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Pliegues

Deformación de la corteza y Pliegues

Durante la formación de las montañas, las rocas sedimentarias y volcánicas suelen doblarse en una serie de ondulaciones semejantes a ondas denominadas pliegues. Los pliegues de los estratos sedimentarios se parecen mucho a los que se formarían si se cogiera una hoja de papel por sus extremos y se fueran empujando uno hacia el otro. 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 produce como consecuencia de esfuerzos compresivos que provocan el acortamiento y engrosamiento de la corteza. A veces, los pliegues se encuentran aislados, pero es mucho más frecuente que aparezcan como una serie de ondulaciones.

Para entender los pliegues y el plegamiento, debemos familiarizarnos con la terminología utilizada para nombrar las partes de un pliegue. Como se muestra en la Figura GEOEST-07, 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, o simplemente charnela. En algunos pliegues, como el ilustrado en la Figura GEOEST-07A, la charnela es horizontal, o paralela a la superficie. Sin embargo, en los pliegues más complejos, la charnela del pliegue está a menudo inclinada según un ángulo conocido como inmersión (Figura GEOEST-07B). Además, el plano axial es una superficie imaginaria que divide un pliegue de la manera más simétrica posible.

Figura GEOEST-06 Estableciendo la dirección y el buzamiento de los etratos sedimentarios que afloran en un mapa A., los geólogos pueden deducir la orientación de la estructura en el subsuelo B.

Figura GEOEST-07 Esquemas idealizados que ilustran las características asociadas con pliegues simétricos. El eje del pliegue en A es horizontal, mientras que el eje del pliegue en B tiene inmersión.

 

Tipos de pliegues

Los dos tipos de pliegues más comunes se denominan anticlinales y sinclinales (Figura GEOEST-08). Un anticlinal se forma casi siempre por plegamiento convexo, o arqueamiento, de las capas de roca*. La Figura GEOEST-07 es un ejemplo rle un anticlinal. Los anticlinales afloran, a veces de manera espectacular en los puntos donde las carreteras atraviesan estratos deformados. Asociados a menudo con los anticlinales, se encuentran los pliegues cóncavos, o surcos, denominados sinclinales. Obsérvese en la Figura GEOEST-09 que el flanco de un . anticlinal lo es también del sinclinal adyacente.

Dependiendo de su orientación, estos pliegues básicos se describen como simétricos, cuando los flancos son imágenes espectaculares el uno del otro y como asimétrico cuando no lo son. Se dice que un pliegue asimétrico esta volcado o capotado si uno de los flancos está inclinado más allá de la vertical (Figura GEOEST-08) Un pliegue volcado puede también <<descansar sobre su flanco>> de manera que un plano que se extendiera a través deel eje del pliegue sería en realidad horizontal. Esos pliegues tumbados (recumbentes) son comunes en algunas regiones montañosas como los Alpes.

 

Los pliegues no se exticnden indefinidamente; antes bien, sus extremos terminan de una manera muy parecida a corno lo hacen las arrugas en la ropa. Algunos pliegues tienen inmersión, porque el eje del pliegue penetra en el terreno (Figura GEOEST-10). Como muestra la figura, pueden tener inmersión tanto los anticlinales corno los sinclinales. En la Figura GEOEST-11 se muestra un ejemplo de un anticlinal con inmersión y el modelo que se produce cuando la erosión retira las capas superiores de la estructura y deja expuesto su interior. Nótese que la traza del pliegue de un anticlinal apunta en la dirección de su inmersión, mientras que lo contrario es cierto para un sinclinal. Un buen ejemplo de tipo de topografía que se produce cuando las fuerzas erosivas afectan a estratos sedimentarios plegados se encuentra en la provincia Valley and Ridge de los Apalaches (Véase Figura GEOEST-11).

*. Definido de una manena estricta, un anticlinal es una estructura en la cual los estratos más antiguos se encuentran en el centro. Esto se produce generalmente cuando los estratos se pliegan hacia arriba. Además:, un sinclinal se define estrictamente como una estructura en 1a cual los estratos más jóvenes se encuentran en el centro. Esto ocurre casi siempre cuando los estratos se pliegan hacia abajo.

 

Figura GEOEST-08 Bloque diagrama de los principales tipos de estratos plegados. Las estructuras arqueadas o convexas son anticlinales. Los pliegues cóncavos o depresiones son sinclinales. Obsérvese que el flanco de un anticlinal lo es también del sinclinal adyacente.

Figura GEOEST-09 El sinclinal (izquierda) y el anticlinal (derecha) comparten un flanco común. (Foto de E.J.Tarbuck.)

 

Figura GEOEST-10 Pliegues con inmersión.

A. Vista idealizada de pliegues con inmersión en los cuales se ha añadido una superficie horizontal.

B. Vista de los pliegues con inmersión como podrían aparecer después de experimentar mucha erosión.

 

Obsérvese que en un anticlinal con inmersión, terminación periclinal del pliegue <<apunta>> en la dirección de inmersión, mientras que en los sinclinales con inmersión ocurre justo lo contrario.

Figura GEOEST-11 Sheep Mountain, un anticlinal con doble inmersión. Obsérvese que la erosión ha cortado los estratos sedimentarios de los flancos en pequeñas crestas en forma de <<V>> que apunta a la dirección de la inmersión. (Foto de John S. Shelton.)

 

 

Es importante comprender que los resaltes no están necesariamente asociados con anticlinales, ni los valles relacionados con sinclinales. Antes bien, crestas y valles se producen por meteorización diferencial y erosión. Por

ejemplo, en la provincia Valley and Ridge, los estratos de arenisca más resistente permanecen como imponentes riscos separados por valles excavados en estratos de caliza y lutita mucho más fáciles de erosionar

 

Aunque hemos separado en nuestra explicación los pliegues y las fallas, en el mundo real, en general los pliegues están estrechamente ligados a las fallas. Ejemplos de esta relación estrecha son las amplias estructuras regionales denominadas monoclinales. Estrucnrras particularmente destacadas de la llanura de Colorado, los monoclinales (mono = uno; kleinen = inclinar) son grandes pliegues en forma de escalón situados en estratos sedimentarios por lo demás horizontales (Figura GEOEST-12). Estos pliegues parecen ser el resultado de la reactivación de las zonas de falla situadas en las rocas del basamento por debajo de la cobertera. Conforme los grandes bloques de roca del basamento ascendían a 1o largo de antiguas fallas, los estratos sedimentarios comparativamente dúctiles de encima respondían plegándose. En La llanura del Colorado, los monoclinales muestran una zona estrecha de estratos muy inclinados que se allanan y forman las capas superiores de las grandes áreas elevadas, como el pliegue Zuni, el pliegue Echo Cliffs y la ondulación de San Rafael (Figura GEOEST-12). El desplazamiento a lo largo de estas fallas reactivadas es a menudo superior a 1 ki1ómetro, y los mayores monoclinales muestran desplazamientos próximos a los kilómetros.

Figura GEOEST-12 Monoclinal. El monoclinal consiste en estratos sedimentarios plegados que fueron deformados por una fractura del basamento. El cabalgamiento de este diagrama se denomina cabalgamiento ciego porque no alcanza la superficie.

 

 

Domos y cubetas

Grandes elevaciones de las rocas del basamento pueden deformar la cubierta de estratos sedimentarios superiores y generar grandes pliegues. Cuando este movimiento ascendente produce una estructura circular o alargada, la estructura se denomina domo (Figura GEOEST-13A). Las estructuras descendentes que tienen una forma similar se denominan cubetas (Figura GEOEST-l3B).

Las Black Hills del oeste de Dakota del sur son un gran domo que, se cree, se formó por levantamiento. La erosión ha eliminado las porciones más elevadas de los estratos sedimentarios levantados, dejando expuestas en el centro las rocas metamórficas e ígneas más antiguas (Figura GEOEST-14). Pueden verse restos de esos estratos sedimentarios, que antiguamente fueron continuos, flanqueando el núcleo cristalino de esta cordillera montañosa. Los estratos más resistentes son fáciles de identificar porque la erosión diferencial los ha hecho aflorar como prominentes crestas denominadas hogbacks. Dado que los hogbacks pueden formarse en cualquier sitio en que los es- tratos resistentes están muy inclinados, también están asociados con otros tipos de pliegues.

Los domos pueden formarse también por intrusión de magmas (lacolitos) como se muestra en la Figura GEOEST-16. Además, la migración ascendente de formaciones salinas puede producir los domos de sal que son comunes en el Golfo de México.

En Estados Unidos existen varias grandes (Figura GEOEST-15). Las cuencas de Michigan e Illinoisestratos de pendientes muy suaves que definen una geometría cóncava. Se piensa que estas cubetas son cuenca de grandes acumulaciones de sedimentos, cuyo peso hizo que la corteza se hundiera (véase sección sobre

Figura GEOEST-13 Elevaciones y descensos suaves, de las rocas de la corteza producen domos (A) y cubetas (B). La erosión de esas estructuras produce un patrón de afloramiento que es aproximadamente círcular o alargado

 

isostasia ). Unas pocas cubetas estructurales pueden haber sido consecuencia de impactos de asteroides gigantes.

Dado que la. grandes cubetas contienen estratos sedimentarios inclinados según ángulos muy pequeños. suelen identificarse por la edad de las rocas que las componen. Las rocas más jóvenes se encuentran cerca del centro y las más antiguas, en los flancos. Éste es exactamente el orden contrario observado en un domo, como las Black Hills, donde las rocas más antiguas aparecen en el núcleo.

Figura GEOEST-14 Las Black Hills de Dakota del Sur, una gran estructura dómica con rocas ígneas y metamórficas resistentes aflorantes en el núcleo.

 

   

Deformación de la corteza y Pliegues

Durante la formación de las montañas, las rocas sedimentarias y volcánicas suelen doblarse en una serie de ondulaciones semejantes a ondas denominadas pliegues. Los pliegues de los estratos sedimentarios se parecen mucho a los que se formarían si se cogiera una hoja de papel por sus extremos y se fueran empujando uno hacia el otro. 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 produce como consecuencia de esfuerzos compresivos que provocan el acortamiento y engrosamiento de la corteza. A veces, los pliegues se encuentran aislados, pero es mucho más frecuente que aparezcan como una serie de ondulaciones.

Para entender los pliegues y el plegamiento, debemos familiarizarnos con la terminología utilizada para nombrar las partes de un pliegue. Como se muestra en la Figura GEOEST-07, 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, o simplemente charnela. En algunos pliegues, como el ilustrado en la Figura GEOEST-07A, la charnela es horizontal, o paralela a la superficie. Sin embargo, en los pliegues más complejos, la charnela del pliegue está a menudo inclinada según un ángulo conocido como inmersión (Figura GEOEST-07B). Además, el plano axial es una superficie imaginaria que divide un pliegue de la manera más simétrica posible.

Figura GEOEST-06 Estableciendo la dirección y el buzamiento de los etratos sedimentarios que afloran en un mapa A., los geólogos pueden deducir la orientación de la estructura en el subsuelo B.

Figura GEOEST-07 Esquemas idealizados que ilustran las características asociadas con pliegues simétricos. El eje del pliegue en A es horizontal, mientras que el eje del pliegue en B tiene inmersión.

 

Tipos de pliegues

Los dos tipos de pliegues más comunes se denominan anticlinales y sinclinales (Figura GEOEST-08). Un anticlinal se forma casi siempre por plegamiento convexo, o arqueamiento, de las capas de roca*. La Figura GEOEST-07 es un ejemplo rle un anticlinal. Los anticlinales afloran, a veces de manera espectacular en los puntos donde las carreteras atraviesan estratos deformados. Asociados a menudo con los anticlinales, se encuentran los pliegues cóncavos, o surcos, denominados sinclinales. Obsérvese en la Figura GEOEST-09 que el flanco de un . anticlinal lo es también del sinclinal adyacente.

Dependiendo de su orientación, estos pliegues básicos se describen como simétricos, cuando los flancos son imágenes espectaculares el uno del otro y como asimétrico cuando no lo son. Se dice que un pliegue asimétrico esta volcado o capotado si uno de los flancos está inclinado más allá de la vertical (Figura GEOEST-08) Un pliegue volcado puede también <<descansar sobre su flanco>> de manera que un plano que se extendiera a través deel eje del pliegue sería en realidad horizontal. Esos pliegues tumbados (recumbentes) son comunes en algunas regiones montañosas como los Alpes.

 

Los pliegues no se exticnden indefinidamente; antes bien, sus extremos terminan de una manera muy parecida a corno lo hacen las arrugas en la ropa. Algunos pliegues tienen inmersión, porque el eje del pliegue penetra en el terreno (Figura GEOEST-10). Como muestra la figura, pueden tener inmersión tanto los anticlinales corno los sinclinales. En la Figura GEOEST-11 se muestra un ejemplo de un anticlinal con inmersión y el modelo que se produce cuando la erosión retira las capas superiores de la estructura y deja expuesto su interior. Nótese que la traza del pliegue de un anticlinal apunta en la dirección de su inmersión, mientras que lo contrario es cierto para un sinclinal. Un buen ejemplo de tipo de topografía que se produce cuando las fuerzas erosivas afectan a estratos sedimentarios plegados se encuentra en la provincia Valley and Ridge de los Apalaches (Véase Figura GEOEST-11).

*. Definido de una manena estricta, un anticlinal es una estructura en la cual los estratos más antiguos se encuentran en el centro. Esto se produce generalmente cuando los estratos se pliegan hacia arriba. Además:, un sinclinal se define estrictamente como una estructura en 1a cual los estratos más jóvenes se encuentran en el centro. Esto ocurre casi siempre cuando los estratos se pliegan hacia abajo.

 

Figura GEOEST-08 Bloque diagrama de los principales tipos de estratos plegados. Las estructuras arqueadas o convexas son anticlinales. Los pliegues cóncavos o depresiones son sinclinales. Obsérvese que el flanco de un anticlinal lo es también del sinclinal adyacente.

Figura GEOEST-09 El sinclinal (izquierda) y el anticlinal (derecha) comparten un flanco común. (Foto de E.J.Tarbuck.)

 

Figura GEOEST-10 Pliegues con inmersión.

A. Vista idealizada de pliegues con inmersión en los cuales se ha añadido una superficie horizontal.

B. Vista de los pliegues con inmersión como podrían aparecer después de experimentar mucha erosión.

 

Obsérvese que en un anticlinal con inmersión, terminación periclinal del pliegue <<apunta>> en la dirección de inmersión, mientras que en los sinclinales con inmersión ocurre justo lo contrario.

Figura GEOEST-11 Sheep Mountain, un anticlinal con doble inmersión. Obsérvese que la erosión ha cortado los estratos sedimentarios de los flancos en pequeñas crestas en forma de <<V>> que apunta a la dirección de la inmersión. (Foto de John S. Shelton.)

 

 

Es importante comprender que los resaltes no están necesariamente asociados con anticlinales, ni los valles relacionados con sinclinales. Antes bien, crestas y valles se producen por meteorización diferencial y erosión. Por

ejemplo, en la provincia Valley and Ridge, los estratos de arenisca más resistente permanecen como imponentes riscos separados por valles excavados en estratos de caliza y lutita mucho más fáciles de erosionar

 

Aunque hemos separado en nuestra explicación los pliegues y las fallas, en el mundo real, en general los pliegues están estrechamente ligados a las fallas. Ejemplos de esta relación estrecha son las amplias estructuras regionales denominadas monoclinales. Estrucnrras particularmente destacadas de la llanura de Colorado, los monoclinales (mono = uno; kleinen = inclinar) son grandes pliegues en forma de escalón situados en estratos sedimentarios por lo demás horizontales (Figura GEOEST-12). Estos pliegues parecen ser el resultado de la reactivación de las zonas de falla situadas en las rocas del basamento por debajo de la cobertera. Conforme los grandes bloques de roca del basamento ascendían a 1o largo de antiguas fallas, los estratos sedimentarios comparativamente dúctiles de encima respondían plegándose. En La llanura del Colorado, los monoclinales muestran una zona estrecha de estratos muy inclinados que se allanan y forman las capas superiores de las grandes áreas elevadas, como el pliegue Zuni, el pliegue Echo Cliffs y la ondulación de San Rafael (Figura GEOEST-12). El desplazamiento a lo largo de estas fallas reactivadas es a menudo superior a 1 ki1ómetro, y los mayores monoclinales muestran desplazamientos próximos a los kilómetros.

Figura GEOEST-12 Monoclinal. El monoclinal consiste en estratos sedimentarios plegados que fueron deformados por una fractura del basamento. El cabalgamiento de este diagrama se denomina cabalgamiento ciego porque no alcanza la superficie.

Domos y cubetas

Grandes elevaciones de las rocas del basamento pueden deformar la cubierta de estratos sedimentarios superiores y generar grandes pliegues. Cuando este movimiento ascendente produce una estructura circular o alargada, la estructura se denomina domo (Figura GEOEST-13A). Las estructuras descendentes que tienen una forma similar se denominan cubetas (Figura GEOEST-l3B).

Las Black Hills del oeste de Dakota del sur son un gran domo que, se cree, se formó por levantamiento. La erosión ha eliminado las porciones más elevadas de los estratos sedimentarios levantados, dejando expuestas en el centro las rocas metamórficas e ígneas más antiguas (Figura GEOEST-14). Pueden verse restos de esos estratos sedimentarios, que antiguamente fueron continuos, flanqueando el núcleo cristalino de esta cordillera montañosa. Los estratos más resistentes son fáciles de identificar porque la erosión diferencial los ha hecho aflorar como prominentes crestas denominadas hogbacks. Dado que los hogbacks pueden formarse en cualquier sitio en que los es- tratos resistentes están muy inclinados, también están asociados con otros tipos de pliegues.

Los domos pueden formarse también por intrusión de magmas (lacolitos) como se muestra en la Figura GEOEST-16. Además, la migración ascendente de formaciones salinas puede producir los domos de sal que son comunes en el Golfo de México.

En Estados Unidos existen varias grandes (Figura GEOEST-15). Las cuencas de Michigan e Illinoisestratos de pendientes muy suaves que definen una geometría cóncava. Se piensa que estas cubetas son cuenca de grandes acumulaciones de sedimentos, cuyo peso hizo que la corteza se hundiera (véase sección sobre

Figura GEOEST-13 Elevaciones y descensos suaves, de las rocas de la corteza producen domos (A) y cubetas (B). La erosión de esas estructuras produce un patrón de afloramiento que es aproximadamente círcular o alargado

 

isostasia ). Unas pocas cubetas estructurales pueden haber sido consecuencia de impactos de asteroides gigantes.

Dado que la. grandes cubetas contienen estratos sedimentarios inclinados según ángulos muy pequeños. suelen identificarse por la edad de las rocas que las componen. Las rocas más jóvenes se encuentran cerca del centro y las más antiguas, en los flancos. Éste es exactamente el orden contrario observado en un domo, como las Black Hills, donde las rocas más antiguas aparecen en el núcleo.

Figura GEOEST-14 Las Black Hills de Dakota del Sur, una gran estructura dómica con rocas ígneas y metamórficas resistentes aflorantes en el núcleo.

   
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