumbo diagonal.E.M.Anderson

Ha dado una explicación de estas fallas tales como las que se presentan en los montes jura que cumplen totalmente con esta teoría.

Si una serie de rocas sedimentarias es comprimida a lo largo de líneas norte sur, los ejes de pliegues resultantes estarán orientados este osete. A veces, las rocas pueden ser muy frágiles que pueden ceder a la ruptura. Se pueden formar dos juegos de fracturas de cizalla. Si el eje de mínimo esfuerzo es vertical se formaran dos juegos de fractura de cizalla de rumbo este oeste uno; uno de ellos se inclinara alrededor de 30 grados norte y el otro 30 grados sur. Si a lo largo de estas fracturas tiene lugar un desplazamiento, el techo se mueve sobre el piso y se producen fallas de empuje. Sin embargo, si el eje de minio esfuerzo tiene rumbo este oeste y es horizontal los dos juegos de fractura son verticales y tienen rumbos N30°O y N30°E. Cualquier movimiento a lo largo de las fracturas será de desplazamiento de rumbo. El juego N30°O será derecho, y el N30°E será izquierdo.

FALLAS DE DESPLAZAMIENTO DE RUMBO PERPENDICULARES A EJES DE PLIEGUESNo todas las fallas de desplazamiento de rumbo son diagonales a los ejes de los pliegues. En el distrito de Gold Hill, ha revelado un gran número de fallas de desplazamiento de rumbo. La estructura es extremadamente compleja porque las rocas han estado sometidas a 5 ciclos mayores de deformación durante el mesozoico superior y el terciario inferior. Durante cada uno de los cinco ciclos se desarrollaron pliegues, fallas de empuje, fallas de desplazamiento de rumbo, y fallas diagonales. Las cuatro fallas principales de desplazamiento de rumbo norte sur, con ángulos de 20 a 30 grados en la dirección del reloj, expuestas en longitudes de 4.8 a 12.8 km son perpendiculares a los ejes de los pliegues.

Es evidente de desplazamiento de rumbo no guardan las relaciones simples que surgen de la teoría presentada. Hay varias razones posibles.

1.-la teoría supone que la misma fuerza que causo la ruptura inicial ocasiono también el movimiento a lo largo de esa ruptura y además que las fallas están en estrecha relación genética con los pliegues. No obstante, las fracturas se pueden formar bajo un juego de fuerzas, pero en movimiento real puede tener lugar bajo fuerzas diferentes. Por ejemplo, una falla gravitacional muy inclinada puede ser posteriormente utilizada por movimientos de desplazamientos de rumbo.

2.-la teoría supone que la región sujeta a deformación era relativamente homogénea. La región de Gold Hill es ahora una porción totalmente heterogénea de la corteza terrestre, y alcanzo esa condición a través de 5 ciclos orogénicos sucesivos. Después del primer ciclo que heterogénea.


FALLAS DE DESPLAZAMIENTOS DE RUMBO QUE LIMITAN UN BLOQUE DE CORRIMIENTO Un bloque limitado por dos fallas de desplazamiento de rumbo se pueden mover hacia adelante entre os terrenos relativamente estacionarios de cada lado. En muchos casos, el bloque en movimiento esta tan bien separado por un sobre corrimiento del bloque estacionario que está debajo, por lo tanto el bloque en movimiento esa limitado por una fractura en forma de cuchara, y las fallas de desplazamiento de rumbo a los costados de la misma. Un ejemplo es el bloque de corrimiento Cumberland, del suroeste de Virginia cuentan con 200 km de largo y 40 de ancho, ha sido corrido hacia el noroeste a lo largo del sobre corrimiento Pime Mountain que reaparece en varias ventanas 24 km al sudeste del frente del bloque corrido. El desplazamiento neto es de 9.2 km. Este bloque está limitado al sudoeste por la falla de desplazamiento de rumbo Jacksboro, a lo largo de la cual el Cumberland se ha movido 16 km al noreste. El límite del bloque por el nordeste es la falla del desplazamiento del rumbo Russell Fork sobre la cual el bloque se ha movido hacia el noroeste unos 3.2 km. Por lo tanto el bloque corrido parece haber rotado al moverse al noroeste, viajando al extremo sudoeste considerablemente más lejos que el nordeste.

FALLAS DE DESPALAZAMIENTO DE RUMBO LONGUITUDINALES Los RIFTS, es decir las fallas de desplazamiento de rumbo paralelo a la estructura general se california. El más grande de de estos el RIFTS San Andrés se extiende 960 km en dirección noroeste. Esta es una zona de falla en la cual el jaboncillo o brecha tiene en algunos lugares 90 metros de espesor la zona puede ser mucho más ancha, pero o está claro cuánto de esta está relacionada con el movimiento a lo largo de la falla y cuando representan deformaciones anteriores a la inclinación de la falla. La falla está marcada topográficamente por escarpas colinas, lagunas de hundimiento y depresiones que tienen de 0.3 a 30 metros de profundidad

El terreno de san francisco del 18 de abril de 1906 fue causado por movimientos a lo largo de esta falla el bloque del lado nordeste se movió hacia el sudeste en relación con el bloque del lado sudoeste. El movimiento ocurrió sobre 430 km de la calle el desplazamiento fue de 4 metros. No existe el periodo en que la falla ha estado activa y sobre la cantidad de desplazamiento neto. Algunos geólogos creen que se formó hasta el pleistoceno otros creen que fue mucho antes. Crowell ha mostrado recientemente que los sedimentos clásicos de esos de esta falla han sido desplazados de 24 a 40 km el noroeste. Se ha sugerido que el desplazamiento neto de la falla de san Andrés pudo haber sido de 192 km desde el cretácico, y de 560 desde el jurásico

Se cree que los RITFS de california son formadas por fuerzas compresivas actuando en dirección norte sur pero no cumplen totalmente con la teoría ya que sulos son de 100 grados y no de 60 o 70 sus ángulos como esta lo haría esperar además que la corteza de california e heterogénea


FALLAS DE DESPLAZAMIENTO DE RUMBO APARENTEMENTE MÁS JÓVENES QUE LOS PLIEGUES ASOCIADOSEl desplazamiento a lo largo de una falla no es necesariamente el mismo que el desplazamiento neto. Campbell ha calculado mediante el análisis geométrico de diques más antiguos diversamente orientados por la falla. Que en la ciudad de Yellouuknife el bloque este de la falla es obvio hacia

Arriba y en dirección al norte. Calculo que el desplazamiento de umbo es de 4920 más menos 210 metros. Es decir, el desplazamiento de rumbo s de unos 4900 metros y busa 5 o 6 grados al sur. Estas fallas de desplazamiento de rumbo son mucho más jóvenes que el plegamiento de las rocas volcánicas y sedimentarias del área. El plegamiento es sarcaico mientras que los diques diabasa desplazados sobre protozoicos superior.


CAUSA DE LA FORMACIÓN DE PLIEGUES Y FALLAS

INTRODUCCIÓN:Los pliegues, lo mismo que las fallas, se clasifican a menudo como de origen tectónico o no tectónico. Los de origen tectónico resultan mas o menos directamente de fuerzas que operan dentro de la corteza de la tierra. Los de origen no tectónico son, en gran parte, el resultado de movimientos producidos por la gravedad cerca de la superficie de la tierra.

PROCESOS TECTÓNICOS:Los procesos tectónicos que se consideran son: 1) Compresión horizontal, 2) Tensión Horizontal, 3) Intrusión de magma, 4) Intrusión de sal y 5) Fuerzas verticales de origen no específico

COMPRESIÓN HORIZONTAL.La compresión horizontal es una fuerza compresiva que actúa paralelamente a la superficie de la tierra.

Las principales causas de esta compresión son:

LA TEORIA DE LA CONTRACCION supone que el interior de la tierra ha estado contrayéndose progresivamente a través de los tiempos geológicos esto se debe a el enfriamiento, formación de minerales más densos y extracción de maga.

Muchos geólogos han considerado importante la deriva continental. Suponiendo que las masas continentales rígidas son lo suficientemente móviles como para moverse sobre la superficie de la tierra y plegar los sedimentos que tienen a su frente

Otra hipótesis nos dice que es el resultado del movimiento pendiente abajo , alejándose del domo. La fuerza disponible es una función del peso de los sedimentos, la pendiente del domo y la fricción entre la parte estacionaria del domo y los sedimentos que se deslizan.

La corteza se pliega hacia abajo formando una raíz y los sedimentos suprayacentes, obligados a ocupar un área menor que antes, se pliegan.

TENSIÓN HORIZONTALLa tensión horizontal causaría falas gravitacionales. La corteza cede a lo largo de fracturas verticales de tensión, o a lo largo de fracturas de cizalla con una inclinación de 60 grados.


INTRUSIÓN DEL MAGMALa intrusión de magma puede causar plegamientos el ejemplo más claro son los lacolitos que no solo son los sedimentos suprayacentes que son arqueados en forma de domo, sino que también e techo puede ser fracturado y fallado.

Las cuencas asociadas con los lapolitos están asociadas genéticamente con la intrusión de magma.

INTRUSIÓN DE DOMOS DE SALDescriben levantamientos y formación de fallas asociadas con el emplazamiento de domos de sal y estos son rasgos estructurales pequeños raramente de más de unos pocos kilómetros de diámetro.

MOVIMIENTOS VERTICALES DE ORIGEN NO ESPECIFICADOSe da debido al estiramiento de las rocas y se desarrollan fuerzas tensiónales, las rocas ceden por ruptura y se producen movimientos a lo largo de las fracturas resultantes

El domo y las fallas se pueden producir simultáneamente. Si la formación del domo continua después que se ha producido un cierto numero de fracturas, los bloques individuales serán levantados diferencialmente y algunos bloques podrán hundirse.

PROCESOS NO TECTONICOS

Entendemos por procesos no tectónicos aquellos que no están directamente relacionados con movimientos dentro de la corteza terrestre, la deformación es generalmente el resultado indirecto de movimiento dentro de la tierra. Los rasgos estructurales se clasifican: 1) los formados cerca de la superficie, bajo la influencia de la gravedad, 2) los relacionados con procesos químicos y 3) relacionados con glaciación.

RASGOS ESTRUCTURALES FORMADOS CERCA DE LA SUPERFICIE, BAJO LA INFLUENCIA DE LA GRAVEDAD

Reptación de ladera.-En muchas aéreas, especialmente aquellas que no han estado galicadas, no es raro encontrar rocas incompetentes, tales como lutitas, hundiéndose en la ladera.


Estructuras de colapso.-Goguel y Harrison han descrito estructuras de colapso como un gran bloque de caliza bajo la influencia de la gravedad la cual se a deslizado sobre las lutitas mas jóvenes . parece un corrimiento de origen tectónico pero el proceso en si mismo es un deslizamiento de tierras.

CambersCambers en el área de Northampton son esencialmente horizontales y en consecuencia la inclinación de la arenisca no es tectónica. Cuando la erosión corto los sedimentos para formar el valle de Weeland, la arcilla del Lias superior fluyo hacia el valle y fue transportado a lo largo de este ultimo y se fue hundiendo gradualmente.

Estructuras de inclinación y fallaLos estratos más competentes pueden deslizarse pendiente abajo, romperse y desarrollar una estructura de inclinación y falla.

Deslizamiento de tierra.Los bloques están separados entre sí por fracturas que en todo sentido de la palabra son fallas pero de origen no tectónico.

Compactación diferencia de sedimentosAlgunos pliegues anticlinales y sinclinales se deben a movimientos hacia debajo de masas de roca directamente bajo la influencia de la gravedad. Aunque los anticlinales que resultan de la compactación diferencia de sedimentos sobre colinas sepultadas tienen inclinaciones comparativamente pequeñas forman trampas importantes para la acumulación del petróleo.

PROCESOS QUIMICOSLas aguas en evaporación depositan muy comúnmente sulfato de calcio en forma de anhidrita se agrega agua para convertirla en yeso. Si los estratos son horizontales los estratos engrosan pero no desarrollan pliegues.

Si se disuelven estratos subhorizontales de sal o de alguna otra roca las formaciones suprayacentes se hundirán irregularmente formando cuencas y domos

GlaciaciónEl hielo glacial empujado contra la pendiente empinada de una cuesta puede plegar los sedimentos si estos se encuentran poco consolidados. Además el hielo puede pasar por encima de sedimentos débiles produciendo pliegues de arrastre.


La deformación es parcialmente el resultado de congelación y derretimiento diferencial pero es también la consecuencia de la formación y fusión de masas de hielo de fondo.

DEFORMACIÓN CONTEMPORANEAEn sedimentos blandos se pueden formar pliegues y fallas debido al deslizamiento por pendientes suaves los planos axiales de los pliegues y las fallas se inclinan en la dirección desde la cual viene el deslizamiento es probable que en el momento de la deformación la capa perturbada estuviera cubierta por sedimentos mas jóvenes.

En otros casos es evidentemente que los estratos se deslizan cuando estaban en el tope y cubiertos solamente por agua porque los sedimentos suprayacentes descansan sobre ellos en discordancia.

Puede ser difícil distinguir entre las características resultantes de deformación contemporánea son similares a los pliegues de arrastre


DISCORDANCIAS

INTRODUCCIONSon rasgos estructurales aunque en su origen intervienen procesos erosiónales y deposicionales como también tectónicos, su utilidad es para datar movimientos, orogénicos y epirogenicos.

Una discordancia es una superficie de erosión o de no deposición. El desarrollo de una discordancia comprende de varias etapas: la primera es la formación de la roca mas antigua, seguida en el mayor de los casos de levantamientos y erosión subaérea, se depositan finalmente los estratos mas jóvenes. En la discordancia pueden participar rocas de varios orígenes como: sedimentarias, volcánicas, plutónicas o metamórficas

CLASES DE DISCORDANCIASHay varias clases de discordancias y la distinción entre ellas depende de las rocas implicadas y de la historia tectónica.la variedades más importantes son: discordancia angular, discordancia erosiva, discordancia local.

Discordancia angularEn la discordancia angular las rocas no son paralelas. Estas rocas fueron deformadas hasta adoptar inclinaciones ya sea por plegamiento o por inclinación de bloques fallados. La erosión que siguió probablemente por el curso del agua pero posiblemente marina rebajo la región hasta la superficie eventualmente ceso la erosión y se depositaron conglomerados, la arenisca y la lutita más jóvenes.

Discordancia erosivaEn esta a la formaciones en ambos lados son paréalas una discordancia erosiva cubre una área y representa un intervalo grande de tiempo.

Discordancia localEs similar a la discordancia erosiva pero como su nombre lo indica es claramente local en extensión y el periodo comprendido es corto. En la deposición de sedimentos de origen continental como gravas arenas y arcillas los cursos del agua pueden errar de un lado a otro a través de una cuenca de deposición.

En cierto sentido una discordancia local es una discordancia erosiva de pequeña extensión que representa un intervalo corto de tiempo.


RECONOCIMIENTO DE DISCORDANCIAS

En un afloramientoLas discordancias pueden ser pequeñas de solo unos pocos metros de extensión puede ser una abertura artificial como una cantera o la pared de un cañón como la del Gran Cañón del rio colorado.

En una discordancia angular la falta de paralelismo de los estratos en los lados opuestos del contacto serán fácilmente observables.

Los estratos que se apoyan directamente pueden consistir en conglomerados con clastos derivados de las formaciones infrayacentes si el conglomerado tiene poco espesor puede estar concentrado en pequeñas depresiones erosionadas en estratos blandos situados debajo de la discordancia.

La discordancia puede reconocerse fácilmente en afloramientos si hay un fuerte contraste de color entre las rocas de encima y debajo de la discordancia si la discordancia es ondulada y especialmente si hay un conglomerado apoyado sobre la misma la naturaleza del contacto es evidente. Las rocas encima de una discordancia pueden contener fragmentos de roca ígnea intrusiva más antigua ya sea como de clastos fácilmente reconocibles o pequeños trozos solamente reconocibles con microscopio.

Levantamiento regionalEl levantamiento puede poner en evidencia una discordancia erosiva aunque en cualquier afloramiento los estratos en los lados opuestos del contacto puede parecer paralelos entre si el levantamiento podrían demostrar que los estratos más jóvenes truncan a los más antiguos el truncamiento se puede deber a la acción de fallas y en consecuencia solo es posible encontrar una solución si el contacto es visible.

Los estudios regionales podrían sugerir una no-concordancia si las rocas sedimentarias contienen lastos de la roca plutónica expuesta en la superficie podría ser una falla y la no-concordancia misma no es necesariamente visible.

Contrastes pronunciados en grado de diagénesis.Un contraste de diagénesis indica una discordancia. Si areniscas bien cementadas y lutitas compactas aparecen asociadas con arena y arcilla se puede presumir que el material consolidado no se apoya en discordancia sobre las rocas mencionadas en primer término.

Contrastes pronunciados en grado de metamorfismoEl grado de metamorfismo se define generalmente por la naturaleza de los minerales que resultan de la cristalización.

Bajo condiciones de metamorfismo regional una lutita se convierte en una pizarra o filita con minerales como seicita y clorita. A medida que se alcaza zonas de mayor intensidad de


metamorfismo aparecen sucesivamente biotita, granete, estaurolita y sillimanita. La mayoría de estos minerales persisten en zonas de mayor intensidad.

Si se encuentran pizarras y esquisto sillimanitico en afloramientos adyacentes existe probablemente una discordancia y la roca con mayor grado de metamorfismo es la de mayor antigüedad.

Contrastes pronunciados en la intensidad del plegamientoSi en un área algunas formaciones están fuertemente plegadas mientras otras estan suavemente inclinadas o son horizontales las rocas menos deformadas se apoyan en discordancias sobre las otras.

Mientras que una arenisca maciza potente puede formar unos pocos pliegues anchos y abiertos, estratos de lutita deformados al mismo tiempo pueden formar muchos pequeños pliegues apretados.

Es evidente que las variaciones del grado de plegamiento no son un criterio muy confiable para determinar discordancias.

Relación con las rocas plutónicasEstas pueden estar separadas entre sí por granito y no estar en un lugar de contacto entre ellas las formaciones están encima y debajo de una discordancia respectivamente.

Registro paleontológico El registro paleontológico puede indicar una discordancia si sobre una roca con fósiles del Triásico superior se apoyan directamente rocas con fósiles del Cretácico inferior se ve claramente que existe un intervalo que representa todo el periodo Jurásico aun cuando los estratos pueden parecer concordantes.

CRITERIOS PARA DIFERENCIAR FALLAS DE DISCORDANCIAS

En varios lugares se ha hecho referencia al peligro de confundir fallas con discordancias. Las fallas de inclinaciones diagonales y transversales no ofrecen dificultades. No obstante si la estratificación en uno o ambos lados del contacto tienen el mismo que este puede existir ya sea una falla o una discordancia sobre las formaciones o el contacto puede der una falla y cualquiera de los dos grupos de formación el más antiguo.

En una región de suficiente relieve puede ser posible determinar la posición del contacto por su relación con la topografía bajo con las condiciones más simples la inclinación de la


discordancia seria esencialmente paralela a la de los dos estratos de la formación cuanto mayor sea la divergencia de la inclinación del contacto con la de la formación mayor será la posibilidad de que el contacto sea una falla.

En definitiva se debe hacer todo lo posible para observar el contacto en el terreno si es una discordancia la roca más antigua puede presentar una pequeñas protuberancias en la más moderna y sobre el contacto puede apoyarse un conglomerado o arenisca con fragmentos de la roca mencionada en primer término. En una discordancia no se observan espejos de fricción, jabocillo y brecha que en una falla estarán probablemente presentes. Sin embargo algunas fallas dan contactos bien definidos, netos desprovistos de esas características.


CLIVAJE Y ESQUISTOSIDAD.

INTRODUCCIÓNEl clivaje también llamado clivaje de roca, para distinguirlo del clivaje mineral, es la propiedad de las rocas a la cual se rompen a lo largo de las superficies para lelas de origen secundario. En muchos casos, el clivaje de la roca está inclinado con respecta a la estratificación, pero pude ser a veces paralelo a l clivaje de la roca que se encuentra en rocas que están suficientemente recristalizadas como para ser llamadas esquito o gneis. Así la foliación secundaria de una pizarra puede ser llamada clivaje. Mientras que una estructura similar en un esquito micáceo será denominada esquistosidad. También hay rocas de transición a las cuales se puede aplicar una propiedad cualquiera de los dos términos.

Un esquito es una roca metamórfica que posee esquistosidad pero que no se caracteriza por capas de composición mineralógica distinta. Un gneis es una roca metamórfica o ígnea que se caracteriza por bandas alternadas, generalmente separada por unos pocos milímetros centímetros de espesor, la composición mineralógica distinta en muchos casos esta banda es rica en minerales claros, en otras abundan los minerales oscuros, las capas pueden tener foliación o carecer de ella. Los paraesquistos o paragénesis son esquito ortogneis son esquistos y gneises respectivamente d origen ígneo.

La posición de clivaje y la esquistosidad se mide de la mima manera que la estratificación el rumo es la orientación de la línea horizontal, en el plano del clivaje, la inclinación que es el Angulo entre el clivaje y el plano horizontal, se mide perpendicularmente al rumbo.

TERMINOLOGÍA DESCRIPTIVA PARA EL CLIVAJE Y ESQUISTOSIDAD.En consecuencia la nomenclatura debe ser dentro de lo posible, descriptiva más bien que genética. Sin embargo los términos deben ser aquellos que estén bien establecidos por el uso. En un posterior se tratan los problemas genéticos comprendidos.

Clivaje pizarreño o esquistosidad.Son causados por la disposición paralela de minerales laminares, tales como las micas y cloritas, o por la descomposición paralela de granos como elipsoidales de minerales tales como el cuarzo y feldespatos. Los minerales alargados tales como hornablenda pueden impartir clivajes a la roca si los ejes mayores están en el mismo plano pero no son paralelos entre si.

En algunos casos el clivaje pizarreño esta confinado a los estratos incompetentes que están entre los competentes se presenta un clivaje regional atravesó de una gran serie de estratos arcillosos.

Los estratos están en posición normal a menos que el clivaje se incline en la misma dirección que la estratificación y con Angulo menor, el eje sinclinal esta en dirección opuesta a la cual se inclinan la estratificación y el clivaje.


Clivaje de fractura.Es esencialmente diaclasa miento muy estrecho, los minerales de las rocas no son paralelos al clivaje, la distancia entre los planos individuales del clivaje se pueden medir, y generalmente son en milímetros o centímetros. Si la distancia entre las fracturas excede de unos pocos centímetros se usa apropiadamente el termino diaclasa miento.

Es un fenómeno de cizalla su relación con las fuerzas deformantes será distinta de la del clivaje de flujo. El clivaje de fractura se desarrolla característicamente en estratos incompetentes que están entre otros competentes, este está inclinado con respecto a la estratificación y el Angulo entre la estratificación y el clivaje apunta en la dirección en que el casamiento desliza los estratos unos con otros. En un sinclinal, cada estrato más joven se mueve hacia arriba en relación con el más antiguo.

Clivaje de transposición.El clivaje a lo largo del cual ha habido algún desplazamiento se le llama clivaje de transposición. La estratificación o algún clivaje o esquistosidad más antiguos están generalmente a uno a varios milímetros, los minerales laminares tales como las micas o las cloritas pueden ser arrastradas a posiciones que son casi paralelas ala clivaje de transposición. En cierto sentido este tipo de clivaje consiste en fallas estrechamente espaciadas.

Clivaje de Estratificación.El clivaje o esquistosidad es paralelo a la estratificación se le denomina, clivaje de estratificación o esquistosidad de estratificación, por lo común es similar al clivaje de pizarreño que es causado por minerales laminares paralelos.

Algunas rocas metamórficas del clivaje paralelo a la estratificación y por lo tanto se pueden denominar clivaje de estratificación o esquistosidad de estratificación, el clivaje de estratificación se debe a plegamiento asocial, re cristalización mimética, flujo paralelo a la estratificación y metamorfismo de Carla.

ORIGEN DEL CLIVAJE.Este es un término genético que significa que el clivaje es resultado del flujo de la roca, la roca se acorta perpendicularmente al clivaje y se alarga paralelamente al mismo. Este hecho es de masas originalmente esféricas en las rocas que se deforman en elipses, cuyos ejes menores son perpendiculares al clivaje. Estas masas son cantos rodeados en conglomerados granos de cuarzo en areniscas y en algunos casos raros colitas en calizas, en las rocas deformadas son esferoides achatados o mas generalmente elipsoides. Los factores de los d rotación de los granos laminares o elipsoidales. Cuando mayor es la deformación, mayor será la tendencia de estos granos a colocarse perpendicularmente al eje mínimo d deformación. Un segundo factor es el achatamiento de los granos. Un grano esférico de cuarzo, se achata en parte por


granulación y en parte por re cristalización. Los minerales con los planos de deslizamiento cambian de forma. En tercer lugar todo mineral laminar nuevo cristalizara con sus caras planas perpendiculares al eje del esfuerzo principal. Sin embargo cierta esquistosidad es un fenómeno de cizalla y se desarrolla paralelamente a una de las fracturas de cizalla en elipsoide de formación.

El clivaje pizarreño es un fenómeno de cizalla. De acuerdo con esta teoría la roca es cortada por un visto numero de planos de cizalla a lo largo de los cuales hay un ligero movimiento diferencial se supone también que todo mineral laminar tendera a ser rotado d manera que quede paralelo a los planos de cizalla.

Aunque algo del clivaje pizarreño o esquistosidad es un fenómeno de cizalla que se formo parcialmente a uno de los planos de cizalla del elipsoide de deformación la mayor parte es el clivaje de flujo que se formo perpendicularmente al eje del esfuerzo máximo.


LINEACION

NATURALEZA DE LA LINEACIÓN

La lineación, también llamada paralelismo linear y estructura linear, es el resultado de del paralelismo de alguna propiedad linear en la roca.

Los cristales de hornablenda son esencialmente paralelos, poseerá una lineación. Existen todas las transiciones entre las rocas que poseen lineación y las rocas con lineación excedente.

Las rocas ígneas pueden tener una lineación primaria, es decir, una lineación debida al flujo de magma. Aun que la lineación de las rocas metamórficas puede ser heredada de la roca original, más comúnmente es una característica secundaria desarrollada durante la formación.

La lineación puede ocurrir con foliación o sin ella. Una roca sin clivaje o esquistosidad puede, sin embargo, poseer lineación.

Los cantos rodados o bloques alargado o estirados son uno de los tipos mas espectaculares estos clastos son elipsoides irregulares, que el eje mas corto es perpendicular al clivaje pizarreño, los ejes mas largo de todos los cantos son también paralelos entre si; se deduce, en consecuencia, que los ejes intermedios son paralelos entres si.

Si los cantos rodados originales eran esencialmente esféricos, es posible calcular la cantidad de deformación plástica. En algunas partes de la arena, por ejemplo, un conglomerado puede haber escapado a la deformación intensa, de manera que se puede conocer la forma de los cantos rodados originales

La lineación se expresa más generalmente por los minerales constituyentes de la roca. Los cristales de hornablenda que tienen una dimensión mayor que los otros, con resultado de que los individuos tienen más o menos la forma de una aguja, pueden desplegar una lineación excelente.

En algunos casos, la biotita aparece en forma de lámina elíptica cuyos ejes mayores son paralelos. En otros, un mineral original más o menos esférico puede ser granulado en muchos fragmentos que se deponen en un grupo elipsoidal.

La esquina o el clivaje pueden ser deformados por pequeñas corrugaciones o arrugas, con una longitud de onda y una amplitud que se mide en milímetros. En tales casos, la lineación resulta de la disposición paralela de las crestas de diminuto pliegues de arrastre, formados por el deslizamiento de diferentes capas unas contra otras.

La interacción de estratificación y clivaje produce una lineación, por que la intersección de dos planos es una línea. Si la roca se rompe paralelamente al clivaje, el trazo de la estratificación aparece como rayas paralelas sobre el clivaje.

Los espejos de friccionasen un tipo de lineación. En algunos casos, las raspaduras pueden ser muy obviase indicar muy claramente la dirección del movimiento.


“Estructura de salchicha” paralelamente a la estratificación, las unidades individuales parecen salchichas acostadas una al lado de la otra. La línea de unión de las unidades individuales se puede llamar línea de budín, y es una lineación. En rocas muy metamórficas, al unión de otro mineral.

En algunas áreas de rocas metamorfoseadas se encuentran varillas de cuarzo. En su desarrollo extraño son varillas cilíndricas largas de cuarzo. Un estudio complemento de su evolución muestra que en su forma mas simple son pequeñas vetas concordantes de cuaco que pueden haber derivado de sílice segregada de la roca de caja.

Algunos geólogos consideran los ejes de los polígonos como una lineación. Por supuesto, esto es correcto en el sentido de que son líneas. Por otra parte, no es probablemente aconsejable extender el término lineación a toda característica linear que aparece en geología.

REPRESENTACION GRAFICA DE LA POSICION DE LA LINEACION

La posición de la lineación se define por el rumbo de su proyección horizontal y por su buzamiento. Aun que proyecta principalmente para ilustrar el método para medir la posición del eje de un pliegue, se puede usar igualmente para ilustrar la forma de medir la lineación.

Sobre los mapas geológicos, la posición de la lineación se representa se representa generalmente por una flecha, la dirección de esta es paralela al rumbo de la lineación y apunta en la dirección del buzamiento.

REACION CON LA ESTRUCTURA PRINCIPAL Y ORIGEN

La orientación de la lineación con respecto principal y el origen dependen, por supuesto, de la clase de lineación. En general, la lineación esta sistemáticamente relacionada con los pliegues mayores, pero este no es, necesariamente, el caso si la lineación es el resultado de esfuerzos independientes de los que produjeron el ple guiamiento.

CANTOS RODADOS OOLITAS Y GRANOS DE MINERALES, DEFORMADOS.

La posición de guijarros, oolitas y grano de minerales tales como cuarzo, deformado, esta generalmente relacionada de alguna manera sistemática con los pliegues asociados. Sin embargo puede variar en diferentes áreas y en partes distintas de un mismo pliegue.

Los ejes de los pliegues son especialmente horizontales, mientras que los planos exiliares de los pliegues y el clivaje pizarreño se inclina al sudeste. Los ejes mayores y los ejes intermedios de las oolitas elipsoidales están en un plano del clivaje pizarreño.

Los ejes intermedios son esencialmente verticales y paralelos al plano axial del pliegue principal; los ejes menores son casi horizontales de rumbo este oeste, y son entonces perpendiculares al plano axial del pliegue principal.


En gran parte del Vermont oriental, los ejes mayores e intermedios de los cantos rodados de los limbos de los pliegues son paralelos al clivaje de estratificación.

MINERALES ALARGADO.

La lineación que muestran los minerales alargados tales como las abejas de hornablenda y las laminilla ovales de mica, presenta igualmente orientaciones variadas. En estos casos, no obstante el mineral no adquirió su forma presente por deformación plástica, sino que creció en esa dirección por que esta era la de crecimiento más fácil.

INTERASECCION DE ESTRATIFICACION Y CLIVAJE.

Una lineación que es el resultado de la intersección de la estratificación y de un clivaje pizarreño de plano axial es paralela al eje de pliegue.

Lo mismo es cierto de la intersección del clivaje de fractura con el clivaje pizarreño que es paralelo a los planos axiales de los pliegues.

ARRUGAS.

Si el clivaje de estratificación forma pequeñas arrugas, los ejes de estas serán, probablemente paralelos a los ejes de los pliegues principales. Esto se debe a que las arrugas son esencialmente pliegues de arrastre.

En muchos casos, no obstante, las rocas pueden ser comprimidas tan apretadamente, que los movimientos diferenciales paralelos a las estratificación o clivaje no están relacionados con los ejes de los pliegues principales; consecuentemente, las arrugas pueden es

Tal orientadas en cualquier dirección. En algunas áreas no es raro encontrar varios juegos de arrugas orientadas diferentemente.

ESPEJOS DE FRICCION Y RAYAS DE MINERALES.

Los estratos sobre los flancos de los pliegues se deslizan unos contra otros perpendiculares a los ejes de los pliegues.

Asimismo, toda raya de minerales que sea el resultado de movimiento diferencial es probable que sea perpendicular a los ejes de los pliegues.


BOUDINAGE, FORMACION DE VARILLAS Y ESTRUCTURA DE MURILLO.

Si el boudinage es el resultado del estiramiento de un estrato competente sobre los limbos de un pliegue, la línea de bodigo será paralela al eje del pliegue. Las varillas de cuarzo de Escocia son paralelas a los ejes de los pliegues. Esto se debe a que algunas de las varillas son las narices separadas de pliegues. Se debe también a que hay capas de cuarzo fracturadas en varillas, cuyos ejes mayores son paralelos a los ejes de los pliegues.

ORIENTACIONES INCONGRUENTESAun en un pequeño cuerpo de roca, algunas de las características lineales pueden ser paralelase los ejes de los pliegues, mientras otras pueden ser perpendiculares. La lineación es congruente con la estructura principal sola si se forma simultáneamente con esta o si es producida bajo las mismas condiciones de esfuerzo.

La lineación puede, entonces, sistemática. El estudio detallado puede mostrar que una lineación, aparentemente errática, es sistemática.

EJE DE REFERENCIAS.

Muchos trabajos sobre lineación usan un sistema de ejes de referencia. Desgraciadamente, hay alguna confusión como se deben establecer los ejes de referencia. Estos se podrían definir por lo que se ve en la roca o por movimientos que se supone que ha producido a las estructuras observadas.

El estrato del tope se ha movido horizontalmente, de derecha a izquierda, en el extremo derecho del diagrama, sin embargo, el mismo estrato se ha movido diagonalmente hacia arriba, de derecha a izquierda, sobre la cresta del anticlinal.

Finalmente, el concepto de la “dirección del movimiento” se basa en la idea errónea de que el clivaje pizarreño es necesariamente paralelo a uno de los planos de cizalla del elipsoide deformación.

RELACIONES ENTRE LAS ESTRUCTURAS MENORES Y LOS SOBRECORRIMIENTOS.

En el área descriptiva se sabe, desde hace tiempo, que los bloques de corrimiento se inclinan suavemente al noreste.

Muchos han supuesto que el sobre corrimiento relativo fue desde el noreste.

La inclinación de los planos exiliares de los pliegos de arrastre y la del clivaje de fractura muestran que el sobre corrimiento fue hacia el noreste.


trabajo final geologia estructural

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