anteproyecto tesis

Universidad de Los Andes

Facultad de Ingeniería

Escuela de Geológica

MODELO GEOLÓGICO-ESTRUCTURAL PRELIMINAR DEL SECTORCOMPRENDIDO ENTRE EL ANÍS Y LOS ARAQUES, MUNICIPIO

SUCRE, ESTADO MÉRIDA.

Br. María Peña

C.I V-18.902.330

Modelo Geológico-Estructural preliminar del sector comprendido entre ElAnís y Los Araques, municipio Sucre, estado Mérida.

1ANTEPROYECTO

INDICE DE CONTENIDO

1. INTRODUCCIÓN………………………………………………………………….…...4

2. OBJETIVOS…………………………………………………………….………...…….5

2.1. Objetivo General……………………………………………….…………..………5

2.2. Objetivos Específicos……….………………..…………..………………...………5

3. PLANTEAMIENTO DEL PROBLEMA…………….…………………………………5

4. JUSTIFICACIÓN…………………….…………………………………………………6

5. ALCANCES Y LIMITACIONES……………….………………...…………….……...6

6. ANTECEDENTES………..……………………………………………………...….…..7

7. UBICACIÓN DEL AREA DE ESTUDIO………...……………………….……….…..9

7.1. Características Físico-Naturales………………………………………………..…

10

8. MARCO TEÓRICO……………………………………………………………………11

8.1. Deformación de la corteza………………………………………………………...11

8.2. Geología Estructural………………………………………………………………11

8.3. Esfuerzo…………………………………………………………………………...11

8.3.1. Tipos de Esfuerzo…………………………………………………………12

8.3.2. Unidades empleadas para medir

esfuerzos………………………………..13

8.3.3. Tensor de Esfuerzos…………………………………………………….…13

8.4. Deformación……………….……………………………………………………...15

8.5. Estructuras Geológicas. Fallas, pliegues y

diaclasas……………………………..15

8.6. Diagrama de datos para la determinación de la

dirección de los Esfuerzos

Principales………………………………………………………………………...19

8.7. Proyecciones Estereográficas……………………………………………….…….19

8.8. Diagramas de Anderson………………………………………………..………….21


2ANTEPROYECTO

10.2.Metodología………………………………………………………………...….31

10.2.1. Etapa Pre-Campo………………………………………………………….31

10.2.2. Etapa de Campo…………………………………………………………...31

10.2.3. Etapa Post-Campo…………………….…………………………………..31

11. CRONOGRAMA DE ACTIVIDADES………….…………………………………….32

12. REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS…………………………………………………33

INDICE DE TABLAS

Tabla 1. Coordenadas UTM de la zona de estudio…………………………...

………………….9

Tabla 2. Características Físico-

Naturales……………………………………………………….10

Tabla 3. Unidades empleadas para medir

esfuerzos……………………………………………..13

INDICE DE FIGURAS

Figura 1. Ubicación relativa de la zona de estudio………………………………..

……………..9

Figura 2. Tipos de Esfuerzos…………………………………………………………………….12

Figura 3. Ubicación de los esfuerzos Normales y de Cizalla en un

cuerpo………………………13

Figura 4. Ubicación de los esfuerzos…………………………………………………………….14

Figura 5. Diagrama Esfuerzo-Deformación……………………………………………………..15

Figura 6. Partes de un pliegue…………………………………………………………………...16

Figura 7. Tipos de pliegues……………………………………………………………………...16

Figura 8. Falla…………………………………………………………………………………...17


3ANTEPROYECTO

Figura 14. Programa Stereo 32, Pantalla

principal………………………………………………22

Figura 15. Proyección estereográfica obtenida por el Programa

Stereo 32………………………23

Figura 16. Columna Estratigráfica generalizada representativa de

los Andes Venezolanos……..26

Figura17. Esquema Metodológico………………………………………………………………30


1. INTRODUCCIÓN.

La corteza de la tierra se ve diariamente afectada por

movimientos que provienen de diversas fuerzas, siendo los

movimientos tectónicos una de las fuerzas que actúan como los

modeladores que originan la disposición que se presenta

actualmente en la misma; ésta dinámica origina un campo de

esfuerzos íntimamente ligado a las estructuras activas que generan

sismicidad: las fallas. La Cordillera de Mérida representa un

campo de esfuerzos indiscutibles, donde la máxima expresión de las

estructuras geológicas presente es la Falla de Boconó, la cual

representa el extremo occidental del Sistema de Fallas de Boconó-

Morón-El Pilar. La investigación de fallas potencialmente activas,

como lo es la Falla de Boconó, permite comprender e interpretar

mejor el comportamiento y el conjunto de características que

presenta la misma a lo largo de su extensión. Rod (1958), fue el

primero en describir y nombrar a la Falla de Boconó, en su

publicación describe que posee una fuerte expresión topográfica,

se extiende a lo largo de la parte central de la Cordillera de

Mérida, considerándola una falla rumbo deslizante destral. A

pesar de los diversos estudios e investigaciones asociadas a dicho

tema y considerando las hipótesis del comportamiento de la Falla

de Boconó descritas por variedad de autores que generaron grandes

controversias respecto al origen de la falla, que llevaron a

establecer características de la misma, las cuales aún son

válidas en su mayoría, siendo algunas de ellas que en casi toda

su longitud han ocurrido sismos recientemente, aún no se encuentra

definido inherentemente el sistema de esfuerzos que tienen lugar a

4ANTEPROYECTO


partir del movimiento destral de la misma y las trazas conjugadas

que forman los distintos bloques, en los que se refleja la

marcada actividad tectónica.

Es por ello que el estudio que se presenta a continuación

propone un Modelo Geológico-Estructural preliminar de la zona

comprendida entre El Anís y Los Araques, estado Mérida, basado en

la caracterización de elementos estructurales y estratigráficos,

que permitirán obtener una representación geométrica

tridimensional del estilo de deformación de las estructuras

geológicas; apoyado en el análisis de fallas y obtención de

esfuerzos, empleando el Método de los diedros rectos, mediante el

software de manejo de proyecciones estereográficas, donde los

datos numéricos que se utilizan parten del rumbo y buzamiento del

par estría-falla obtenidos mediante geología de superficie; los

resultados conseguidos serán corroborados y comparados de manera

gráfica y analítica. El método permite proporcionar una rápida y

clara visualización de la posición de los esfuerzos principales

aplicados en las estructuras, destacando que el uso de esta

herramienta es práctica y efectiva.

2. OBJETIVOS.

2.1 Objetivo general.

5ANTEPROYECTO


Establecer un Modelo Geológico-Estructural preliminar del

sector comprendido entre El Anís y Los Araques, municipio

Sucre, estado Mérida.

2.2 Objetivos específicos.

Realizar un análisis aerofotográfico, mediante la

interpretación de fotografías e imágenes satelitales del

área de estudio, para la identificación de rasgos

geológicos, estructurales y geomorfológicos.

Generar cortes geológicos, que permitan la visualización

del control estructural presente en la zona de estudio.

Utilizar el software de manejo de proyecciones

estereográficas junto con el análisis vectorial, para la

determinación de la dirección e inclinación de los

Esfuerzos Principales del sistema de fallas.

Elaborar un mapa Geológico-Estructural a escala 1:25.000,

donde se representen los Esfuerzos Principales.

3. PLANTEAMIENTO DEL PROBLEMA

La disposición de las estructuras geológicas que caracterizan

los Andes Venezolanos, no son más que el producto de una sucesión

de eventos vinculados a la Falla de Boconó, siendo una de las

estructuras más apreciables la apertura y evolución de la cuenca

de tracción La González, ubicada en un tramo de la Falla de

Boconó entre los caseríos de la González y Estanques al suroeste

del estado Mérida. Cabe resaltar que la distribución espacio-

temporal de la sismicidad en la región señala que la actividad más

intensa está ubicada hacia el extremo suroeste de la zona de

6ANTEPROYECTO


fallas de Boconó, especialmente entre las ciudades de San

Cristóbal y Mérida. La mayoría de los terremotos más grandes han

ocurrido en este segmento que la zona de fallas de Boconó, siendo

considerada en la actualidad como una zona sísmicamente activa. El

área de estudio está ubicada entre el sector comprendido entre

Los Araques y El Anís, municipio Sucre del estado Mérida, donde

indudablemente existe un campo de esfuerzos de fallas que

constantemente originan y modifican rasgos geológicos presentes en

la zona, en donde debido a la complejidad presente se plantea la

necesidad de estudios geológicos- estructurales más detallados,

que permitan entender en su totalidad la representación del estilo

de deformación de las estructuras geológicas respetando el marco

tectónico regional, mediante la determinación de la dirección y

sentido de los esfuerzos principales del tramo de la Falla de

Boconó que alcanza la zona de estudio.

4. JUSTIFICACIÓN.

7ANTEPROYECTO


Siendo la Falla de Boconó la evidencia estructural activa más

importante del occidente de Venezuela, la construcción del modelo

Geológico-Estructural preliminar permitirá interpretar el

comportamiento de la misma, con una visión actualizada, basada en

las características estructurales y estratigráficas presentes en

el sector comprendido entre El Anís y Los Araques, estado Mérida,

obtenidas a través de la complementación de geología de superficie

y los mecanismos principales de este sistema, como lo es la

dirección e inclinación de los esfuerzos principales que actúan en

la Falla de Boconó. La metodología no solo permitirá establecer el

modelo, sino que a su vez el estudio es directamente aplicable a

la determinación de mecanismos focales de terremotos.

5. ALCANCES Y LIMITACIONES

8ANTEPROYECTO


El presente estudio pretende generar un modelo Geológico–

Estructural preliminar del sector comprendido entre El Anís y Los

Araques, estado Mérida, fundamentado en la integración de geología

de superficie y la implementación del método de los diedros rectos

a través del software de proyecciones estereográficas,

determinando el valor de los esfuerzos principales que actúan en

la zona, siendo estos originados por la presencia de la Falla de

Boconó. Además de generar un mapa Geológico–Estructural

actualizado a escala 1:25.000 del área estudiada.

En cuanto a las limitaciones, se tiene la carencia de

antecedentes que permitan una continuidad en la investigación en

la tectónica local. Por otro lado, también resulta un elemento

limitante, el acceso al área de estudio para toma de datos, debido

a la irregularidad de la Topografía.

6. ANTECEDENTES

Schubert, C. (1982), señala la existencia de la cuenca

Cenozoica en tracción (pull appart basin), en su trabajo

“Cuenca de tracción en Los Andes Venezolanos y en las9

ANTEPROYECTO


montañas del Caribe Venezuela”, una de las cuencas de

tracción formadas en zonas de falla, representada por el

sistema de fallas rumbo deslizante. Dichas cuencas están

rellenas por sedimentos aluviales y lacustres (cuaternarios).

Schubert, C. y Vivas (1993), en su publicación “El

cuaternario de la Cordillera de Mérida. Andes Venezolanos”

aportan información sobre la historia climática del

Cuaternario, además, explican el comportamiento de distintos

ríos en la zona de Los Andes, incluyendo el río Chama,

permitiendo describir los depósitos sedimentarios

cuaternarios que rellenan el fondo de la Cuenca de Las

González. Especifican que los sedimentos cuaternarios que

rellenan a la cuenca son esencialmente aportes de cursos de

aguas transversales del rio Chama y secundariamente de

aportes longitudinales del mismo río.

Delgadillo A. (2005), en su investigación “Una visión de los

procesos geodinámicos en el área de La González -

urbanización Chama - Mérida (Municipio Sucre del Estado

Mérida) : definición de niveles de susceptibilidad a

movimientos de masa y otros limitantes”, sintetiza los

principales procesos geomorfológicos e hidrológicos para

definir los niveles de susceptibilidad a movimientos de masa,

crecidas de cauces, áreas afectadas por procesos erosivos,

sectores cercanos a superficie de ruptura por fallamiento

activo.

10ANTEPROYECTO


Alvarado (2008), evolución estructural de la falla de Boconó,

en el sector Estanques – Las González. Se presenta la

caracterización neotectónica de la falla de Boconó en

el tramo comprendido entre las poblaciones de Estanques – La

González. En su modelo estructural propone dos etapas

evolutivas para la zona. La primera donde pudo observar un

conjunto de fallas en “echelon” correspondiente a

trazas de la falla de Boconó (las cuales no presentan

evidencias de actividad actualmente) que originaron una

depresión cortical, conocida como cuenca La González y una

segunda etapa, donde la traza de la falla evoluciona a

una traza continua que toma el borde norte de la

Cuenca La González y en la cual pudo observar algunas

evidencias de actividad reciente. Sobre esta última traza

evidenció una cuenca de tracción pequeña denominada en este

trabajo como Cuenca de tracción Lagunillas, cuyas trazas

limítrofes fueron cartografiadas.

Santiago y Santos (2008), en su trabajo “Caracterización

estratigráfica de la Cuenca Las González”, realizaron un

levantamiento sedimentológico estratigráfico a través de un

tributario de la quebrada El Barro, establecieron que los

sedimentos depositados se encuentran influenciados por un

régimen de abanicos, además definieron dos trazas activas de

la Falla de Boconó en las cercanías de las Quebradas los

Corrales y El Barro.

11ANTEPROYECTO


Acevedo, E., y otros (2009), elaboraron el “Mapa geológico

de la zona comprendida entre el poblado El Anís y Los

Araques Municipio Sucre Estado Mérida”, estos autores

elaboran un mapa geológico de la zona a escala 1:10.000,

donde delimitaron y diferenciaron cuerpos cuaternarios,

además demarcaron estructuras geológicas así como litologías.

La Marca, K., Monsalve, J., Quiroz, G., Riveros, A., Uribe,

V., Vanegas, J. (2009). En su Trabajo Titulado: Levantamiento

geológico de superficie de la zona comprendida entre los

poblados El Anís y Los Araques, del Estado Mérida; Con la

ayuda de estudios fotogeológicos y de laboratorio así como

también evidencias de campo construyeron un mapa actual de

la zona en estudio a escala 1:10.000.

Bongiorno, F. Ucar, R. y Belandria, N. (2011). Determinación

de la dirección de los esfuerzos principales a través de

análisis numérico y proyecciones estereográficas de la falla

de Boconó en el sector Yacambú Estado Lara. Revista Ciencia e

Ingeniería, 32 (2), 57-66. Determinan la dirección de los

esfuerzos principales ejercidos en la Falla de Boconó a

través de un método numérico, aplicando análisis vectorial y

proyecciones estereográficas con el programa Stereo32.

12ANTEPROYECTO


7. UBICACIÓN DEL AREA DE ESTUDIO.

El Municipio Sucre se encuentra situado al Oeste del Estado

Mérida. Tiene una Extensión 946 Km2, que representa el 8,41% del

territorio del Estado Mérida. El Dossier Municipal de Corpoandes

(2007), señala que el Municipio territorialmente está conformado

por su capital Lagunillas y 5 parroquias: Chiguará, Estanques, La

Trampa, Pueblo Nuevo del Sur y San Juan. El área de estudio en

esta investigación es aproximadamente de 11,2 km2, está ubicada

entre las poblaciones de Los Araques y El Anís, la Tabla 1 señala

las coordenadas del área de estudio.

Tabla 1. Coordenadas UTM de la zona de estudio.

13ANTEPROYECTO

Municipio Sucre

A)B

PCoordenadas UTMN E

1 937155 2229752 935881 2229073 957116 2298004 940000 224300


Figura 1. Ubicación relativa de la zona de estudio. A) Mapa de Mérida. B) Mapa del

municipio Sucre. C) Imagen satelital con el área de estudio delimitada. Fuente: Google

Earth 2014.

7.1 Características Físico-Naturales.

Tabla 2. Características Físico-Naturales. Fuente CORPOANDES (2007).

Temperatu

ra

21,5° C promedio anual

Precipita

ción

70 mm. promedio anual

Relieve Relieve accidentado, con altitud entre 500

y 2500 m.s.n.m

Hidrograf

ía

Ríos:

Chama

San Pablo

Quebradon

Caparo

Mucuchari

Quebradas:

El Molino

La Sucia

El Anís

La Vizcaina

El Playón

La Hoyada

San Pablo

Bosque seco premontano (Llano el Anís, San

Juan Lagunillas), cardón, tuna cují,14

ANTEPROYECTO


Vegetació

n

zabila.

Monte espinoso premontano (Lagunillas, San

Juan, Estanques).

Bosque seco montano bajo (La Trampa,

Chiguara, El Anís), zabila, saisa, café,

pardillo, apamate.

Bosque muy húmedo montano (Pueblo Nuevo,

Estanques, La Trampa), con predominio de

frailejón, helechos arbóreos y pino.

8. MARCO TEÓRICO

8.1 Deformación de la corteza

Cualquier tipo de roca con independencia de su dureza, tiene

un punto en el que se fracturará o fluirá. La deformación es un

término general que se refiere a todos los cambios de tamaño,

forma, orientación o posición de una masa rocosa. La mayor parte

de la deformación de la corteza tiene lugar a lo largo de los

márgenes de las placas. Los movimientos de las placas y las

interacciones a lo largo de los límites de placa generan las

fuerzas tectónicas que provocan la deformación de las unidades de

roca.

8.2 Geología Estructural: estudio de la arquitectura terrestre.

La geología estructural estudia la arquitectura de la corteza

terrestre y cómo adquirió ese aspecto en la medida en que fue

15ANTEPROYECTO


consecuencia de la deformación. La deformación es la respuesta de

las rocas cuando se las somete a un determinado estado de

esfuerzos. Estos esfuerzos se generan por la actuación de una

serie de fuerzas primarias, de origen mantélico, que se transmiten

a lo largo de miles de kilómetros en el interior de las placas.

Estudiando la orientación de los pliegues y las fallas, así como

los rasgos a pequeña escala de las rocas deformadas, la geología

estructural puede determinar a menudo el ambiente geológico

original, y la naturaleza de las fuerzas que produjeron esas

estructuras rocosas, siendo el resultado de distintos campos de

esfuerzos.

8.3 Esfuerzo

Las fuerzas internas de un elemento que están ubicadas dentro

del material se distribuyen en toda el área del mismo; justamente

se denomina esfuerzo a la cantidad de fuerza aplicada sobre un

área determinada, la cual se denota con la letra griega sigma (σ)y es un parámetro que permite relacionar 2 variables, ya que

establece una base común de diferencia.

Esfuerzo (σ)= Fuerza / Área= F/A

(1)

Cabe destacar que la fuerza empleada en la Ec.1 debe ser

perpendicular al área analizada y aplicada en el centroide del

área para así tener un valor de σ constante que se distribuye

uniformemente en el área aplicada. La Ec. 1 no es válida para los

otros tipos de fuerzas internas; existe otro tipo de ecuación que

16ANTEPROYECTO


determine el esfuerzo para las otras fuerzas, ya que los esfuerzos

se distribuyen de otra forma. (Bongiorno, 2002)

8.3.1 Tipos de esfuerzos

Los esfuerzos causados por fuerzas de superficie son también

magnitudes vectoriales, que pueden componerse y descomponerse como

tales. Naturalmente, sólo pueden componerse los esfuerzos que

actúan sobre un determinado plano y, de forma similar, cuando un

vector esfuerzo que actúa sobre un plano se descompone, las

componentes obtenidas sólo actúan sobre ese plano.

En el caso general, un vector esfuerzo que actúa sobre un

plano lo hace oblicuamente a él. Un esfuerzo que actúe

perpendicularmente a un plano se denomina esfuerzo normal, y uno

que actúe paralelamente a un plano, esfuerzo de cizalla. Un vector

esfuerzo oblicuo puede descomponerse en uno perpendicular al plano

y en otro paralelo a él. Esta descomposición da lugar a las

componentes del esfuerzo, que se llaman respectivamente Normal y

de Cizalla y se denotan con las letras griegas σ (sigma) y τ (tau)

respectivamente. Dado que vamos a operar siempre con esfuerzos

compuestos, el esfuerzo normal es el que tiende a comprimir o

separar, según sea compresivo o de tracción, las dos partes del

cuerpo que quedan a ambos lados del plano sobre el que actúa. En

cambio, el esfuerzo de cizalla tiende a romper el cuerpo por ese

plano y a desplazar las dos mitades del cuerpo una junto a la

otra. Figura 2. (Tarbuck y Lutgens, 2005)

17

ANTEPROYECTO

CUBO DE ROCA

COMPRESIÓN


Figura 2. Tipos de esfuerzos.

8.3.2 Unidades empleadas

Unidades empleadas para medir esfuerzos:

Tabla 3. Unidades empleadas para medir esfuerzos.

UNIDADES EMPLEADAS PARA MEDIR ESFUERZOS

Unidade

s

Sistema Internacional Sistema Americano

F = Newton (N). F = libras (lb).A = metros cuadrados (m2). A = pulgadas cuadradas

(in2).σ = N/m2 o pascal (Pa),

kilopascal (kPa),

megapascal (MPa),

gigapascal (GPa).

σ = lb/ in2 (psi)

18ANTEPROYECTO

CUBO DE ROCA

TRACCIÓN CIZALLA


Particularmente en Venezuela la unidad más empleada es el

kgf/cm2 para denotar los valores relacionados con el esfuerzo.

(Bongiorno, 2002)

8.3.3 Tensor de Esfuerzos. Esfuerzos Normales y de Cizalla.

Cuando el esfuerzo aplicado a una roca no es perpendicular a

la superficie de aplicación, se generan 2 tipos de esfuerzos que

van a tener ubicación bien definida en la superficie de

aplicación. Figura 3.

Figura 3. Ubicación de los Esfuerzos Normales y de Cizalla en un cuerpo.

Al descomponer cualquier esfuerzo se generan unos esfuerzos

Normales que son perpendiculares a las superficies de aplicación

(σ11, σ22, σ33) y unos esfuerzos de Cizalla que son paralelos a las

superficies de aplicación (Figura 4). Es importante resaltar que19

ANTEPROYECTO


los ESFUERZOS PRINCIPALES (σ1, σ2, σ3) tienen esfuerzos de Cizalla

iguales a 0. Al realizar la descomposición en cada superficie como

la mostrada en la Figura 3, se generan nueve componentes que serán

agrupadas en un determinante llamado Matriz o TENSOR DE ESFUERZOS.

Considerando un elemento infinitesimal tridimensional bajo la

acción de esfuerzo, estará determinado a que sobre el actúan tres

esfuerzos normales y seis esfuerzos cortantes sobre las caras; de

este modo, el estado de esfuerzos en el elemento es descrito

mediante una matriz de 3 x 3 Ec. 2. (Bongiorno, 2002)

Figura 4. Ubicación de los esfuerzos Normales (A) y de Cizalla (B).

20ANTEPROYECTO

(A)

(B)


(2)

8.4 Deformación

Es el cambio en tamaño y forma de un cuerpo debido a

esfuerzos internos producidos por una o más fuerzas aplicadas

sobre el mismo. Cuando las rocas son sometidas a esfuerzos que

superan su propia resistencia, empiezan a deformarse, normalmente

plegándose, fluyendo o fracturándose. Cuando se aplica

gradualmente un esfuerzo, las rocas responden primero deformándose

elásticamente. Los cambios resultantes de la deformación elástica son

recuperables; es decir, la roca volverá prácticamente a su tamaño

y forma originales cuando cese el esfuerzo. Una vez sobrepasado el

límite elástico (resistencia) de una roca, ésta fluye (deformación

dúctil) o se fractura (deformación frágil) (Figura 5).

Figura 5. Diagrama Esfuerzo-Deformación.

21ANTEPROYECTO

Límite Plástico

Límite de rotura

Deformación

Elástica

DeformaciónPlástica.

Rotura

ESFU

ERZO

DEFORMACIÓN


8.5 Estructuras geológicas. Pliegues, fallas y diaclasas.

Los procesos de deformación generan estructuras a muchas

escalas diferentes. En un extremo se encuentran los principales

sistemas montañosos de la tierra. En el otro, los esfuerzos muy

localizados crean

fracturas menores en

las rocas. Todos estos

fenómenos, desde los

pliegues más grandes de

los Alpes hasta las

fracturas más pequeñas de

una lámina de roca, se

reconocen como estructuras geológicas. En la naturaleza, los

pliegues aparecen en una gran variedad de tamaños y

configuraciones. Algunos pliegues son amplias flexuras en las

cuales unidades rocosas de centenares de metros de grosor se han

doblado ligeramente. Otros, son estructuras microscópicas muy

apretadas que se encuentran en las rocas metamórficas. Diferencias

de tamaño aparte, la mayoría de los pliegues se producen como

consecuencia de esfuerzos compresivos que provocan el acortamiento

y engrosamiento de la corteza. Como se muestra en la Figura 6, los

dos lados de un pliegue se denominan flancos. Una línea trazada a lo

largo de los puntos de máxima curvatura de cada estrato se llama

línea de charnela; el plano axial es una superficie imaginaria que

divide al pliegue de la manera más simétrica posible. (Tarbuck y

Lutgens, 2005)

22ANTEPROYECTO

Flanco Flanco

Plano axial


Figura 6. Pliegue, partes de un pliegue.

Los dos tipos de pliegues más comunes se denominan

anticlinales y sinclinales. Un anticlinal se forma casi siempre por

plegamiento convexo, o arqueamiento de capas de roca. Asociados a

menudo con los anticlinales, se encuentran los pliegues cóncavos, o

surcos, denominados sinclinales (Figura 7). Dependiendo de su

orientación estos pliegues básicos se describen como simétricos,

cuando los flancos son imágenes especulares el uno del otro y como

asimétricos cuando no lo son. Se dice que un pliegue asimétrico está

volcado o acostado si

uno de los flancos está

inclinado más allá de

la vertical. Un pliegue

volcado puede

también «descansar

sobre su flanco», de

manera que un plano que

se extendiera a través del eje del pliegue sería horizontal. Esos

pliegues tumbados (recumbentes) son comunes en algunas regiones

montañosas como los Alpes. Los pliegues no se extienden

23ANTEPROYECTO

TechoMuro

Salto de fallaPlano de falla

Estrías


indefinidamente, algunos pliegues tienen inmersión, porque el eje

del pliegue penetra el terreno.

Figura 7. Tipos de pliegues: A) Anticlinal simétrico B) Sinclinal simétrico

Cuando se supera la capacidad de deformación plástica de una

roca se fractura, en este caso hay dos bloques separados . Pueden

ser de dos tipos: fallas y diaclasas. Las fallas son fracturas en

la corteza a lo largo de las cuales ha tenido lugar un

desplazamiento apreciable, mientras que las diaclasas son

fracturas en las que los bloques no se desplazan. Los movimientos

súbitos a lo largo de las fallas son la causa de la mayoría de los

terremotos. Los geologos clasifican las fallas por sus movimientos

relativos que pueden ser predominantemente horizontales,

verticales u oblicuos. Se a convertido en una práctica comun

denominar a la superficie rocosa que esta inmediantamente por

encima de la falla el techo y a la superficie de roca inferior, el

muro. La superficie de fractura sobre la que se produce el

desplazamiento se denomina plano de falla, mientras que la medida del

desplazamiento relativo entre los bloques se conoce como salto de falla

(Figura 8). (Tarbuck, y Lutgens, 2005)

24ANTEPROYECTO


Figura 8. Falla, partes de una falla.

Los dos tipos principales de fallas con desplazamiento

vertical se denominan fallas normales y fallas inversas. Además

cuando una falla inversa tiene un ángulo de buzamiento

(inclinación) menor a 45°, se denomina cabalgamiento. Son fallas

normales cuando el bloque de techo se desplaza hacia abajo en

relación con el bloque de muro. La mayoría de las fallas normales

tienen buzamientos de unos 60°, que tienden a disminuir con la

profundidad. Debido al movimiento descendente del techo, las

fallas normales acomodan el alargamiento, o la extensión de la

corteza. Conjuntos de fallas normales pueden dar lugar a la

formación de horst (bloques de falla elevados y alternos) y graben

(bloques hundidos). (Tarbuck y Lutgens, 2005)

Las fallas inversas y los cabalgamientos son fallas con

desplazamiento vertical en las cuales el bloque de techo se mueve

hacia arriba con respecto al bloque de muro. Las fallas inversas

25ANTEPROYECTO


tienen buzamientos superiores a 45° y los cabalgamientos tienen

buzamientos inferiores a 45°. Dado que el bloque de techo se mueve

hacia arriba y sobre el bloque de muro, las fallas inversas y los

cabalgamientos reflejan un acortamiento de la corteza. Mientras

que las fallas normales aparecen en entornos tensionales

(tracción), los cabalgamientos son resultados de esfuerzos

compresivos.

Las fallas en las que el desplazamiento dominante es

horizontal y paralelo a la dirección de la superficie de la falla,

se denominan fallas de desplazamiento horizontal o transcurrentes.

Debido a su gran tamaño y a su naturaleza lineal, muchas fallas de

desplazamiento horizontal tienen una traza que es visible a lo

largo de una gran distancia. En vez de una fractura única a lo

largo de la cual tiene el movimiento, las fallas de desplazamiento

horizontal consisten en una zona de fracturas aproximadamente

paralelas, cuya anchura puede ser superior a varios kilómetros.

Pueden ser derechas, o destral en donde el movimiento relativo

de los bloques es hacia la derecha, mientras que en las

izquierdas, o sinestral, es el opuesto. Muchas grandes fallas de

desplazamiento horizontal atraviesan la litosfera y acomodan el

movimiento entre dos grandes placas de la corteza. Este tipo

especial de falla direccional se denomina falla transformante (Figura

9). (Tarbuck y Lutgens, 2005)

26ANTEPROYECTO

A) B)

C)

A) B) C)

RUMBO

RUMBO DEL BUZAMIENTO

LÍNEA DE

BUZAMIENTO

α

ψ

Ψ = BUZAMIENTO


Figura 9. Tipos de fallas A) Falla normal. B) Falla inversa. C) Falla de desplazamiento horizontal

(transcurrentes).

8.6 Diagrama de datos para la determinación de la dirección de los

Esfuerzos Principales.

Figura 10. Diagrama de datos necesarios para calcular la dirección de los esfuerzos

En la figura 9 se indica la dirección de rumbo y buzamiento

de una superficie de falla, además el ángulo α que se refiere al

azimut de la dirección de buzamiento, es usado en muchos programas

computacionales por ser práctico y detallado. (Bongiorno, 2002)

8.7 Proyecciones estereográficas. Determinación de los esfuerzos principales

a través de proyecciones estereográficas.

27ANTEPROYECTO


Figura 11. Principios básicos de la proyección estereográfica. Imagen tomada de Bongiorno, 2002

La Proyección Estereográfica es una herramienta esencial para

los ingenieros geólogos e ingenieros civiles que permite que los

datos de orientación tridimensional sean a la vez representados y

manipulados. Proporciona una manera gráfica de desplegar los datos

recopilados, y es esencial para el reconocimiento e interpretación

de modelos de orientación preferente. También permite procesar los

datos, girarlos y analizarlos por medio de diversas construcciones

geométricas normales. Este último puede ser rápidamente llevado a

cabo usando el software de un ordenador pero el método

estereográfico tiene ventaja de que las fallas y pliegues pueden

apreciarse visualmente y pueden mostrarse gráficamente. La Figura

11 indica el principio de representación de las proyecciones

estereográficas conociendo el rumbo y buzamiento de la superficie

a representar. A) Muestra un mapa con una estructura cualquiera

con el símbolo de rumbo y buzamiento. B) Indica como es la

representación de esa estructura al ser intersectada en una

esfera, con un punto perpendicular llamado polo, y por ultimo C)

Es la proyección estereográfica de esa estructura. (Bongiorno,

2002)

28ANTEPROYECTO


Red Estereográfica usada: La Falsilla Estereográfica usada es el

dispositivo para representar estructuras que tengan rumbo y

buzamiento. Es considerado como un transportador esférico y una

regla todo en uno; esta falsilla es también llamada Estereofalsilla (Red)

de Wulf (Figura 12). Esta falsilla es un estereograma de referencia

que consiste en planos pretrazados; es una falsilla ecuatorial,

muestra muchos círculos máximos dibujados que representan a una

familia de planos, compartiendo una dirección común pero

difiriendo en su ángulo de buzamiento.

Figura 12. Red Estereográfica de Wulf.

29ANTEPROYECTO

a)

b)

c)


8.8 Diagramas de Anderson. Relaciones de esfuerzo y su localización en las

diferentes fallas

La superficie terrestre debe ser un plano en el cual no hay

esfuerzo de cizalla, puede suponerse que una de las direcciones

principales de esfuerzo debe ser aproximadamente vertical tanto en

superficie como hasta cierta profundidad bajo la superficie, bajo

esta primicia, basándose en el criterio de fracturación de Mohr-

Coulomb, Anderson (1951) establece que, como norma general, las

fallas aparecen según dos familias conjugadas que se cortan

formando un diedro agudo y otro obtuso. Las estrías situadas sobre

ella son perpendiculares a la línea de intersección de los planos.

En la bisectriz de los diedros agudo y obtuso se sitúan los ejes

de compresión máxima (σ1) y mínima (σ3), respectivamente; en la

línea de intersección de las dos familias de planos se halla el

eje intermedio σ2 (Figura 13). (Bongiorno, 2002)

30ANTEPROYECTO


Figura 13. Diagramas de Anderson. a) fallas normales con σ1 vertical, b) fallas inversas con σ3

vertical y c) fallas transcurrentes con σ2. Diferentes tipos de proyecciones estereográficas para cada

tipo de falla. Imagen tomada de Bongiorno, 2002.

8.9. Método de los Diedros rectos

Las fallas constituyen un elemento fundamental en cualquier

tipo de análisis estructural, si bien el amplio rango de escalas

en el que aparecen hace que su estudio pueda abordarse desde

distintos enfoques. El método de los diedros rectos (Angelier y

Mechler, 1977) constituye una forma muy visual de representar los

distintos tipos de esfuerzo-deformación que se relacionan con los

distintos tipos de fallas. Cuando una falla se mueve, el propio

plano de falla y el plano perpendicular a la orientación del

movimiento relativo entre los dos labios de falla, representados

por la estría de fricción, dividen el espacio en cuatro

cuadrantes. Según sea el movimiento estos diedros rectos quedaran

en modo alterno en compresión y en tensión (tracción). La

representación de estos elementos en proyección estereográfica es

similar a la de los mecanismos focales de terremotos. Este tipo de

representación se puede obtener bien midiendo en campo los

parámetros antes mencionados o bien en fallas activas que

31ANTEPROYECTO


produzcan terremotos de una cierta intensidad mediante el análisis

de ondas sísmicas que generan.

8.10. Programa de proyecciones estereográficas Stereo 32.

El programa computacional Stereo 32 es usado en Geología

Estructural para representar estructuras que tengan datos de rumbo

y buzamiento de fallas, pliegues y diaclasas. Es usado para el

cálculo de la dirección e inclinación de los esfuerzos principales

aplicados en la estructura a través del Método de los diedros

rectos.

Figura 14. Programa Stereo 32, Pantalla principal.

32ANTEPROYECTO


Figura 15. Proyección estereográfica obtenida por el programa Stereo 32.

9. MARCO GEOLÓGICO

9.1. Geología Histórica Regional.

En Los Andes Venezolanos se encuentra una faja plegada de

edad Precámbrica, que aflora en dos partes distintas, separadas y

que constituye las rocas de edad más antigua en la región. En su

zona meridional, región del Macizo de Colorado, se encuentra la

Asociación Bella Vista, en la zona central y centro-norte se

encuentra el Complejo Iglesias ambas originadas por un magmatismo

septentrional generando tanto instrucciones ígneas como rocas

metamórficas de alto grado de metamorfismo producto de una

tectónica activa. La unidad más antigua corresponde a la

Asociación Sierra Nevada, que se cree de origen sedimentario pero

por mostrar un grado metamórfico más elevado que las unidades más

jóvenes (Asociación Tostós y Asociación Bella Vista), sumado a la

33ANTEPROYECTO


antigüedad de las rocas, no permite la existencia del protolito

para ratificar dicha información.

Luego de la existencia de estas unidades litodémicas se

inicia un largo periodo de “hiatus” debido a la ausencia (no

depositación) de rocas de esta edad pero que se da por finalizado

al depositarse la secuencia del Paleozoico superior. Esta

discontinuidad a su vez coincide con la orogénesis Caparoensis

(Cámbrico tardío y Ordovícico temprano).

Durante el paleozoico superior se depositan unidades

litológicas que se conocen actualmente como las Asociaciones

Tostós, Cerro Azul y Mucuchachí, que durante la orogénesis

Herciniana (finales del Pérmico y comienzos del Triásico) se

metamorfizan y reestructuran.

Según Vivas (1992, en la Marca, 1997), la actividad ígnea

durante el Paleozoico de la Región Andina Venezolana fue

importante, con un magmatismo eminente plutónico y no extrusivo

(representado por granitos, dioritas y granodioritas), ocurridos

en tres eventos diferentes en el Paleozoico Inferior, medio y

Superior.

Suprayaciendo discordante a la Asociación Tostós se depositan

las formaciones Carache y Sabaneta compuestas por secuencias de

rocas clásticas continentales constituidas de areniscas,

conglomerados, limolitas y lutitas, y esta última en contacto

transicional con la Formación Palmarito que manifiesta una

transgresión marina identificada por el contenido fosilífero de la

misma. Seguidamente se genera un periodo de “hiatus” hasta el

34ANTEPROYECTO


Jurásico, donde una fase de “rift” iniciada previamente hace 200

m.a resultó de la ruptura de Pangea y se sucedió una posterior

sedimentación continental y acumulación de notables capas rojas de

areniscas representada por la Formación La Quinta. Además en el

Mesozoico, Venezuela está representada en dos provincias

geológicas diferentes, una de dominio epicontinental, autóctona

aflorante en la Cordillera de Los Andes, Sierra de Perijá y

Serrania del Interior Oriental y otra, de dominio geosinclinal,

alóctona tectónicamente yuxtapuesta sobre rocas de dominio

epicontinental.

Posteriormente se genera la transgresión cretácica en

Venezuela la cual se produce como efecto tardío y como resultado

de fenómenos importantes relacionados a la separación del Pangea

durante el Jurásico y quizás más directamente con la apertura de

“rift” del Atlántico Sur, donde avanza sobre el borde continental

en facies marinas someras hasta hace unos 100 m.a., cuando cambian

las condiciones de marinas abiertas a marinas con estancamiento de

las aguas, captación de carbono orgánico y casi ningún aporte

clástico, condiciones que continuaron hasta hace unos 75 m.a.

La secuencia Cretácica se inicia en el Neocomiense el cual

está caracterizado por un periodo de hiatus debido a que no hay

depositación; mientras que hacia el Barremiense los surcos de

Machiques, Uribante y Barquisimeto se rellenan con una secuencia

sedimentaria fluvial de la Formación Rio Negro; consecutivamente a

comienzos del Aptíense, se desarrollaron ambientes marinos de

escasa profundidad, al mismo tiempo que la transgresión progresaba

sobre áreas positivas marginales como el noroeste de Los Andes,35

ANTEPROYECTO


correspondiendo a la Formación Apón. En el transcurso del Albiense

se acentuó la erosión en el borde septentrional del cratón, lo que

produjo un notable flujo de arenas en dirección norte; tales

arenas, alternando con lutitas y lentes de calizas de Apón,

produjeron una interdigitacion de areniscas cuarzosas, lutitas y

calizas grises y duras pertenecientes a la Formación Aguardiente.

En lo que respecta al Cenomaniense – Santoniense, se genera la

máxima cobertura marina de Venezuela, que llega a sobrepasar el

Alto de El Baúl, desarrollando ambientes de plataforma interna

(Formación Capacho), seguidamente de la formación de ambientes

euxínicos en zonas más profundas (Formación La Luna), culminando

con el periodo de transgresión máxima y subsidencia del cretácico

durante el lapso anterior, depositando capas glauconíticas y

fosfáticas, indicativas de un periodo de sedimentación reducido

como la Formación Colón hacia el Campaniense e iniciándose un

periodo regresivo.

Seguidamente hacia la era Cenozoica la cual está depositada

suprayacente a las secuencias antes descritas está caracterizada

por una regresión marina debida a la Orogénesis del final del

Cretácico, con esto logra sedimentar material siliciclastico en

diversas intercalaciones comprendido por eventos transgresivos y

regresivos en ambientes fluviales, con capas de carbón dentro de

las formaciones de esta era, como lo son la Formación Barco, Los

Cuervos. Hacia el eoceno los Andes sufrieron un levantamiento

epirogenetico y un probable crecimiento de las fallas producidas

al final del Crétacico, sin embargo, predominaba ambientes marinos

costeros y marinos-deltaicos. En el periodo entre el Oligoceno-

36ANTEPROYECTO


Mioceno los ambientes sedimentarios asociados son netamente

continentales donde a partir del Mioceno ocurre el levantamiento

progresivo de la Cordillera de los Andes y la intensificación de

la depresión del Táchira, acumulando grandes espesores molásicos,

según (Higgs, 1995) se habla de un levantamiento temprano de los

Andes en el Oligoceno que se acentuó durante el Mioceno todo esto

trajo como consecuencia el grupo guayabo (Palmar-Isnotú-Betijoque)

no se puedan diferenciar en unidades individuales sino

transicionales; es por esto que la sedimentación predominante en

este periodo es en ambientes que pasan de extensiones marinos a

sedimentos continentales en planicies y costas, sistemas fluviales

y deltaicos, laguna litoral, etc. (La Marca, 1997). Uno de los

eventos más importantes y relevantes de este periodo corresponde a

la actividad tectónica compresiva, la cual logró deformar y

exponer con el levantamiento el basamento rocoso de edad

Precámbrica y Paleozoicas inferiores.

Hacia el Neógeno se depositan sedimentos de edad

correspondiente al Pleistoceno por espesas acumulaciones aluviales

recientes, actualmente separados en diversas posiciones de

terrazas y abanicos aluviales; igualmente por evidentes rasgos

geomorfológicos y sedimentarios glaciales, originados por la

última glaciación en la región central de Los Andes de Venezuela

identificada como “Glaciación Mérida” por Schubert (1974 en La

Marca, 1997).

37ANTEPROYECTO


38ANTEPROYECTO


Figura 16. Columna Estratigráfica generalizada representativa de Los Andes Venezolanos. Tomado de

Bongiorno (2005)

Finalmente ocurre sedimentación continental durante el

Pleistoceno que estuvo influenciada por las condiciones climáticas

imperantes durante las glaciaciones. La aridez condicionó una alta

denudación de los suelos y procesos de laderas en las montañas,

mientras que la precipitación, aunque menor, se concentró en

lluvias torrenciales que contribuyeron con el arrastre de grandes

cantidades de material erosionado. Producto de esta erosión y

acarreo se produjo un relleno sedimentario fluvio-glacial y

aluvial en los valles intramontanos y en los piedemontes

septentrionales y meridionales, formando así las terrazas andinas

y los abanicos aluviales del piedemonte andino llanero (Figura

16).

9.2 Geología Estructural

González de Juana et al., (1980), Schubert, (1980), entre otros,

han interpretado a la cadena montañosa que conforma la cordillera

de Mérida como el producto de esfuerzos compresivos horizontales,

originando el desarrollo de un mega anticlinorio recortado en

ambos lados por fallas inversas. Dentro de la Cordillera de Mérida

la mayoría de las estructuras observadas responden al movimiento

de tipo vertical. El levantamiento de Los Andes Venezolanos

constituye un gran bloque alargado en dirección noreste, de unos

420 Km de longitud entre el pico El Tamá en Táchira hasta su

desaparición en la depresión de Lara, que presenta una culminación

39ANTEPROYECTO


topográfica y tectónica en la Sierra Nevada de Mérida (González de

Juana et al., 1980). La estructura geológica activa más importante de

la Cordillera de Mérida es la Zona de Falla de Boconó, la cual

representa el extremo occidental del Sistema de Fallas de Boconó-

Morón-El Pilar. Esta zona de fallas consiste de una faja de valles

y depresiones tectónicas alineadas y otros rasgos alineados, con

una anchura de 1 a 5 Kilómetros y con un rumbo aproximado de

N45ºE; esta faja tiene una longitud de aproximadamente 500

Kilómetros, entre la depresión del Táchira y el Mar Caribe,

atravesando en forma oblicua a Los Andes venezolanos. El estudio

de los indicios terciarios tardíos-cuaternarios a lo largo de la

totalidad de la extensión de la Zona de Fallas de Boconó, ha

revelado que a lo largo de esta zona de fallas existen cuencas de

tracción cenozoicas tardías (pull-apart basins), en las cuales se

pueden documentar desplazamientos normales grandes, pero locales

(hasta 2 Kilómetros o más), separados por segmentos de falla

angostos, con indicios de desplazamientos rumbo-deslizantes hacia

la derecha (Schubert y Vivas, 1993). La edad de esta falla varía

entre edades del Cretácico y más recientes (Rod et al., 1958 en

González de Juana et al., 1980).

Los principales rasgos geomorfológicos de la Falla de Boconó

son: aluviones desplazados, fuente de agua termal, colinas

desplazadas, ciénagas de falla, depresiones abiertas, depresiones

cerradas, drenajes desplazados, planos y espejos de falla, rasgos

de origen glacial desplazados, valles alineados, etc.

9.3 Estratigrafía

Asociación Sierra Nevada (Precámbrico Superior):40

ANTEPROYECTO


Han sido consideras las “rocas más antiguas que se conocen en

Los Andes Merideños”. Muestran una gran variedad de tipos

litológicos; presentan alternancia de micaesquistos y gneises,

gneises migmatíticos, anfibolitas, gneises graníticos y localmente

mármoles y cuarcitas. El contacto inferior de la unidad, no se ha

determinado. El contacto superior, se considera discordante con

unidades Paleozoicas y Mesozoicas (O. Odremán y A. Useche C.,

1997).

Asociación Tostós (Paleozoico Superior):

Constituida por una secuencia de sedimentos metamorfizados,

formados por pizarras, filitas, esquistos, gneises de grano fino.

Las litologías predominantes son las filitas y esquistos. En el

campo, las rocas foliadas presentan una serie de características

comunes, tales como: colores verdoso a gris claro, grano fino,

fuertemente deformadas y muy silíceas; las rocas silíceas masivas

son de grano fino a medio y con foliación incipiente. La

Asociación Tostós suprayace discordantemente a la Formación Sierra

Nevada (páramo de La Negra), e infrayace discordantemente a

formaciones Paleozoicas (Sabaneta) y cretácicas (Río Negro).

(Shagam, 1972-b, p.450). La distribución geográfica de los

afloramientos, sugiere que las rocas fueron acumuladas

principalmente en una cuenca alargada y relativamente estrecha, en

aguas poco profundas, lejos de corrientes activas y de la acción

de las olas. Debido a la fuerte deformación y complejidad

tectónica del área, el espesor no se ha determinado, pero los

afloramientos observados, se pueden estimar un espesor de 2000 m.

41ANTEPROYECTO


Formación Sabaneta (Paleozoico, Carbonífero tardío – Pérmico

Temprano):

Está constituida por metalimolitas, metareniscas y flitas,

todas ellas de color rojo violáceo o verde. (García, 1997,

com.pers). El miembro inferior (Clástico de ARNOLD, 1966) consiste

de areniscas macizas de grano grueso a guijarrosas, de color

amarillento a marrón, con cantidades menores de lutita carbonácea

gris; la mayoría de las areniscas muestra estratificación cruzada

de ángulo alto; hacia la parte superior del miembro hay un nivel

conglomerático con cantos de granito, cuarcita y cuarzo, en capas

de hasta 15 metros de espesor. El miembro superior (Capas Rojas de

ARNOLD, 1966), es una intercalación de areniscas marrones a rojas

y limolitas de color rojo violeta; hacia el tope, aumenta la

fracción fina y la unidad pasa transicionalmente a sedimentos

limosos y calcáreos de la Formación Palmarito. La distribución de

la Formación Sabaneta está estrechamente asociada al hecho de que

ella consiste en abruptas y delgadas cuñas de rocas clásticas de

material terrígeno, continental. Cerca de las áreas de origen la

formación es gruesa, poco deformada y bien preservada; lejos del

área tipo es delgada, plegada y localmente imbricada. (González de

Juana et al., 1980); La unidad es discordante sobre rocas del

Paleozoico inferior. El contacto superior se menciona como

transicional a la Formación Palmarito; cerca de Mérida existe un

contacto de falla con la Formación La Quinta del Jurásico.

Formación La Quinta (Jurásico):

42ANTEPROYECTO


Es una unidad sedimentaria de naturaleza continental cuyas

mayores extensiones y afloramientos se encuentran en el declive

suroeste de Los Andes de Mérida y Táchira , ubicadas en franjas

angostas y controladas por fallas normales que aparentemente

estuvieron activas durante la sedimentación de los clásticos

continentales (Shagam, 1972ª p. 1.206). En la sección tipo la

Formación La Quinta consta de tres intervalos: uno inferior,

compuesto por una capa de toba vítrea de color violáceo, de

aproximadamente 150 m de espesor; uno medio, consistente de una

secuencia interestratificada de toba, arenisca gruesa y

conglomeráticas, intercaladas con algún material tobáceo, de color

rojo ladrillo y marrón chocolate, (Schubert et al., 1979), de

aproximadamente 620 m de espesor. Según Arnold (en Schubert et

al., 1979), la cantidad de rocas piroclásticas en la Formación La

Quinta, decrece de suroeste a noreste en Los Andes de Mérida; en

el estado Trujillo, Tremaria (en Schubert, 1986 describió una

secuencia puramente clástica, y en el estado Táchira, al sur de la

sección tipo, Carache (en Schubert, 1986), tampoco halló rocas

piroclásticas en la Formación La Quinta. Dicha formación se

compone de clásticos generalmente gruesos, limolitas y arcillitas

de colores rojos típicos. El carácter de los cantos incorporados a

los conglomerados que la forman está controlado por la provincia

distributiva, siendo un factor distintivo en muchas secciones la

presencia de cantos rodados de calizas fosilíferas de la formación

Palmarito.

10. MARCO METODOLÓGICO43

ANTEPROYECTO


10.1. Esquema Metodológico

La metodología empleada para el desarrollo de esta

investigación, comprende tres etapas representativas e

identificadas como: Etapa de Pre-Campo, Etapa de Campo y Etapa

Post-Campo, subdivididas cada una en fases que permitirán el logro

satisfactorio de los objetivos planteados.

44ANTEPROYECTO

ETAPA DE PRE-

CAMPO:

Recopilación de

información

Trabajos previos en el área de

estudio.

Mapas Geológicos y Topográficos.

Fotografías aéreas e imágenes

satelitales.

ETAPA DE CAMPO: Reconocimiento y delimitación del

área de estudio.Identificación y corroboración de

litologías y estructuras

geológicas.Recopilación de datos necesarios

para el desarrollo de la metodología

de los Diedros Rectos


Figura 17. Esquema Metodológico.

10.2 . Metodología

10.2.1. Etapa Pre-campo. Recopilación de información.

Consiste en la búsqueda y clasificación de información

geológica, topográfica y estructural de carácter regional y

local de la zona de estudio y el tema a tratar, así como la

consulta en trabajos previos: libros, publicaciones, tesis,

revistas, recursos electrónicos, entre otros.

45ANTEPROYECTO

ETAPA POST-

CAMPO:

Procesamiento y

análisis de los

A p l i c a c i ó n d e m é t o d o s y c o m p a r a c i ó n ,

e n l a e s t i m a c i ó n d e l o s e s f u e r z o s

p r i n c i p a l e s . D i e d r o s r e c t o s S o f t w a r e S T E R E O 3 2A n a l í t i c a m e n t eG r á f i c a m e n t eG e n e r a c i ó n d e l M a p a G e o l ó g i c o -

E s t r u c t u r a l .

G e n e r a c i ó n d e l M o d e l o G e o l ó g i c o -E s t r u c t u r a l .

R e d a c c i ó n d e l i n f o r m e f i n a l .


Investigación y revisión de mapas topográficos y geológicos,

fotografías aéreas e imágenes satelitales; que servirán como

referencia para el trabajo a realizar.

Mediante el estudio fotogeológico, se podrán identificar

rasgos generales de la zona en estudio (rasgos antrópicos:

centros poblados, vías de acceso), la presencia de

estructuras geológicas (fallas, pliegues, cárcavas, entre

otros) y contactos geológicos.

10.2.2. Etapa de Campo

En esta fase se recolectará toda la información directamente

en la zona de estudio y se corroborará la documentada en la etapa

anterior.

El Reconocimiento y delimitación del área de estudio consiste

en hacer la visita de campo a la zona de interés para

delimitar el área con ayuda del GPS.

Identificación de litologías y estructuras geológicas: una

vez en campo se identificará y corroborará la información

(estratigráfica y estructural) recolectada en el análisis e

interpretación de las fotografías aéreas e imágenes

satelitales junto con los mapas geológicos del área, así como

los elementos identificativos presentes en la zona (rumbo y

buzamiento de la estratificación, drenajes, pliegues,

depósitos cuaternarios, cuellos de falla, etc.), además se

realiza la toma de fotografías orientadas con escala de

referencia.

46ANTEPROYECTO


Recopilación de datos necesarios para el desarrollo de la

metodología de los Diedros Rectos. Toma de datos de rumbo y

buzamiento de estructuras geológicas, en este estudio se

trabajara con los datos del par falla-estría.

10.2.3. Etapa Post-Campo. Procesamiento y análisis de los datos obtenidos

En esta etapa se procederá a clasificar y procesar toda la

información obtenida en campo y se aplicara el manejo

computacional a la data recolectada.

Aplicación de métodos y comparación en la estimación de los

esfuerzos principales. Diedros rectos Software Stereo 32, analítica y

gráficamente. Mediante el software Stereo 32 se obtendrán la

dirección e inclinación de los esfuerzos principales mediante

la proyección estereográfica arrojada por el programa

computacional, ubicando los esfuerzos principales basándose

en los diagramas de Anderson. Analíticamente (vectorialmente)

se corroborarán los datos obtenidos mediante el programa

Stereo 32, así como gráficamente mediante proyecciones

estereográficas realizadas manualmente.

Generación del Mapa Geológico-Estructural actualizado de la

zona en estudio a escala 1:25.000.

Generación del modelo Geológico-Estructural preliminar del

área de estudio.

Redacción del Informe Final, que contendrá los resultados

obtenidos en las etapas anteriores del trabajo, las

conclusiones emanadas del trabajo y las recomendaciones

pertinentes al estudio realizado.

47ANTEPROYECTO


11. CRONOGRAMA DE ACTIVIDADES

Año 2014 Año 2015SEPTIEMBRE OCTUBRE NOVIEMBRE DICIEMBRE ENERO

48ANTEPROYECTO


SEMANAS

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

11

12

13

14

15

16

17 18

19

20

ETAPA PRE-CAMPO

ETAPA DE CAMPO

ETAPA POST-CAMPO

AVANCES

ELABORACIÓN DEL INFORME FINAL

12. BIBLIOGRAFÍA

49ANTEPROYECTO


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Escuela de Geológica. Facultad de Ingeniería. Universidad de

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53ANTEPROYECTO

anteproyecto tesis

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