Geología estructural

Geología estructural

Es la rama de la geología que se dedica a estudiar la corteza terrestre, sus estructuras y la relación de las rocas que las forman. Estudia la geometría de las rocas y la posición que aparecen en superficie. Interpreta y entiende la arquitectura de la corteza terrestre y su relación espacial, determinando las deformaciones que presenta y la geometría subsuperficial de las estructuras rocosas.

Deformaciones

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 las placas generan las fuerzas tectónicas que provocan la deformación de las unidas rocas.

Fuerza y Esfuerzo

La fuerza es lo que tiende a poner en movimiento los objetos estacionarios o modificar los movimientos de los cuerpos que se mueven. De las experiencias cotidianas sabemos que si una puerta está atascada (estacionaria), aplicamos una fuerza para abrirla (ponerla en movimiento).

Para describir las fuerzas que deforman las rocas, los geólogos estructurales utilizan el término esfuerzo, que es la cantidad de fuerza aplicada sobre un área determinada. La magnitud del esfuerzo no es simplemente una función de la cantidad de fuerza aplicada, sino que también está relacionada con el área sobre el cual la fuerza actúa. Por ejemplo, si una persona anda descalza sobre una superficie dura, la fuerza (peso) de su cuerpo se distribuye por todo el pie, de modo que el esfuerzo que actúa en cualquier punto de su pie es pequeño. Sin embargo, si esa persona pisa una pequeña roca puntiaguda, la concentración de esfuerzo en un punto de su pie será elevada. Por tanto puede pensarse en el esfuerzo una medida de cuan concentrada esta la fuerza.

Tipos de esfuerzo

Cuando se aplica un esfuerzo en direcciones diferentes se denomina esfuerzo diferencial. El esfuerzo diferencial que se acorta a un cuerpo rocoso se conoce como esfuerzo comprensivo. Los esfuerzos comprensivos asociados con las placas tienden a acortar y engrosar la corteza terrestre plegándose, fluyendo o fracturándose. Recordemos lo que hemos dicho de las rocas metamórficas, que el esfuerzo compresivo se concentra más en los puntos en los que los granos minerales están en contacto, provocando la migración de la materia mineral de las zonas de esfuerzo elevado a las zonas de esfuerzo. Como consecuencia los granos minerales (y la unidad de roca) tienden a acortarse en dirección paralela al plano de máximo esfuerzo y alargarse en la dirección perpendicular a la del mayor esfuerzo.

Cuando el esfuerzo tiende a alargar o separa una unidad rocosa, se conoce como esfuerzo tensional. Donde las placas se están separando (limites de placas divergentes), los esfuerzos tensional tienden a alargar los cuerpos rocosos situados en la corteza superior mediante el desplazamiento a lo largo de las fallas. Por otro lado en profundidad el desplazamiento es consecuencia de un tipo de flujo plástico.

El esfuerzo diferencial también puede hacer que la roca se cizalle. Un tipo de cizallamiento es similar al deslizamiento que se produce entre los naipes de una baraja cuando la parte superior se desplaza en relación con la parte inferior. En los entornos próximos a la superficie, el cizallamiento suele producirse en superficie de debilidad paralela y estrechamente espaciadas, como los planos de estratificación, foliación y las micro fallas. Además, en los bordes de la falla transformante, los esfuerzos de cizallamiento producen desplazamientos a gran escala a lo largo de las principales zonas de falla. Por el contrario, a grandes profundidades, donde las temperaturas y las presiones de confinamiento son elevadas, un flujo en estado sólido es el responsable del cizallamiento.

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. 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. 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. Además, el plano axial es una superficie imaginaria que divide un pliegue de la manera más simétrica posible.

Tipos de 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 las capas de roca es un ejemplo de 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. 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 en realidad horizontal. Esos pliegues tumbados (recumbentes) son comunes

en algunas regiones montañosas como los Alpes.

Los pliegues no se extienden indefinidamente; antes bien, sus extremos terminan de una manera

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