Instituto Politécnico Nacional

Escuela Superior De Ingeniería Y Arquitectura

Unidad Ticomán

Geología Estructural

- Pliegues - Fallas

Alumna: Montiel López María Magdalena

Profesor: Alvarado Hernández Luis Alonso

Grupo: 3FM2

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Estructuras geológicas

Las rocas están sometidas a fuerzas-esfuerzos tectónicas que tienden a

deformarlas originando nuevas estructuras permanentes: pliegues y fallas.

Procesos de diastrofismo.

Las rocas se deforman al ser sometidas a una fuerza externa (esfuerzo:

fuerza/superficie en Pascales o bares. 1 Pascal: 10 -5 bares) con un cambio de

volumen, de forma o fracturación.

Los esfuerzos pueden ser de dos tipos:

Litostáticos: peso de las capas superiores.

Tectónico: o diferencial: producen deformación en la roca de tres formas:

Tensión: producen estiramiento.

Compresión: producen acortamiento.

Cizalla: causan deslizamiento o traslaciones.

Las rocas pueden deformarse de varias formas:

1.- Elástica: aquella en la cual al cesar el esfuerzo se recupera la forma: sísmicas

2.- Plástica: al cesar el esfuerzo la roca queda deformada: pliegues, esquistos...

3.- Frágil: la roca se fractura o rompe: fallas y diaclasas.

Factores que influyen en la deformación de la roca:

- Temperatura: a mayor temperatura la roca es más plástica. Ejemplo el vidrio.

- Presión litostática: a mayor pr. Litostática mayor deformación elástica.

- Contenido en agua: aumenta la plasticidad de la roca a bajas presiones. Arcilla

sin agua es frágil y con agua es muy plástica.

- Velocidad de deformación: si es lenta y continúa la roca se comporta como

plástica y si es rápida se comporta con frágil.

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- Composición de la roca: las arcillas son plásticas y las caliza-granito frágiles.

Pliegues

Son ondulaciones que se producen en la roca como consecuencia de la respuesta

plástica al ser sometida a esfuerzos de compresión o cizalla. Se dan en rocas

estratificadas o con foliación: sedimentarias o metamórficas.

Los pliegues son deformaciones plásticas que se observan en las rocas

sedimentarias, volcano-sedimentarias y metamórficas.

Ocurren bajo esfuerzo compresivo, en condiciones de alta temperatura y alta

presión y durante largos periodos de tiempo geológico.

Elementos de los pliegues

o Cresta: punto más alto de un pliegue anticlinal.

o Seno: punto más bajo de un pliegue sinclinal.

o Punto de inflexión: punto medio de un pliegue donde la curvatura pasa de

cóncava a convexa.

o Flanco: porción adyacente al punto de inflexión.

o Línea de cresta: línea que une puntos de cresta.

o Charnela: zona de mayor curvatura de un pliegue.

o Línea de charnela: línea que une puntos de charnela.

o Plano o superficie axial: plano que pasando por la zona de charnela divide

simétricamente un pliegue.

Elementos de un pliegue.

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o Traza axial: línea de intersección entre el plano axial y la superficie del

terreno; si el terreno es plano la traza axial es una línea recta.

o Eje de pliegue: línea imaginaría que forma la intersección del plano axial

con una capa cualquiera de un pliegue

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Tipos de pliegues

Se puede deducir que solo existen tres forman fundamentales de plegamiento.

1. Plegamiento concentrico2. Crucero3. Fluencia

Pliegue concentrico

También se llama paralelo o de distancia verdadera, el movimiento interno es paralelo a los bordes de la capa, se trata de un arqueamiento elástico de una lámina primitivamente horizontal, en cuyos flancos se forman los pliegues planos de cizalla paralelos y concéntricos, son típicos de la parte superior de la corteza. Son competentes, presenta esfuerzo viscoelastico.

Pliegue de crucero

Es un proceso en el cual el movimiento interno se realiza a lo largo de los planos de cizalla que no experimentan giro durante el plegamiento. Los planos son perpendiculares al esfuerzo de formación y además subverticales. Son típicos de las regiones inferiores de los cinturones orogénicos.

Pliegue de fluencia

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Se pierde toda orientación fija de esfuerzo y planos de cizalla, el movimiento interno tampoco está orientado. La deformación es plástica.

Los pliegues se pueden clasificar atendiendo a varias características:

Por la disposición de sus capas según antigüedad:

Anticlinales: los estratos son más antiguos cuanto más hacia el núcleo. El pliegue es convexo hacia arriba siempre que no se haya invertido su posición por causas tectónicas.

Sinclinales: los estratos son más jóvenes cuanto más hacia el núcleo. El pliegue es cóncavo hacia arriba siempre que no se haya invertido su posición por causas tectónicas.

Por su forma:

Antiforme: El pliegue es convexo hacia arriba, todo pliegue antiforme de primera generación es un anticlinal.

Sinforme: El pliegue es cóncavo hacia arriba o convexo hacia abajo, todo pliegue sinforme de primera generación es un sinclinal.

Por su génesis:

Pliegues de primera generación: Son los pliegues originales de un orógeno.

Pliegues de sucesivas generaciones: Son plegamientos de los propios pliegues, se los puede estudiar gracias al fenómeno de la foliación, son los causantes de cambios en la relación forma-antigüedad de las capas en los pliegues.

Por su simetría

Simétricos respecto del plano axial

Asimétricos respecto del plano axial.

Por la inclinación del plano axial

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Rectos: el plano axial se encuentra en posición vertical.

Inclinados o tumbados: el plano axial se encuentra inclinado.

Recumbentes: el plano axial se encuentra muy inclinado u horizontal. En estos casos se puede producir una inversión del registro estratigráfico.

Por el espesor de sus capas

Isópacos: sus capas tienen un espesor uniforme.

Anisópacos: Sus capas no tienen un espesor uniforme.

Por el ángulo que forman sus flancos

Isoclinales: sus flancos son paralelos.

Apretados: los flancos forman un ángulo agudo.

Suaves: los flancos forman un ángulo obtuso.

Clasificación de pliegues

1. Echado del plano de charnela o plano axial

Medida del Angulo Nombre estructura

90°-80° Pliegue normal

80°-60° Inclinado fuertemente

60°30° Moderadamente inclinado

30°-10 Inclinado suavemente

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10°-0° Recumbente

2. Buzamiento de la línea de charnela

Medida del ángulo Nombre estructura0°-10° Normal

10°-30 Suavemente buzante

30°-60° Moderadamente buzante

60°-80° Fuertemente buzante

80°-90° Vertical

3. Por ángulo interflanco

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Angulo interflancos Tipo de pliegue estructura179°-120° Suave

119°-70° Abierto

69°-30 Cerrado

20°-1° Apretado

0° Isoclinal

<0° Hongo o abanico

4. Por geometría de las crestas

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Tipo de pliegue Imagen de su estructuraCilíndrico

Cónico

Kink

Chevron

Caja

Rodilla

5. Por isógonas

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Tipo de pliegue Imagen de la estructuraConvergencia fuerte

Convergencia paralela

Débilmente convergentes

Similar

Divergentes

6. Por simetría

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Tipo de pliegue Imagen de la estructuraSimétrico

Asimétrico

Volcado

7. En relación a su fonación: pliegues forzados

Tipo de pliegue Imagen e la estructuraFlexión

Monoclinal

Rollover

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Fault bend fold

Fault propagation fold

Tipos de pliegues

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Pliegue anticlinal:

Se distingue la charnela, zona donde los estratos cambian de manteo y los flancos los cuales divergen. El plano axial viene dado por el plano de simetría del anticlinal, y el eje anticlinal es la línea de intersección del plano axial con la charnela.

Es una deformación en pliegue formado en rocas dispuestas en estratos que resulta de esfuerzos tectónicos de tipo diverso. En general, un pliegue anticlinal puede producirse por presiones tangenciales, por deslizamiento o corrimiento, por intrusión o eyección de materiales desde áreas más profundas, o por deformaciones verticales del sustrato. Salvo en estos dos últimos casos, el pliegue representa una reducción del área ocupada inicialmente por los estratos y suele requerir la existencia de un material plástico en la base de los estratos plegados

Tipos de anticlinal

Dependiendo de los materiales de los estratos plegados y del tipo de tectónica a que responden, los pliegues anticlinales pueden presentar diferentes configuraciones

Según su disposición transversal, los anticlinales pueden ser:

Recto, cuando el plano axial es vertical.

Inclinado, cuando el plano no es perpendicular a la superficie terrestre, Los

pliegues inclinados presentan flancos disimétricos en su buzamiento. La

dirección hacia la que se vierte el pliegue se denomina vergencia.

Tumbado o acostado, cuando el plano es paralelo al plano de la superficie

terrestre y los flancos están horizontales o subhorizontales.

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Volcado, cuando el anticlinal adopta una posición contraria, de modo que se

presenta como un sinclinal. Este pliegue, como el anterior, suele asociarse a

fracturas

En cofre o abanico, cuando la charnela es plana y forma dos curvaturas para

adaptarse a los flancos, de modo que el pliegue presenta dos planos.

En rodilla, cuando un flanco es horizontal y el otro vertical, enlazando

mediante una charnela que hace la forma de rodilla.

Cabalgantes y fallados. Cuando el anticlinal monta sobre otro,

desapareciendo mediante fractura el sinclinal que los enlaza. Se habla también

de pliegues cabalgantes cuando montan sobre otra estructura El anticlinal

fallado puede responder a diferentes tipos de fractura, que pueden hacer

montar un flanco sobre otro, rompiendo el pliegue por su eje, pueden estar

fallados en un flanco que se levanta a modo de creta monoclinal, pueden estar

cortados por un desgarre, etc.

En domo, cuando los estratos buzan en todas direcciones formando una

media naranja, de forma que no es posible definir un eje longitudinal.

Braquianticlinal. De forma ondulada o poco alargada.

Diapírico, cuando están formados por una intrusión de materiales muy

plásticos, generalmente salinos. Los diapiros forman domos que

frecuentemente se abren como consecuencia de los esfuerzos formando

relieves invertidos. Por lo general, las intrusiones diapíricas deforman

anticlinales en los que elevan el eje localmente para formar un domo.

.

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Imagen: ensenada y ermita de santa Justa. Calcarenitas cretácicas en Ubiarco, Santillan del Mar. Anticlinal en cuyo núcleo, vaciado por erosión se edificó la ermita.

Imagen: Sierra de Cazorla. Se presenta una superficie axial que es prácticamente vertical pero la apertura de los flancos es diferente, se trata de un anticlinal recto (o vertical) asimétrico.

Imagen: Aliaga (Teruel). Anticlinal inclinado, asimétrico, isopaco.

Imagen: Pliegue Zaleski, el Molar, Madrid.

Es un pliegue tumbado que afecta a la foliación metamórfica del gneis que aflora en el núcleo del anticlinal del macizo de San

Pedro.

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Imagen: calizas y dolomías jurásicas en el barranco del rio Dulce (Pelegrina, Guadalajara).

Es un típico pliegue encofrado. Tiene el flanco fracturado por una falla inversa.

Imagen: Pliegue de San Antón en Torla (Huesca).

Pliegue acostado con vergencia hacia el sur que forma parte de los mantos pirenaicos y pone de manifiesto la gran magnitud de los esfuerzos que han actuado en la formación de la cordillera.

Pliegue sinclinal

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El sinclinal es la parte cóncava de un pliegue de la corteza terrestre debido a las fuerzas de compresión de un movimiento orogénico, cuyos estratos convergen hacia abajo, es decir en forma de cuenca. Los nombres de sus partes son similares a los del anticlinal: flancos y charnela o cuenca sinclinal. Y al igual que en el anticlinal podemos destacar: el plano axial, el eje y el buzamiento o inclinación de los estratos. Por su plano axial puede ser también: recto o simétrico, o inclinado -tumbado- o asimétrico. Y por su forma: en cuenca, pinzado, de V, de cubeta o braquisinclinal.

Los sinclinales corresponden a amplias depresiones que llevan el nombre de “val”. En algunas ocasiones la erosión ataca muy profundamente los anticlinales y son los sinclinales los relieves más elevados adoptando entonces el nombre de “sinclinales colgados”...

Ejemplo:

Imagen: calizas cretácicas en Alhama de Aragón (Zaragoza); sinclinal recto, simétrico e isopaco.

Imagen: Rio Borosa en la Sierra de Cazorla (Jaén)

Este sinclinal ha sido vaciado por la erosión. El arroyo ha eliminado los materiales que formaban el núcleo sinclinal y ahora se está encajando en la caliza compacta.

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Imagen: cilindro de Marboré. En el centro de la imagen hay un pliegue tumbado o acostado, cuya superficie axial es horizontal. Según la estratigrafía se trata de un sinclinal, ya que las rocas más recientes ocupan el núcleo del mismo.

Imagen: conglomerados Paleógenos del rio Uldemó y puertos de Beceite (Teruel).

Es un sinclinal colgado. Se trata de una etapa avanzada en la evolución morfológica de un relieve plegado, en la que los anticlinales han sido desmantelados por la erosión y se ha invertido el relieve quedando los sinclinales que dan lugar a estas formas características como esta muela.

Imagen: Cascada de Sorrosal en Broto (Huesca).

Es una serie de pliegues anticlinales y sinclinales, inclinados hacia la izquierda y con apariencia concéntrica.

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Pliegue monoclinal:

Es el que presenta una simple inflexión de los estratos, con cierta frecuencia, estos pliegues degeneran en fallas al producirse un estiramiento y fractura de la rama monoclinal del pliegue

Imagen: Terremocha del Campo (Guadalajara).

Los pliegues que aparentemente solo poseen un flanco mientras el otro se conserva horizontal se llaman pliegues monoclinales o en rodilla.

Pliegue isoclinal:

Cuando una serie de pliegues sucesivos llegan a presentar sus flancos paralelos, originan una serie isoclinal continua, de estratos con manteo uniforme.

Volcados o acostados:

Cuando los pliegues son más o menos asimétricos, con los planos axiales diversamente inclinados.

Imagen: cilindro de Marboré. En el centro de la imagen hay un pliegue tumbado o acostado, cuya superficie axial es horizontal. Según la estratigrafía se trata de un sinclinal, ya que las rocas más recientes ocupan el núcleo del mismo.

Pliegues tipo chevron

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Imagen: Cretácico superior en la Sierra de la Lastra (Aliaga, Teruel).

Pliegues en Acordeón o Chevron; la charnela puede aparecer suavemente curvada o formar un ángulo bien marcado como en esta fotografía.

Otros tipos de pliegues.

Imagen. Las series formadas por estratos de poco espesor poseen gran plasticidad y pueden formar micropliegues a veces muy apretados y que no se alcanzan a distinguir en el relieve.

Imagen: bloque en las proximidades de la Laguna de los Pájaros en el macizo de Peñalera, Madrid.

micropliegue acostado (recumbente) afectando a gneises. Es un pliegue llamado disarmonico porque sus capas no conservan el paralelismo entre ellas, lo que se aprecia bien en las láminas más finas en las zonas de charnela.

Pliegue de caja

Pliegue en caja en calizas del Jurásico, Huesca, España.

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Pliegue tipo kink

ilitas con niveles probablemente más cuarcíticos.

Lugo, España

Pliegue asimétrico

Pliegue asimétrico en turbiditas

Río de montaña

Huesca, España.

pliegue apretado

Pliegue apretado en turbiditas del Santoniense superior El margen izquierdo rocoso del río Isábena, a su paso por el Monasterio de Santa María de Obarra muestra estas capas orientadas en diferentes ángulos.

Huesca, España.

pliegue inclinado

Pliegue inclinado sobre calizas y margocalizas

Costa de Ibiza

España, Baleares / Illes Balears

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Pliegue en Vaina

Huesca, España.

Sinforme abierto en pelitas

Helva, España.

Curva en charnela de pliegue chevron

Navarra / Nafarroa, España.

antiforme suave en calizas

Madrid, España.

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Pliegue de propagación de falla

Ouarzazate, Marruecos.

Fracturas y Fallas

En geología, una falla es una fractura o zona de fracturas a lo largo de la cual ha ocurrido un desplazamiento relativo de los bloques paralelos a la fractura.

Esencialmente, una falla es una discontinuidad que se forma debido a la fractura de grandes bloques de rocas en la Tierra cuando las fuerzas tectónicas superan la resistencia delas rocas.

vertical, horizontal o una combinación de ambas.

El desplazamiento de las masas montañosas que se han elevado como consecuencia del movimiento provocado por fallas, puede ser de miles de metros como resultado de los procesos devenidos durante largos períodos de tiempo.

Es la ruptura de una roca por planos de mínima resistencia.

Si hay desplazamiento paralelo al plano de rotura: falla (con dos bloques o labios)

Si el desplazamiento es perpendicular al plano de rotura: diaclasa (no hay labio levantado ni hundido): desecación en arcillas, enfriamiento en lavas: generan prismas hexagonales: calzada de gigantes....

Las fallas son estructuras compresivas o distensivas que originan fracturas con movimiento relativo sobre un plano.

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Fallas

Las fallas son superficies de discontinuidad que separan bloques de roca donde ha ocurrido desplazamiento de bloques con movimiento paralelo al plano de discontinuidad.

Sus elementos son:

Plano de falla: superficie producida por la fractura.

Buzamiento del plano de falla.

Labios de falla: cada uno de los bloques que quedan a cada uno de los lados del plano de falla. Hay uno levantado y otro hundido.

Línea de falla: intersección de la falla con el terreno.

Salto de falla: es el desplazamiento que ha generado la falla: Tiene dos partes: Horizontal o cobijadura y es la separación horizontal. Vertical o escarpe: es el salto en vertical (el peldaño).

Fallas activas e inactivas

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Se considera que una falla es activa ya sea cuando ha tenido movimientos históricos, por ejemplo en los últimos 10.000 años, o bien en su pasado geológico reciente, considerando los últimos 500.00 años. Si bien las fallas que sufren desplazamientos cuando sucede un terremoto son activas, no todas las fallas activas generan terremotos, algunas son capaces de moverse asísmicamente, es decir sin que esté asociada a ninguna actividad sísmica.

1. Falla activa del Holoceno: una falla que se ha movido en los últimos 10.000 años.

2. Falla activa del Cuaternario tardío: una falla que se ha movido en los últimos 130.000 años.

3. Falla activa del Cuaternario: una falla que se ha movido en los últimos 1.600.000 años.

Clasificación de fallas de acuerdo a su movimiento

Si bien hay varios tipos de fallas, se puede decir que existen tres tipos de fallas principales, según sea la dirección del desplazamiento de las rocas que cortan:

Falla normal

Este tipo de fallas se generan por tensión horizontal. Las fuerzas inducidas en la roca son perpendiculares al acimut de la falla (línea de ruptura superficial), y el movimiento es predominantemente vertical respecto al plano de falla, el cual típicamente tiene un ángulo de 60 grados respecto a la horizontal. El bloque que se encuentra por encima del plano de la falla se denomina techo, y se desliza hacia abajo; mientras que el bloque que se encuentra por debajo del plano de la falla se denomina piso, y asciende.

-Se origina por esfuerzos de tensión.

-Se da en bordes divergentes.

-El plano de falla buza hacia el labio hundido.

-La falla buza hacia el material más moderno.

- Se gana terreno.

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Ejemplo:

Fallas normales de pequeña entidad. Sedimentos: calizas margosas (blancas) y margas yesíferas (oscuras) del Cenozoico (niveles inferiores a la caliza del páramo). Arganda del Rey (Madrid, España).

Ubicación: 40° 18′ 3,71″ N, 3° 26′ 57,35″ W

Lugar: Morro Solar, Lima, Perú.

Es evidente cómo el estrato de tono más claro se interrumpe en la fractura (línea diagonal en tono naranja) para continuar más abajo. Lo que observan aquí es el típico ejemplo de una falla normal.

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Falla inversa

Este tipo de fallas se genera por compresión horizontal. El movimiento es preferentemente horizontal y el plano de falla tiene típicamente un ángulo de 30 grados respecto a la horizontal. El bloque de techo se encuentra sobre el bloque de piso. Cuando las fallas inversas presentan un buzamiento (inclinación) inferior a 45º, éstas también toman el nombre de cabalgamiento.

-La falla se origina por esfuerzos compresivos

Se da en convergentes.

-Se pierde terreno.

-Buza hacia el labio levantado

-

La falla buza hacia el material más antiguo.

esquema

ejemplo

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falla inversa en Bjerkaas, Noruega, una parte de la región de Oslo. La roca más antigua está por encima de la roca más joven. Las líneas indican el movimiento relativo.

Lugar: Carretera Bintulu, Malasia.

En este caso son los estratos de color plomo los que revelan la falla, dado que (vistos de derecha a izquierda) se interrumpen en la fractura, para luego continuar más abajo al otro lado de ésta.

Falla de desgarre o de desplazamiento de rumbo

Estas fallas se desarrollan a lo largo de planos verticales y el movimiento de los bloques es horizontal, son típicas de límites transformantes de placas tectónicas. Se distinguen dos tipos de fallas de desgarre: laterales derechas y laterales izquierdas. Laterales derechas o dextrales, son aquellas en donde el movimiento relativo de los bloques es hacia la derecha; mientras que en las laterales izquierdas o sinestrales, el movimiento es opuesto a las anteriores. También se las conoce como fallas transversales.

La originan esfuerzos de cizalla.

No hay escarpe.

No hay labio hundido ni levantado.

El buzamiento de estas suele ser de 90 grados.

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Ejemplo

Lugar: Carrizo Plain, EE.UU.

La imagen corresponde a la famosa Falla de San Andrés.

En este caso es un río el que revela la falla. El río viene del lado este (parte inferior derecha), y luego corre a lo largo de la línea de falla por varios cientos de metros, para finalmente continuar su rumbo hacia el lado oeste (parte media izquierda). Esto indica que el movimiento de la

falla es "dextral", es decir que el bloque derecho se mueve hacia el observador (nosotros) y el izquierdo se mueve alejándose, dividiendo el cauce del río que alguna vez fue recto de este a oeste (derecha a izquierda).

Falla rotacional o de tijera

Un labio es hundido en una zona y levantado en otra.

En este tipo de falla el giro de los bloques tiene lugar respecto a un eje que es perpendicular a la superficie de falla. Uno de los bloques parece haber girado alrededor de un punto sobre el plano de falla, de forma que, en parte del trazado, la falla es normal, con un salto de falla decreciente, y en el resto es una falla inversa, con un salto de falla creciente, siendo la posición de no desplazamiento el punto sobre el que parece haber tenido lugar la rotación.

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Ejemplo

Bloques de fallas inclinadas en Tempe, Arizona.

El Marco superior muestra la expresión natural en la superficie, mientras que el marco inferior ilustra la formación tridimensional posible pre-erosión.

Falla de crecimiento.

Tienen una componente de desplazamiento similar a una falla normal, a través de cuya superficie de falla existe un incremento del espesor de unidades litoestratigráficas. En este caso la gravedad, el agua, la composición, la cantidad (volumen) y tipo de sedimento influyen para que se formen.Un tipo de falla directa que se desarrolla y se sigue desplazando durante la sedimentación y que habitualmente posee estratos de mayor espesor en el bloque elevado deprimido que en el bloque hundido. Las fallas de crecimiento son comunes en el Golfo de México y en otras áreas en las que la corteza se está hundiendo o separando rápidamente.

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Ejemplo:

Una vista de un afloramiento del fallamiento extensional que pueden producir bloques de falla vasculares  Las fallas se han resaltado en negro, con la línea verde que muestra un horizonte. La fotografía es de una matriz de falla extensional en los acantilados al oeste de Clarke Head, Cuenca Minas, North Shore, Nueva Escocia .

Falla listrica

Una falla normal (falla directa) que se aplana con la profundidad y que se encuentra comúnmente en zonas sometidas a regímenes extensionales. Este aplanamiento se manifiesta como un plano de falla curvo y cóncavo hacia arriba, cuyo echado (buzamiento) disminuye con la profundidad.

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Ejemplo:

Murcia, España.

Falla de crecimiento lístrica

Falla sinsedimentaria que produce cuñas de crecimiento en sedimentos carbonatados de plataforma del Tortoniense superior. La falla corta a conglomerados rojos, calciruditas tortonienses y es sellada por calizas de edad Messiniense sobre las que se ha construido el castillo de Aledo.

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Fracturas

Bajo el campo de la deformación frágil las rocas se rompen conforme a superficies más o menos planas. Las superficies de ruptura se denominan fracturas cuando no se aprecia desplazamiento entre los dos ámbitos definidos por la superficie de discontinuidad, en sentido paralelo a la propia superficie.Las fracturas son discontinuidades aproximadamente planas que separan bloques de roca con desplazamiento perpendicular al plano de ruptura.

La palabra Fractura proviene del latín fractus, que significa “quebrar” y se ha empleado para referirse a las superficies discretas que segmentan o dividen en bloques a rocas y minerales en la naturaleza; estas definen superficies de baja cohesión. Son el resultado del comportamiento quebradizo de los materiales.

Las fracturas pueden ser generadas por la concentración de esfuerzos en zonas de contraste composicional (contactos de capas, cambio de facies), por pérdida de volumen (compactación), por enfriamiento, durante deformación contraccional o extensional. Pueden ser más abundantes en lugares donde existan heterogeneidades en la roca.

Los mecanismos que explican la génesis de las principales familias de fracturas son:

- Esfuerzos de cualquier tipo.

- Perdida de carga.

- Perdida de volumen.

- Enfriamiento.

- Por efecto de la diagénesis.

- Actividad biológica.

Las fracturas son discontinuidades aproximadamente planas que separan bloques de roca con desplazamiento perpendicular al plano de ruptura. Lo que consecuentemente nos hace suponer, que la dirección del flujo de los fluidos dentro de la roca, puede presentar una alta anisotropía creada por las diversas características de las fracturas, sin tomar en cuenta las diferencias mecánicas en su generación y propagación.

- Características de las rocas fracturadas

Juntas

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Es un rompimiento a lo largo del cual no se aprecia que haya ocurrido un movimiento paralelo al plano de discontinuidad. Se originan principalmente por esfuerzos tectónicos, pero también, por procesos magmáticos durante el enfriamiento de las rocas ígneas y por contracción y expansión de las capas más superficiales durante la erosión.

Diaclasas (Joints):

Fracturas que muestran pequeños desplazamientos normales a su superficie o muy pequeño paralelo a su superficie, por lo que su apertura es limitada y no contienen cemento cristalino. Se generan principalmente por esfuerzos tensiónales y de cizalla, en respuesta a movimientos mayores de la corteza terrestre, también se desarrollan en la superficie y pueden ser resultado del intemperismo. Comúnmente tienen una orientación paralela entre sí, siendo en muy pocos casos de orientación aleatoria y mayoritariamente se encuentran en juegos o familias de diaclasas conjugadas.

Clasificación descriptiva de las diaclasas

Según su forma

Diaclasas sistemáticas: Son aquellos grupos de diaclasas que poseen geometría planar y son paralelas o subparalelas unas a otras, manteniendo un espaciado aproximadamente regular entre ellas.

Diaclasas no sistemáticas: Diaclasas curvas y de geometría irregular, pueden ocurrir en distintas longitudes.

- Clasificación según su importancia o presencia relativa:

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• Frecuencia: Número de planos de diaclasas intersecados por una línea perpendicular a ellas.

• Densidad: Número de diaclasas contenidas en una unidad de área

• Espaciamiento: Distancia promedio entre los diferentes planos de fracturas, reconocidos a lo largo de una distancia determinada.

• Diaclasas primarias

• Diaclasas secundarias

Sistemas de diaclasas

Dos o más juegos de diaclasas presentes en un afloramiento o cartografiadas en un mapa. Cuando existen dos o más familias de diaclasas que afectan el mismo volumen de roca y se intersecan formando ángulos más o menos constantes y geometrías semejantes.

Clasificación Según su longitud:

• Diaclasas maestras o principales.

• Diaclasas mayores.

• Diaclasas menores.

Fracturas abiertas.

Este tipo de fracturas se caracterizan por no presentar material diagenético en el espacio entre las paredes de la fracturas, por tal razón no se encuentran cementadas y en consecuencia no contienen algún tipo de mineralización secundaria, el ancho de la fractura es muy pequeño, probablemente del tamaño de poro, pero incrementan significativamente la permeabilidad paralelamente a la

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fractura y por otra parte hacen que decrezca la permeabilidad perpendicularmente.

La porosidad en este tipo de fracturas es importante y pueden funcionar como conductos abiertos por donde pueden fluir los fluidos.

Fracturas deformadas.

Este tipo de fracturas involucra a las que inicialmente fueron abiertas en su formación y han sido subsecuentemente alteradas por deformación. Dentro de este tipo se encuentran las fracturas de desgarramiento y relleno y las de lados deslizados. Los desgarramientos o socavaciones, son cubiertos por material fino producto de los procesos de abrasión, trituramiento y deslizamiento. Esto reduce drásticamente la permeabilidad.

Fracturas de desgarre y relleno.

El gauge o salbanda, es el material fino resultado de la abrasión entre las paredes de la fractura al haber deslizamiento, contacto y desprendimiento de material entre las rugosidades de cada pared.

Fracturas en planos de deslizamiento o lados alisados.

Un lado alisado es una superficie pulida o estriada que fue resultado de un deslizamiento friccional a lo largo de la fractura o plano de falla.

Clasificación geológica de las fracturas

1.- Fracturas tectónicas (Debidas a fuerzas del subsuelo).

2.- Fracturas regionales (Probablemente debidas a fuerzas del subsuelo).

3.- Fracturas contracciónales (Debidas a fuerzas de cuerpo).

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4.- Fracturas relacionadas en superficie (Debidas a fuerzas de cuerpo).

Fracturas tectónicas.

Son aquellas cuyo origen, orientación, distribución, y morfología. Pueden ser atribuidos o asociados con eventos tectónicos locales. Así también se pueden desarrollar por la aplicación de fuerzas externas o de superficie (Nelson, 1985), y pueden ser relacionadas con el tectonismo como en el caso del plegamiento y fallamiento.

Fracturas asociadas a fallas normales. De acuerdo con la morfología de las fracturas provocadas por fallas normales, éstas se desarrollan en una franja angosta a lo largo del plano de la falla, las fracturas utilizan el plano de la falla para presentarse.

Fracturas relacionadas a fallas inversas

las fracturas que formadas por fallamiento inverso siguen los planos de las fallas y en este caso, sigma 1 es la bisectriz del ángulo agudo y sigma 3 es la bisectriz del ángulo obtuso. Estos dos planos serán el sistema de fracturas asociadas a la falla inversa, y no se espera que estén muy separadas de la falla.

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Fracturas regionales.

Este tipo de fracturas son aquellas que se han desarrollado a lo largo de grandes áreas de la corteza terrestre y que solo han sufrido pequeños cambios relativos a su orientación; no muestran evidencias de separación a través de sus planos de fractura y siempre son perpendiculares a las superficies de estratificación en rocas sedimentarias.

Fracturas contraccionales.

Esta clase de fracturas es una combinación de fracturas de tensión y extensión asociadas a una reducción de volumen general en la roca; se manifiestan como resultado de alguno de estos procesos:

1.- Desecación.

2.- Sinéresis.

3.- Gradiente termal.

4.- Cambios de fase mineral.

Fracturas relacionadas a superficie.

Estas fracturas se desarrollan como resultado de la aplicación de fuerzas de cuerpo. En este grupo tenemos la formación de fracturamiento generado por la explotación de material pétreo en el terreno, en el caso de las canteras; por las condiciones climáticas, representado principalmente por los procesos mecánicos y químicos de congelamiento y derretimiento. En pequeña escala están los colapsos, subsidencia, alteración de minerales y diagénesis.

Ejemplos:

Familia de diaclasas. Foto perpendicular al plano de estratificación. ("Fm. Dolomías de Villa de Vés", Uña, Cuenca, España)

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Diaclasa producida por enfriamiento.

Isla La Gomera

fracturas abiertas

 Los bloques de roca caliza se desplazan sobre las arcillas que, cuando están embebidas en agua, se comportan de forma plástica. Los bloques de roca caliza han sido separados por fracturas abiertas de grandes dimensiones

Las Simas de Partagat, Zona Externa de la Cordillera Bética

Fractura tectónica

Sierras de Guadarrama y Somosierra, Madrid, España.

Fractura regional

La Zona de fractura Boulder-Lefroy en Australia.

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Fractura contraccional (desecación)

Inglaterra

Bibliografía:

- Geología estructural L.U. DE SITTEREdiciones Omega

- http://acbconsultores.com/Geologia%20general/Plegamiento/Pliegues.htm

- http://iesleonfelipe.centros.educa.jcyl.es/sitio/upload/8._Pliegues_y_fallas.pdf

- http://www.inpres.gov.ar/docentes/Fallas%20Geol%C3%B3gicas.pdf

- http://www.artinaid.com/2013/04/componentes-y-tipos-de-fallas-geologicas/

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